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1Suelos de la Región Pampeana

Suelos de la RegiónPampeanaProcesos de Formación

Perla Amanda ImbelloneInstituto de Geomorfología y SuelosFacultad de Ciencias Naturales y MuseoUniversidad Nacional de La Plata

Jorge Eloy GiménezInstituto de Geomorfología y SuelosFacultad de Ciencias Naturales y MuseoUniversidad Nacional de La Plata

José Luis PanigattiInstituto de SuelosInstituto Nacional de Tecnología Agropecuaria

2010

2 Suelos de la Región Pampeana

A nuestras familias


Guillermo Salvador Fadda

El 5 de junio de 2009 falleció el Ingeniero Agrónomo Guillermo Salvador Fadda en la Ciudadde San Miguel de Tucumán, Argentina. La sociedad pierde un hombre de notables valoreséticos y humanos y un profesional y científico argentino sobresaliente. Quienes lo conocieroncomo discípulos o colegas saben de su sencillez, idoneidad y tenacidad, cualidades que loconvirtieron en un verdadero maestro.

Su vida se desarrolló en ámbitos profesionales y académicos, principalmente en el noroesteargentino, donde siempre defendió sus ideas con pasión. En el ámbito universitario transitótodos lo estamentos docentes y administrativos desde docente auxiliar hasta las máximasjerarquías. Después de una interrupción al final de los ´70 (1976-1983) se reintegró a la vidauniversitaria hasta su retiro y fue Decano de la Facultad de Agronomía y Zootecnia de laUniversidad Nacional de Tucumán, Profesor titular de la Cátedra de Edafología y Directoracadémico de la Maestría de esa Facultad.

Fue el primer argentino especializado en Génesis y Cartografía de Suelos, título que obtuvoen 1967 en la Universidad de Gante, Bélgica, hecho que lo transformó en un referente nacio-nal y en un difusor de ideas acerca de la génesis de suelos por esos años y aún en la actualidad.Baste recordar los cursos de Micromorfología de Suelos que brindaba en el Instituto de Suelosy Agrotecnia del Instituto Nacional de Tecnología Agropecuaria y los conceptos genéticos quese encuentran actualmente en internet como parte de los temas de la Cátedra de Edafologíade la Universidad Nacional de Tucumán.

Los últimos años de su vida, ya retirado de los claustros universitarios los transitó comoDirector Técnico de la Estación Experimental Agropecuaria Obispo Colombres de la provinciade Tucumán, que culminó en su valiosa participación en el Libro del Centenario de esa Insti-tución.

Los autores de este libro brindan un respetuoso homenaje a quien fuera un precursor y difusorde las ideas acerca de Génesis, Clasificación y Cartografía de Suelos en la Argentina.


Prólogo

Cuando comencé a preparar este prólogo se me presentó un problema. El problema no fue lacalidad del libro, ni la idoneidad de los autores, sino que se trata de un libro escrito por amigos.Amigos que uno conoce de muchos años y con los que desarrollé proyectos de distinto orden.Por ello, fue necesario separar los afectos para no perder objetividad.

Al comenzar a leerlo, recordé que cuando era estudiante me preguntaba porqué había tanpocos libros escritos por profesores e investigadores argentinos, en general y, en particular, en elcampo de la ciencia del suelo. Esto nos obligaba, a estudiar de materiales que no reflejabanintegramente la realidad que enfrentaríamos, cuando actuáramos como profesionales. De esamanera estudiabamos, por ejemplo, la podsolización, proceso poco representado arealmente ennuestro país. Luego, debo confesarlo, siendo ya docentes también enseñabamos este proceso anuestros estudiantes.

Por diversas razones, esta situación fue cambiando en los últimos años y se fueron cubriendo –siempre hablando de la ciencia del suelo- diversas áreas temáticas. Con este libro, «Suelos de laRegión Pampeana. Procesos de formación», la génesis de los suelos da un paso adelante, y quepaso! y lo da de la mano de tres brillantes profesores-investigadores: Perla A. Imbellone, JorgeE. Giménez, José L. Panigatti. Los dos primeros docentes de la Universidad Nacional de La Platay el tercero, investigador del INTA. Los tres, conocidos autores de los más importantes aportes delos últimos tiempos en la ciencia del suelo.

Analizando el libro se observa que cuenta con un capítulo introductorio que analiza globalmentea los procesos pedogenéticos, el área básica a ser considerada luego. Posteriormente, el libroabarca los siguientes cinco capítulos: Melanización, Ilimerización, Hidromorfismo, Vertisolizacióny Sodificación y Salinización. Son los procesos pedogenéticos predominantes en la RegiónPampeana, aunque como manifiestan los autores, estos procesos no actúan aisladamente sinoen diferente grado de superposición.

Debido a que los procesos que dieron origen a los suelos son diferentes en cada caso, los suelosresultantes también son diferentes. Consecuentemente, son diferentes las técnicas de utilizaciónde ellos. Cada capítulo refleja esa realidad y presenta esas características diferenciales en sucontenido. Hay, sin embargo, un patrón uniforme en todos ellos. Los capítulos contienen unaintroducción, que ubica el caso de estudio, los factores de formación y la génesis de los procesos.También incluyen el estudio de la morfología del suelo resultante de cada proceso, así como laspropiedades físicas y químicas y, en algunos casos, cuando corresponde, propiedades mineralógicas.Cada capítulo incluye la clasificacion de los suelos y su distribución geográfica. Finaliza con elanálisis de los aspectos aplicados, incluyendo la aptitud y uso de los suelos.

Esto último es una característica del presente libro, pues es básicamente un libro de génesis desuelos, enfatizando en los procesos pedogenéticos, pero no únicamente. Cada capítulo presentaun panorama del uso y manejo de los suelos. Ese panorama es sintético, pero queda claro allector las causas que determinan que se aplique una práctica en el suelo que sufrió un procesopedogenético y no otro. Esta amalgama de presentar la formación de un suelo y las posibilida-des de uso y problemas de su manejo, constituye un rasgo de gran originalidad.

Otro factor determinante de la trascendencia del libro se debe a la importancia de los procesosestudiados. En principio, la importancia depende de la superficie que abarca cada suelo resul-tante y su interés agrícola. También es destacable la magnitud y la profundidad de los estudiosrealizados en el país y en el mundo. El libro considera los procesos actuantes en la región pampeana,pero hace referencias a la aplicación de los mismos en otras zonas del país. Por ello, y conside-rando que los procesos analizados también actuan en otras regiones del territorio nacional,aunque a veces subordinados a otros procesos, el libro excede a nuestra pampa. Se aplica a todala Argentina y, también, a países vecinos.


Los capítulos están escritos con mucha claridad, sin sacrificar la precisión científica. No sólo eso,los textos llegan a un elevado nivel de profundidad en cada tema. En ellos se amalgama elpasado y el presente. Se analiza la historia, a través del análisis de la evolución de los distintosconceptos pedogenéticos, teniendo en cuenta a los «padres» de la ciencia del suelo, que comen-zaron sus estudios desde el último tercio del siglo XIX, y los aportes de los precursores argenti-nos. Finalmente, se detallan los conceptos y avances desarrollados por los autores de estos días.

El libro está dirigido a estudiantes de grado y posgrado de las carreras que incluyen a la cienciadel suelo en su currícula y, vale decirlo, también está dirigido a sus docentes. Estas carrerasabarcan las ciencias naturales, las ciencias agrarias y las ciencias ambientales. Por supuesto, tam-bién resulta muy atractivo desde el punto de vista de la tecnología. Por eso, sin duda, el libroserá muy útil para profesionales y técnicos, además de investigadores.

Finalmente, todos sus lectores, cualquiera sea su origen y área de interés, encontrarán una obrafresca, de fácil lectura, en la cual se logró transformar un tema que muchas veces es abstractopara los estudiantes, en un tema vivo y dinámico, profundo y preciso. El libro no sólo es paraleer y estudiar, es una referencia obligada para los trabajos de investigación dentro de las cien-cias del suelo.

Raúl S. LavadoProfesor Titular Plenario Facultad

de Agronomía de la UBAInvestigador Principal CONICET

Director IBYF, Unidad EjecutoraCONICET-FAUBA


Índice

Capítulo 1. Procesos pedogenéticos

Introducción .....................................................................................................................Horizontación y haploidización ...................................................................................Algunos modelos pedogenéticos .................................................................................Tipos de procesos pedogenéticos .................................................................................Antecedentes de procesos pedogenéticos ......................................................................Los procesos pedogenéticos y las clasificaciones de suelos ..................................................¿Por qué conocer los procesos formadores? .................................................................Bibliografía ..................................................................................................................

Capítulo 2. Proceso de melanización

Introducción ................................................................................................................Dinámica de la materia orgánica ...................................................................................Constitución de la materia orgánica del suelo ..............................................................Expresiones morfológicas del proceso ...........................................................................Rasgos micromorfológicos del proceso .........................................................................Influencia de las propiedades físicas .............................................................................Influencia de las propiedades químicas .........................................................................Balance de carbono .........................................................................................................Funciones de la materia orgánica del suelo ..................................................................Clasificación ..................................................................................................................Distribución del proceso en la Región Pampeana ...............................................................Melanización y aspectos aplicados ................................................................................Bibliografía ..................................................................................................................

Capítulo 3. Proceso de ilimerización

Introducción .................................................................................................................Factores de formación ...................................................................................................Subprocesos que intervienen en la ilimerización ............................................................Morfología de los suelos ..............................................................................................Técnicas para detectar y estimar la intensidad del proceso de iluviación de arcilla ...............Propiedades mineralógicas ..........................................................................................Propiedades físicas ........................................................................................................Propiedades químicas ....................................................................................................Clasificación .................................................................................................................Suelos con horizontes argílicos de la Región Pampeana ....................................................Ilimerización y aspectos aplicados ................................................................................Bibliografía ....................................................................................................................

Capítulo 4. Proceso de hidromorfismo

Introducción .................................................................................................................Factores de formación ....................................................................................................Génesis del proceso ..........................................................................................................Morfología de los suelos ...............................................................................................Propiedades químicas .....................................................................................................Propiedades mineralógicas ............................................................................................

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Clasificación .................................................................................................................Suelos hidromórficos de la Región Pampeana ..............................................................Hidromorfismo y aspectos aplicados ...............................................................................Bibliografía ..................................................................................................................

Capítulo 5. Proceso de vertisolización

Introducción ................................................................................................................Factores de formación ......................................................................................................Morfología de los suelos ...................................................................................................Propiedades mineralógicas .............................................................................................Propiedades físicas ...........................................................................................................Propiedades químicas ...................................................................................................Clasificación ...................................................................................................................Suelos con características vérticas de la Región Pampeana ..................................................Vertisolización y aspectos aplicados .............................................................................Bibliografía .....................................................................................................................

Capítulo 6. Procesos de sodificación y salinización

Introducción ..................................................................................................................Factores de formación ..................................................................................................Las sales solubles .............................................................................................................Génesis de los procesos ...................................................................................................Efectos de la sodicidad y salinidad .................................................................................Clasificación de los suelos salinos y sódicos ...................................................................Suelos halomórficos de la Región Pampeana ...................................................................Aspectos aplicados ........................................................................................................Bibliografía ..................................................................................................................

Fotos Color

Capítulo 2 ...................................................................................................................Capítulo 3 ...................................................................................................................Capítulo 4 ...................................................................................................................Capítulo 5 ...................................................................................................................Capítulo 6 ...................................................................................................................

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Procesos pedogenéticos


Introducción

Una definición del término proceso, aplicable enPedología es «conjunto de fases sucesivas de unfenómeno natural o de una operación artificial»(RAE, 2001). Refiriéndose en particular a los sue-los, una de las primeras definiciones correspon-de a Jenny (1941) para quien «cualquier reacciónque tiene lugar en los suelos que estáfuncionalmente relacionada con los factores deformación es un proceso de formación del sue-lo». Como ejemplos cita a: «calcificación,podzolización, laterización, salinización, desali-nización, alcalinización, desalcalinización, for-mación de turba y formación de suelos pobre-mente drenados, incluyendo gleización». Con-sidera a la meteorización como un procesopedogenético ya que ésta continúa actuando enel material del suelo, controlada por la hume-dad y temperatura.

Buol et al. (1989) señalan que un procesopedogenético es un conjunto o secuencia de su-cesos que incluyen tanto reacciones complejascomo reordenamientos relativamente simples dela materia, que afectan íntimamente al suelo enque se producen. Baize (2004) define a los proce-sos pedogenéticos como el conjunto de fenóme-nos naturales o antrópicos de alteraciones,neogénesis, transferencias y transformaciones queconducen a la formación y evolución de las co-berturas pedológicas. Buol (2006) extiende elconcepto de los procesos pedogenéticos a unconjunto de reacciones que se producen en for-ma simultánea o secuencial y que dan origen alos horizontes y a otros rasgos morfológicos delsuelo. Para que una propiedad esté presente, debeser compatible con el ambiente que existe en elsuelo; ya sea porque los procesos actuales favo-recen la formación de la propiedad en el presen-te o porque la propiedad formada en un ambien-te del pasado es suficientemente estable comopara persistir en las condiciones actuales.

No siempre es sencillo interpretar los procesosacaecidos a partir de las propiedades observadasy/o medidas en un momento, ya que muchosprocesos se producen en forma simultánea, porlo cual la impronta que deja cada uno ellos re-sulta menos evidente Además, existe la posibili-dad que el conjunto actual de propiedades seala resultante de una serie de procesos que varia-ron en el tiempo como consecuencia de cambiosdel clima (Chadwick y Graham, 2000).

Horizontación y haploidización

La mayor parte de los procesos pedogenéticosconducen a una diferenciación del material delsuelo en horizontes. Dichos horizontes deben dis-tinguirse de las capas, acumuladas por procesosgeológicos, como ocurre en los suelos aluviales.Como ejemplo de procesos y horizontesgenéticos resultantes se puede citar lamelanización en horizontes A, ilimerización enhorizontes Bt, podzolización en horizontes Bhs,laterización en horizontes Bo, etc. La diferencia-ción por procesos específicos o combinados seconoce como horizontación. O sea, partiendo deun material más o menos uniforme (isótropo), lahorizontación conduce a condiciones deanisotropía.

La horizontación se contrapone a lahaploidización, término referido al conjunto deprocesos que conducen a la simplificación, mez-clado o destrucción de horizontes y también a lasimplificación del perfil de suelo en conjunto.Ejemplos del fenómeno mencionado son los dis-tintos tipos de pedoturbación (bioturbación,argiliturbación, crioturbación). En realidad, nose trata de una homogeneización total del ma-terial del suelo, sino una modificación de la po-sición de los límites de los horizontes, que dejande ser más o menos paralelos a la superficie delsuelo. Es decir que no habría una reversión a laisotropía original de los materiales sino más biena otro tipo de anisotropía (ver capítulo 5).

Algunos modelos pedogenéticos

Para la comprensión conceptual de los procesospedogenéticos particulares, es necesario inscri-birlos en el concepto más amplio depedogénesis o formación del suelo y conocerde qué manera participan. El modelopedogenético más antiguo es el de Dokuchaiev(1883) expuesto en su tesis acerca del Chernozemruso, que suele denominarse funcional-factorial.Según este modelo, el suelo o sus propiedadesson el resultado de la interacción de los factoresclima, organismos, subsuelo (o material original)y tiempo, a los que se agregó más tarde el factorrelieve (Schaetzl y Anderson, 2005). Algunos au-tores se refieren a ellos como factores de estado,factores ambientales o simplemente ambiente.Este verdadero paradigma de la ciencia del suelofue más tarde formalizado por Jenny (1941) consu conocida «ecuación» de los factores de estado:s = f (cl, o, r, p, t,…)


s: suelo o alguna de sus propiedades, f. funciónde, cl: clima, o: organismos, r: relieve, p: mate-rial parental y t: tiempo. Los puntos suspensivosindican factores adicionales que pueden tener in-fluencia local (aerosoles marinos, incendios devegetación, terremotos, etc.). Dentro de este mo-delo, llamado de factores de estado, éstos cons-tituirían las causas y las propiedades serían losefectos, aunque no siempre estas interrelacionesson claras.

Un modelo pedogenético, distinto del de la es-cuela rusa y del de Jenny, se basa casi exclusiva-mente en los procesos para explicar la evoluciónde los suelos (Simonson, 1959). Según este mo-delo, los suelos evolucionan continuamente y nollegan a un equilibrio o estado estable como in-dican los anteriores. Las diferencias entre los sue-los se deben a la diferente intensidad de los pro-cesos que operan y que son: incorporaciones, pér-didas, translocaciones y transformaciones. Lapedogénesis según este modelo tiene dos eta-pas: 1) acumulación de material originario y 2)diferenciación de éste en horizontes. Se conside-ra que este modelo es útil para determinar las con-diciones en que ha evolucionado un determina-do suelo; en cambio, no permitiría explicar ade-cuadamente la variabilidad espacial de los suelos,para lo cual es más apto el modelo de factores deestado.

En la Figura 1.1 se representa un esquema queparece conciliar ambos modelos y que muestralas relaciones de causa-efecto entre factores, pro-cesos y propiedades. Así, los factores de forma-ción dan origen a diversos procesospedogenéticos, los que se manifiestan a travésde propiedades o rasgos (morfológicos, físicos,químicos, biológicos) (Yaalon, 1970; Gerasimov,1973, citados por Targulian y Goryachkin, 2004):

Asimismo, Targulian y Goryachkin (2004) efectúanuna lectura del esquema en sentido inverso, esdecir: los rasgos pueden considerarse portadoresde la memoria del suelo, son creados por los pro-cesos pedogenéticos y reflejan los factores am-bientales actuantes durante la pedogénesis. Deestos tres miembros, los factores y las propieda-des se pueden determinar con cierta certeza, peroel conocimiento de los procesos todavía es bas-tante especulativo.

Según Targulian y Krasilnikov (2007) este esque-ma debería completarse con el concepto de pro-cesos de funcionamiento o microprocesos delsuelo creado por Rode (1961) (Figura 1.2). Losmicroprocesos comprenden los numerosos flu-jos, ciclos y reacciones, generalmente breves(diurnos, estacionales, anuales) con intercambiosde energía y materia externos con la atmósfera,hidrosfera, litosfera, biosfera) e internos dentrodel suelo. Muchos de los ciclos no están comple-tamente cerrados y las salidas y entradas de losflujos no están equilibradas, por cual se gene-ran productos residuales gaseosos, líquidos ysólidos. Los dos primeros son fácilmenteintercambiados con el ambiente, pero los sóli-dos quedan retenidos en el suelo. Cada ciclo oflujo genera un producto en cantidades míni-mas, difícil de discernir en el material del suelo,pero a través de sucesivos ciclos operando a lolargo del tiempo (desde décadas a milenios) sepuede acumular cantidad suficiente como paraser detectado morfológica o analíticamente enforma de rasgos y propiedades. La formación,selección, acumulación y diferenciación a largoplazo de los productos residuales sólidos consti-tuyen los procesos pedogenéticos específicos,que determinan el conjunto de rasgos y hori-zontes de un suelo. Así, el material originario(litomatriz) es transformado en el cuerpo suelo(pedomatriz). Los rasgos de la fase sólida tienen

Figura 1.1. Interacciones entre factores, procesos y propiedadesdel suelo.

Factores deformación

ClimaMat. originario

BiotaRelieveTiempo

Procesospedogenéticos

HidromorfismoMelanizaciónIlimerización

VertisolizaciónSodificaciónSalinización

etc.

Propiedadeso rasgos

ColorEstructura

TexturaMoteados

pHCICetc.


carácter acumulativo (sustancias húmicas,cutanes de arcilla, concreciones de Fe-Mn, etc),pero también implica pérdidas (eluviación dearcilla, pérdida de Fe, lixiviación de carbonatosformación de porosidad, etc.).

Según Targulian y Krasilnikov (2007), lapedogénesis debe percibirse como la integraciónde procesos pedogenéticos específicos, caracte-rizados por determinados rasgos o propiedades,estando formado cada suelo por una combina-ción propia de procesos. Además, en el cuerposuelo coexisten procesos de diferente escala tem-poral. Al respecto, Targulian y Sokolov (1978) yArnold et al. (1990) definen al tiempo caracterís-tico de un proceso pedogenético como el tiem-

Factores deformación

Procesos defuncionamiento(microprocesos)

Procesos deformación

(específicos)

Propiedadeso rasgos

po medio requerido para llegar al estado estableo al cuasi-equilibrio con el ambiente. En la Tabla1.1 se presenta una diferenciación tentativa delos procesos pedogenéticos según el tiempo ca-racterístico con ejemplos para cada uno de ellos(Targulian y Krasilnikov, 2007):

El modelo de estado estable mencionado nosiempre puede alcanzarse ya que la combinaciónde procesos pedogenéticos irreversibles puedencambiar el funcionamiento del cuerpo suelo,como por ejemplo la formación de un horizonteendurecido en algunos suelos (Calcisoles,Durisoles, Gipsisoles, Plintosoles), lo cual trans-forma a un perfil desarrollado en un suelo some-ro desde el punto de vista de un ecosistema(Targulian y Krasilnikov, 2007). Una situación pa-recida es la mencionada por Johnson y Hole(1994) y Schaetzl y Anderson (2005) cuando ha-

cen referencia a algunas insuficiencias del mo-delo de los factores de estado, que no permiti-rían explicar todos los aspectos de desarrollo delos suelos. Ello ocurre cuando algunos rasgos seoriginan como consecuencia de factores intrín-secos surgidos internamente durante la evolucióndel suelo y no debidos a los factores ambientalesexternos, por lo menos en forma directa. Unejemplo sería la modificacion de la dirección deflujo interno en el suelo por la presencia de unfragipán formado por pedogénesis. Otro ejem-plo seria la formacion de capas colgadas de aguay el inicio de ciclos de oxidación-reducción enlos horizontes superiores y eventualmente laacidificacion de estos, por formación de un hori-zonte Bt poco permeable.

Situaciones como las precedentes son contem-pladas por el modelo evolutivo de Johnson yWatson-Stegner (1987), según el cual la evolu-ción de un suelo consiste en avances y retroce-sos, en lugar de un desarrollo unidireccional des-de el «no suelo» hasta algún teórico punto finalde estabilidad. Estos autores cuestionan que lagénesis del suelo comprenda siempre procesosprogresivos que impliquen una profundizacióndel suelo o una mejor diferenciación de horizon-tes, ya que en muchos casos existen procesos re-gresivos que conducen, por ejemplo, a una pér-dida de materiales (erosión) o su mezclado(pedoturbación, biociclado de nutrientes). Elmodelo destaca que el desarrollo de un suelo estáconstituido esencialmente por la interacción con-tinua de vectores («pathways») progresivos y re-gresivos.

Tabla 1.1. Tiempos característicos de algunos procesos pedogenéticos.

Basado en Targulian y Krasilnikov, 2007.

Figura 1.2. Esquema de relaciones entre factores de formación, procesos y propie-dades del suelo según Targulian y Krasilnikov, 2007.

Procesos rápidos 101 – 102 años Gleización, salinización, empardecimiento,crioturbación, bioturbación, estructuración,compactación.

Procesos intermedios 103 años Melanización, queluviación, andosolización,argiluviación, fersialitzación, cementaciónpor Fe o Al, migración de carbonatos,solonización

Procesos lentos 104 – 106 años Ferralitización, alitización, petrocementación,saprolitización profunda


Tipos de procesos pedogenéticos

Algunos procesos pedogenéticos ya eran recono-cidos en las primeras publicaciones de la Cienciadel Suelo. Así, como introducción a la clasifica-ción de EE.UU. de 1938 (Byers et al., 1938) semencionan los siguientes: calcificación,podzolización, laterización, gleización (o forma-ción de turba y suelos pobremente drenados),salinización, desalinización, alcalinización ydesalcalinización. Con el tiempo se agregaronotros procesos y se modificaron los alcances dealgunos, especialmente el proceso depodzolización, que tenía connotaciones másamplias que en la actualidad (ver Capítulo 3), aligual que el de calcificación (ver Capítulo 2).

Simonson (1959) propone que la multiplicidadde procesos se puede simplificar diferenciandocuatro procesos generales comunes para todoslos suelos:

1) Incorporación de materiales orgánicos y mi-nerales en estado sólido, líquido y gaseoso;2) Pérdida de esos materiales del suelo;3) Transferencias o translocaciones de materia-les dentro del perfil;4) Transformaciones de sustancias minerales yorgánicas en el suelo.

Estos procesos producen diferenciación de hori-zontes prácticamente en todos los suelos, cuyasdiferencias en secuencias de horizontes se debena la importancia relativa de cada uno de ellos ypor lo tanto de su balance. Actualmente se con-sidera que estos cuatro procesos son demasiadogenerales y que proporcionan poca informaciónespecífica sobre la pedogénesis (Bockheim yGennadiyev, 2000).

Para ordenar la multiplicidad de procesospedogenéticos, Stahr (1990) diferencia cinco pro-cesos básicos («Grundprozesse»), que guardan si-militud con los procesos generalizados deSimonson: 1) acumulación o enriquecimiento(«Anreicherung»; 2) eluviación o empobrecimien-to («Verarmung»); 3) transformación(«Umwandlung»); 4) translocación(«Umlagerung») y 5) turbación («Mischung»).

Gerasimov (1975) estableció un esquema de «pro-cesos elementales del suelo», donde realiza unaidentificación experimental de los suelos de laURSS. Este concepto de procesos elementales notiene similitud con el de procesos generalizados

de Simonson. Básicamente, el esquema estable-ce distintos niveles de procesos, de menor a ma-yor especificidad. En un primer nivel reconocecinco procesos que se subdividen en un segundonivel y, en algunos casos, en un tercero, identifi-cados mediante números romanos, númerosarábigos y letras griegas, respectivamente. Unaversión parcial de dicho esquema se indica en laTabla 1.2. Posteriormente, este autor aplica di-cho esquema a la clasificación de FAO-UNESCOde 1977 (Gerasimov, 1980).

Wilding et al. (1983) consideran que los materia-les del suelo son transformados por una serie dereacciones individuales (solubilización, oxidación,reducción, hidrólisis, etc.) que se denominan pro-cesos elementales, término que no tiene el al-cance dado por Gerasimov (1975) o Targulian(2005) y que tiene cierta semejanza con losmicroprocesos de funcionamiento de Rode (1961):En el desarrollo de los suelos se producen combi-naciones de tales procesos y cuando una deter-minada combinación ha dominado en la evolu-ción de un suelo, se le asigna un nombre especí-fico (podzolización, calcificación, solodización,etc.). Estos procesos pedogenéticos se relacionancon propiedades observables o medibles de lossuelos. Schaetzl y Anderson (2005) denominanconjunto o combinación de procesos («processbundles»), para referirse a procesos más o menoscomplejos constituidos por varios procesos sim-ples o elementales. Bockheim y Gennadiyev (2000)denominan macroprocesos a los procesos clási-cos más o menos diferenciados tales comoargiluviación, carbonatación, melanización, etc.y microprocesos para referirse a procesos muyespecíficos de tipo químico, físico o biológicotales como fijación de nitrógeno, oxidación y re-ducción de hierro y manganeso, sustitucionesiónicas, etc.

Una lista de procesos pedogenéticos fue elabo-rada por Buol et al. (1989), con la definición decada uno de ellos y la correspondencia de cadaproceso específico con los cuatro procesos ele-mentales de Simonson (Tabla 1.3). El listado in-cluye procesos generales o simples, comoeluviación e iluviación, o lavado y enriquecimien-to, junto con procesos más específicos o particu-lares tales como salinización, carbonatación,argiluviación, etc. Consideramos que se trata dedos niveles de procesos que se deberían diferen-ciar. Asimismo, en la lista se han agrupado pro-cesos emparentados (humificación ymineralización) y en otros casos procesos contra-puestos (eluviación-iluviación; salinización-desalinización, etc.). En estos últimos ejemplos,


el antagonismo es claro; en otros no lo es tanto,como cuando se contrapone argiluviación apedoturbación, indicando esta última la altera-ción de sus evidencias, no la reversión del proce-so (por ejemplo, destrucción de los reves-timientos de arcilla).

Recientemente, Buol (2006) elabora otra lista deprocesos generalizados, responsables de la pre-sencia de horizontes y rasgos identificables en elsuelo. Conceptualiza al mismo como un sistemaabierto donde se incorporan, eliminan, transfor-man o translocan materiales. Varios de estos pro-cesos recuerdan a los procesos de funcionamien-to de Rode (1961).

− Intercambio de energía por calentamientosolar durante el día y enfriamiento por radiaciónal espacio durante la noche.− Intercambio de agua por humectación y de-secamiento por evapotranspiración.− Biociclado, implica absorción de nutrientes porla vegetación y su retorno al suelo al morir ésta.− Erosión y depositación de materiales del sue-lo por acción del viento y el agua.− Meteorización de minerales inestables en elambiente del suelo.− Lavado de compuestos inorgánicos y orgá-nicos solubles.− Transferencia lateral de material en solución

o suspensión.− Translocación dentro del solum, que implicamovimientos de sustancias y materiales. Incluyemovimientos por acción de la biota, expansión-contracción por desecamiento y humectación,congelamiento y descongelamiento, etc.

Schaetzl y Anderson (2005) elaboraron una listade procesos siguiendo el esquema de Buol, en laque agregan otros, algunos de los cuales se men-cionan a continuación:− Andosolización: proceso similar al depodzolización en suelos dominados por mate-riales volcánicos.− Pervección: migración mecánica de partícu-las de limo (que incluye algo de arcilla) desde loshorizontes A y E a los horizontes B o subyacen-tes (Paton, 1978; Bockheim y Ugolini, 1990).− Ferrólisis o xerólisis: ataque de las arcillasdebido a períodos alternantes de saturación conagua y desecamiento (Brinkman, 1970).− Gipsificación: acumulación de yeso secunda-rio neoformado o translocado (Carter e Inskeep,1988).− Cloritizacion: subproceso de la ferrólisis porel cual los cationes aluminio liberados de los mi-nerales de arcilla forman clorita e intercapas dealuminio en arcillas existentes.− Biociclado: movimiento de iones desde elsuelo a la biosfera a través de las raíces y retorno

Tabla 1.2. Procesos elementales del suelo.

Basado en Gerasimov, 1975.


al suelo por acumulación de mantillo,humificación y mineralización.....− Argilación: neoformación de arcilla.− Acreción (upbuilding): incorporación super-ficial alóctona de materiales minerales y orgáni-cos al suelo. Se diferencian: acreción formacional(«developmental upbuilding»): incorporación su-ficientemente lenta como para que la pedogénesiscontinúe e incorpore dichos materiales al perfilcon formación de suelos cumúlicos y acreción re-gresiva («retardant upbuilding»): incorporacióndemasiado rápida de materiales al suelo, de ma-nera que los procesos pedogenéticos no puedenasimilarlos al perfil; se originan así suelos ente-rrados.− Desintegración o meteorización física: reduc-ción de tamaño de componentes minerales u or-gánica con escasos o nulos cambios en la compo-sición− Descomposición o meteorización química:transformación de la composición química de loscomponentes minerales y orgánicos.

Estos autores, al igual que Buol et al. (1989) in-cluyen en la lista procesos específicos como losindicados arriba, pero al mismo nivel mencio-nan procesos generales tales como: lixiviación,horizontación, haploidización, eluviación,iluviación, etc. Asimismo, se incluyen procesoscomo la erosión, depositación y meteorización,generalmente considerados geológicos más quepedogenéticos, aunque a los efectos de explicarla evolución de los suelos deben ser necesaria-mente considerados, por lo cual tal diferencia-ción entre el origen geológico o pedológico pier-de significado.

Chadwick y Graham (2000) afirman que las varia-bles ambientales impulsan procesos que produ-cen la alteración pedogénica de sustratosgeológicos o edáficos preexistentes, en escalasque van desde el nivel microscópico al nivel decuenca. Los procesos reflejan un equilibrio entreganancias, pérdidas, redistribución interna y cam-bios físicos y químicos. Estos autores describenlos principales procesos pedogenéticos, comen-zando con dos procesos que consideran univer-sales:− Acumulación y alteración de materia orgánica− Desarrollo de estructura

Luego incluyen procesos impulsados por el flujode agua, ordenados por un grado creciente delixiviación:− Acumulación y redistribución de sales

− Acumulación y redistribución de calcita− Acumulación y redistribución de sílice− Acumulación y redistribución de arcilla− Complejación y redistribución de Fe y Al− Desilificación y concentración de óxidos resis-tentes− Reducción y oxidación que originan pérdidasy concentraciones

Todos estos procesos están mencionados con otrosnombres en la lista de Buol et al. (1989), salvo«Desarrollo de estructura». Este proceso, tambiénllamado estructuración, es denominado forma-ción de estructura (Fanning y Fanning, 1989) ysuele ser cuestionado como proceso separadoporque sería el resultado de otros procesos comola pedoturbación. La descripción de procesos querealizan estos autores en su libro de texto, inclu-ye dos procesos no mencionados en los listadosprecedentes: sulfurización («sulfidization») ysulfatación («sulfuricization»), términos introdu-cidos por Fanning (1978). El primero se producegeneralmente en sedimentos y suelos costerossaturados con agua de mar rica en sulfatos quese reducen a sulfuros. El segundo se produce cuan-do los sulfuros se oxidan por la presencia de condi-ciones aeróbicas, con la generación de ácido sulfú-rico, alteración de los minerales presentes y forma-ción de minerales autígenos como jarosita, yeso,óxidos de hierro, etc.

En nuestro país, Fadda (2005) reconoce cuatroprocesos principales, cada uno de los cuales agru-pa a procesos propiamente dichos en los que sedescriben las condiciones del medio, la organi-zación del perfil, la secuencia de horizontes típi-ca y los suelos clasificados según el sistema Taxo-nomía de Suelos:

- Procesos ligados a la humificaciónCalcificación, Descalcificación, Brunificación oEmpardecimiento, Lessivage (Ilimerización oArgiluviación), Podzolización

- Procesos condicionados por fuertescontrastes estacionalesIsohumismo, Vertisolización

- Procesos basados en la alteracióngeoquímicaFersialitización, Ferruginación, Ferralitización

- Procesos ligados a las condiciones físi-co químicas del lugarCarbonatación, Gleización o Hidromorfia (inclu-ye: Pseudogley, Gley e Hidromorfia en materia-


Tabla 1.3. Procesos pedogenéticos según Buol et al. (1989).

*Los números indican las 4 categorías de procesos elementales consideradas por Simonson (1959), 1 Incorporaciones; 2 Pérdidas; 3Translaciones y 4 transformaciones.


Tabla 1.3. cont.

les orgánicos, turba), Salinización, Sodización (in-cluye: Salinización, Sodización o Solonización ySolodización).

Resumiendo y simplificando las consideracionesde distintos autores, los procesos de formaciónse podrían diferenciar en tres niveles: 1) proce-sos generales, principales o básicos, 2) procesospropiamente dichos (macroprocesos) y 3)subprocesos (procesos elementales, micropro-

cesos). En el desarrollo de este y posteriores capí-tulos, debe entenderse que el término procesohace referencia al segundo nivel, a menos que seindique otra cosa.

Antecedentes acerca de procesospedogenéticos en la Región Pampeana

En Argentina, Papadakis (1960) es uno de los pri-meros autores en describir los procesos pedogené-


ticos de la Región Pampeana. Recopila el estadodel conocimiento en el país y el mundo respectoa génesis, clasificación y cartografía yespecíficamente trata sobre las relaciones entrefactores y procesos de formación. Destaca la in-fluencia del clima en la formación de los suelosy trata de cuantificarla mediante índices; porejemplo, la relación entre el índice humolítico(basado en las temperaturas máximas medias decada mes) y la acumulación de materia orgánica.

Menciona que para que haya lavado no interesatanto la relación iluviación/evapotranspiraciónanual sino el excedente de lluvia durante los pe-ríodos húmedos. Reconoce cuatro clases de sus-tancias según su solubilidad: 1) sesquióxidos deFe y Al, prácticamente insolubles, 2) sílice, pocosoluble, 3) carbonato de Ca, Mg y sulfato de Ca,varias veces más solubles que la sílice, pero aúnsoluble en escasa cantidad y 4) cloruros y salesalcalinas, muy solubles. Señala que en un mismo

Figura 1.3. Mapa esquemático de suelos de la Región Pampeana: 1, Chernozoide con hori-zonte B textural, sin tosca; 2, Chernozoide con horizonte B textural, sin tosca; 3 Chernozoidesin B textural sin tosca; 4 Chernozoide sin horizonte B textural, sobre tosca; 5 Suelo Casta-ño oscuro, sobre tosca; 6 Suelo Castaño oscuro, sobre tosca; 7 Suelo Castaño Claro, sobretosca; 8 Chernozoide de Vega y Castaño de Vega sin tosca; 9 Chernozoide de Vega yCastaño de Vega, sobre tosca; 10 Arena (Médanos, suelos arenosos y dunas marítimas); 11Aluviales (depresión del Paraná, sin Entre Ríos); 12 Marismas; 13 Chernozoide de Montaña.(Miaczynski y Tschapek, 1965).

Buenos Aires


Figura 1.4. Grandes grupos de suelos según la clasificación de EE.UU. de 1949(Bonfils, 1966).


Figura 1.5. Intensidad de procesos pedogenéticos en algunos suelos de la RegiónPampeana.


suelo pueden ocurrir simultáneamente procesosopuestos, ya que a distancias microscópicas omacroscópicas puede haber diferencias de reac-ción, de condiciones reductoras u oxidantes ode presencia de distintas sustancias, haciendo re-ferencia así al concepto que más adelante se de-nominó micrositio.

Una regionalizacion de suelos de la RegiónPampeana, afectados por distintos procesospedogenéticos, fue realizada por Miaczynski yTschapek en 1965 (Figura 1.3). Bonfils (1966) rela-ciona los procesos con los grandes grupos de sue-los de la Región Pampeana según la clasificaciónde EE.UU de 1949 (Figura 1.4) con las equivalenciascorrespondientes al nuevo sistema (Séptima Aproxi-mación). Según este autor los procesos se definende acuerdo a las condiciones de alteración, el esta-do del complejo adsorbente y la naturaleza de lasmigraciones, distinguiendo nueve procesos: 1)lixiviación, 2) podzolización, 3) calcificación, 4)laterización o ferralitización, 5) rubefacción, 6)salinización, 7) solonetización, 8) solodización y 9)gleización. Este autor reconoce que no todos estosprocesos se producen en la Región Pampeana. Porejemplo, la podzolización se incluyó para advertirsobre su diferencia con el de lixiviación (actual-mente ilimerización o argiluviación), como a ve-ces ocurría en aquella época.

De acuerdo con la terminología actual, con loslevantamientos cartográficos y estudios de gé-nesis los principales procesos pedogenéticos re-conocidos en la Región Pampeana son los si-guientes: melanización, ilimerización (argilu-viación), hidromorfismo, vertisolización(argiliturbación), sodificación, salinización y cal-cificación. Con excepción de la melanización quese encuentra en prácticamente en todos los sue-los de la región con mayor o menor intensidad,el resto de los procesos presentan ciertaregionalización. Así la ilimerización si bien estámuy difundida, tiene mayor expresión hacia elEste (Pampa Ondulada, Pampa Deprimida, Pam-pa Llana Santafesina, Entre Ríos), elhidromorfismo tiene su mayor difusión areal enel Delta, la Pampa Deprimida y los BajosSubmeridionales, el proceso de sodificación co-incide en muchas zonas con el hidromorfismo,principalmente en la Pampa Deprimida y áreasdeprimidas (interdunas) de la Pampa Arenosa yDepresión de las Encadenadas. La salinización seextiende también en estas áreas aunque tienemenor expresión. La vertisolización tiene mayordifusión en la provincia de Entre Ríos, extendién-dose al sur de Corrientes, y con menor expresiónen la provincia de Buenos Aires, en el este de la

Pampa Ondulada y Pampa Deprimida, especial-mente en las llanuras costeras del río de la Platay Ajó (Bahía de Samborombón).

En la mayoría de los suelos de la región, se desa-rrolla más de un proceso simultáneamente comopor ejemplo melanización e ilimerización, hidro-morfismo y sodificación (Figura 1.5). Cuando seencuentran evidencias de dos o más procesos in-compatibles en el mismo perfil, debe suponerseque ellos evolucionaron en forma secuencialcomo ocurre con ilimerización y calcificación, yaque la presencia de calcáreo produce floculaciónde partículas de arcilla y dificulta su migración.En este caso, se habría producido en primer lu-gar el proceso de ilimerización y luego calcifica-ción, hecho que la micromorfología permite com-probar. Se suelen contraponer los procesos deilimerización y vertisolización no tanto por laincompatibilidad de ambos mecanismos, comoen el caso anterior, sino porque la vertisolizaciónpuede destruir las evidencias de la ilimerización(destrucción de recubrimientos de arcilla por mo-vimientos de expansión). De todas maneras am-bos procesos son reconocidos en suelos de la Re-gión Pampeana, por ejemplo Vertisoles de EntreRíos (ver Capítulo 5). En algunos casos se debeintroducir a la erosión y depositación como pro-cesos pedogenéticos para entender la secuenciade horizontes de algunos suelos, como losSubgrupos tapto-árgico o tapto-nátrico. En estecaso, la presencia de este suelo poligenético seexplica por la erosión de los horizontes super-ficiales, la depositación de material sobre el ho-rizonte Bt aflorante y la melanización del ma-terial nuevo.

Como se dijo al comienzo del capítulo, la pre-sencia de un proceso se puede deducir a partirde las propiedades del suelo, ya seanmorfológicas (color, abundancia de barnices deiluviación de arcilla, superficies de deslizamien-to, rasgos hidromórficos, etc.), físicas (densidad,COLE, etc.), químicas (contenido de materia or-gánica, sodio intercambiable, carbonato de cal-cio, etc.). De tal manera, se representa en la Fi-gura 1.5 la intensidad de algunos de procesossobre la base de la expresión de sus propiedadesque se desarrollan en algunos suelos representa-tivos de la Región Pampeana.

Los procesos pedogenéticosy las clasificaciones de suelos

Las primeras clasificaciones genéticas del suelosurgieron en Rusia a fines del siglo XIX y princi-


pios del siglo XX y estaban basadas en los nue-vos conceptos de Dokuchaiev. El propioDokuchaiev elaboró una clasificación en 1879antes de presentar su tesis sobre el Chernozemruso (1948). El sistema tenía dos clases en su ni-vel más alto: suelos normales y suelos anorma-les. Los suelos normales comprendían los suelosvegetales y suelos pantanosos, incluyendo en losprimeros a los suelos grises del norte, chernozems,castaños y solonchaks rojos. Según Fanning yFanning (1989) la clasificación, a pesar de carác-ter esquemático, se apartaba considerablementede los sistemas usados hasta entonces, basadosen la geología, aunque subsistían resabios de lasclasificaciones tradicionales. Dokuchaiev modi-ficó su sistema en 1886 y 1900. A ellos siguieronen Rusia otras clasificaciones, también basadasen aspectos genéticos, como las de Sibirtsev(1901) y la de Glinka de 1921 (Glinka, 1927), quetrascendieron fuera de Rusia. El sistema deSibirtsev tenía muchas semejanzas con el últimode Dokuchaiev e incluía en su nivel más alto, atres clases que han persistido como categoríasformales o conceptos genéticos: suelos zonaleso completos, suelos intrazonales y suelosazonales o incompletos. Estas clases eran dividi-das en tipos, relacionados con procesos más omenos bien definidos, salvo en los suelosazonales en los cuales el desarrollo es mínimo:

Suelos Zonales: Lateríticos, pulverulentos eólicos(Sierozem), de desierto, Chernozem, Grises debosque, Podzol y de TundraSuelos Intrazonales. Solonetz, Pantanosos yHúmicos carbonatadosSuelos Azonales. esqueléticos, gruesos (brutos) yaluviales.

En Estados Unidos, una de las primeras clasifica-ciones (Coffey, 1912) fue influida por la escuelarusa, aunque según Smith (1983) sus ideas erandemasiado avanzadas para la época. Posterior-mente surgieron en este país las clasificacionesde Marbut (1921, 1928) y de Baldwin et al. (1938),modificada en 1949 (Thorp y Smith, 1949), tam-bién basadas en gran parte en conceptosgenéticos. A ellas pueden agregarse más tardelas clasificaciones francesas, australiana y cana-diense, entre otras.

Durante la década de 1940 se advirtieron enEE.UU. crecientes dificultades para clasificar elgran número de series de suelos (alrededor de5000) en categorías superiores del sistema vigen-te. Las dificultades surgían del hecho que las ca-

tegorías (por ejemplo, grandes grupos) no erandefinidas con precisión; ello implicaba que algu-nas series no pudiesen ser ubicadas en ningúngran grupo o que otras fueran clasificadas en másde uno. Ello impulsó a elaborar un sistema total-mente nuevo, basado en una definición rigurosade las distintas categorías a partir de las propie-dades de los suelos. El nuevo sistema se elaboróa través de sucesivas «aproximaciones» a partirde 1951, alcanzando mayor difusión con la Sép-tima Aproximación (Soil Survey Staff, 1960) yluego con el sistema consolidado (Soil Taxonomyo Taxonomia de Suelos (Soil Survey Staff, 1975).Smith (1983), uno de los principales autores delnuevo sistema, afirma que las definiciones rigu-rosas sólo se podían elaborar a partir de propie-dades medibles u observables, ya que los proce-sos no siempre se conocen y rara vez se puedenobservar o medir; por otro lado, si un conjuntode procesos ha dominado en la evolución de unsuelo, habrá dejado su impronta en forma de de-terminados horizontes y rasgos. De todas mane-ras, Smith reconoce que la génesis de suelos esmuy importante para la clasificación y, aunqueno aparezca en las definiciones de las unidadestaxonómicas, las subyace. Al respecto, y hacien-do referencia a la Séptima Aproximación, Cliney Johnson (1963) sugieren que la elección de de-terminadas características para definir una cate-goría se basa en que las mismas representan de-terminadas clases o grados de procesos.

La clasificación de FAO-UNESCO de 1974 adoptócriterios similares a los de la nueva clasificaciónnorteamericana, por ejemplo en la definición dehorizontes de referencia, aunque agrupando alas unidades del primer nivel según procesospedogénéticos. Por ese motivo es considerado unsistema combinado, basado tanto en las propie-dades como en los procesos (Bockheim yGennadiyev, 2000). Sin embargo, estos autoresestiman que las nuevas versiones (sistema WRB)tienden a aumentar la similitud con Taxonomíade Suelos al dar mayor énfasis a las propiedades.La relación entre los procesos pedogenéticos ylos distintos taxones de Taxonomía de Suelos yWRB se indican en la Tabla 1.4.

El enfoque genético tradicional de las clasifica-ciones rusas (clasificaciones de Dokuchaiev,Sibirtsev, Gerasimov) es reemplazado en tiem-pos recientes por esquemas que, sin abandonarel enfoque genético, otorgan mayor énfasis a laspropiedades (Bockheim y Gennadiyev , 2000). Es-


Unidades taxonómicasProceso

Taxonomía de Suelos WRB

Ilimerización(Argiluviación)

Alfisoles, Ultisoles, Aridisoles ( Argides )Molisoles, Gran Grupo kandi- de Oxisoles, Subgruposálficos de Espodosoles

Planosoles

Melanización Molisoles, Inceptisoles (Umbreptes ), Grandes Gruposumbr- de Alfisoles y Ultisoles, Grandes Grupos hum-de Inceptisoles

Chernozems, Phaeozems,Kastanozems,

Gleización(Hidromorfismo)

Subórdenes acu- de todos los Órdenes, exceptoAridisoles y Gelisoles, Grandes Grupos acu- enAridisoles y Gelisoles

Gleisoles, Estagnosoles

Vertisolización Vertisoles, Subgruposvérticos de Alfisoles, Aridisoles,Entisoles, Molisoles y Ultisoles

Vertisoles

Solonización Grandes Grupos natr- de Alfisoles, Aridisoles,Molisoles y Vertisoles

Solonetz

Solodización Grandes Grupos natr- de Alfisoles y Molisoles Solonetz

Salinización Aridisoles (Salides), Grandes Grupos hal- deInceptisoles, Grandes Grupos sal- de Aridisoles yVertisoles

Solonchaks

Enriquecimientobiológico de bases

Alfisoles, Molisoles, Grandes Gruposéutricos deInceptisoles

Chernozems, Phaeozems,Kastanozems

Andisolización Andisoles, Gran Grupo ándico de Espodosoles Andosoles

Paludización Histosoles, Grandes Gruposhísticos de Gelisoles Histosoles

Ferralitización Oxisoles Ferralsoles

Podzolización Espodosoles; Subrupos espódicos de Entisoles yAndisoles

Podzoles

Lavado de bases Espodosoles, Ultisoles, Grandes Grupos distr - deInceptisoles y Vertisoles

Podzoles,

Crioturbación Gelisoles Criosoles

Calcificación Aridisoles (Calcides, Gipsides), Grandes Grupos calci -de Aridisoles, Molisoles y Vertisoles

Calcisoles

Silicificación Aridisoles (Durides), Grandes Gruposdur- deAlfisoles, Aridisoles, Inceptisoles, Molisoles,Espodosoles y Vertisoles

Durisoles

Antrosolización Entisoles (Arentes), Inceptisoles (Antreptes),Subgruposantrópicos de Aridisoles e Inceptisoles

Antrosoles, Tecnosoles

Tabla 1.4. Presencia de procesos pedogenéticos en unidades taxonómicas de los sistemasTaxonomía de Suelos y WRB.

Basado en Bockheim y Gennadiyev, (2000).


tas clasificaciones, que se pueden considerar mix-tas, fueron elaboradas por Fridland (1982),Shishov y Sokolov (1990) y Shishov et al. (1997).

¿Por qué conocer los procesospedogenéticos?

La génesis de suelos y, específicamente, los pro-cesos pedogenéticos, distan de ser temas pura-mente teóricos, sino que su conocimiento es labase para desarrollar aspectos aplicados. El co-nocimiento de los procesos que tienen lugar enlos suelos es esencial para la clasificación y ma-nejo de los mismos de manera lógica. Además,permite explicar su distribución, facilitando laelaboración de cartografía básica y utilitaria(Schaetzl y Anderson (2005). Por otro lado,Bockheim y Gennadiyev (2000) afirman que sóloa través del conocimiento de los procesos que

formaron los suelos es posible predecir los cam-bios que ellos pueden experimentar almodificarse algunos de los factores, como las pre-cipitaciones, las temperaturas o la intervenciónantrópica.

Los autores consideran que la evolución de losconocimientos de suelos en el país, y principal-mente en la Región Pampeana, necesitan y justi-fican una presentación y síntesis de los principa-les factores de formación de los suelos para unmejor conocimiento y con ello el destino de usoy manejo de las tierras para obtener un mayorrendimiento en el tiempo y espacio, así como elmenor impacto ambiental. Aprovechar los po-tenciales y la resiliencia de los suelos en una ne-cesidad y un desafío para los profesionales devarias ciencias que necesitan estos conocimien-tos para una mejor toma de decisiones sobre basessólidas.


Bibliografía

Andriulo, A., Cordone, G., 1998. Impacto de labranzas y rotaciones sobre la materia orgánica de lossuelos de la región pampeana húmeda. En: Siembra directa. Panigatti, J.L. (Ed.). Secretaría deAgricultura Ganadería Pesca y Alimentación. INTA. 65-96.

Arnold, R.W., 1983. Concepts of soils and pedology. En: Pedogenesis and Soil Taxonomy. I. Conceptsand interactions. Wilding, L.P., Smeck, N.E., Hall, G.F. (Eds.). Developments in Soil Science 11A.Elsevier, Amsterdam. 1-21.

Arnold, R.W., Szabolcs, I., Targulian, V.O. (Eds.), 1990. Global soil change. Institute for AppliedSystems Analysis. Laxenburg. Austria.

Baize, D., 2004. Petit lexique de pédologie. Editions INRA. Paris. 271 pp.Baldwin, M., Kellogg, C.E., Thorp, J., 1938. Soil classification. En: Soils and Men. Yearbook of

Agriculture 1938. USDA. 979-1001.Bockheim, J.G., Ugolini, F.C., 1990. A review of pedogenic zonation in well-drained soils of the

southern circumpolar region. Quaternary Research 34, 47-66.Bockheim, J.G., Gennadiyev, A.N., 2000. The role of soil-forming processes in the definition of taxa

in Soil Taxonomy and the World Soil Reference Base. Geoderma 9, 53-72.Bonfils, C.G., 1966. Rasgos principales de los suelos pampeanos. INTA. 66 pp.Brinkman, R., 1970. Ferrolysis, a hydromorphic soil forming process. Geoderma 3, 199-206.Buol, S.W., 2006. Pedogenic processes and pathways of horizon differentiation. En: Soils: basic

concepts and future challenges. Certini, G., Scalenghe, R. (Eds.). Cambridge University Press,Cambridge, UK. 11-21.

Buol, S.W., Hole, F. D., McCracken, R.J., 1989. Soil genesis and classification. 3a. ed. Iowa StateUniversity Press, Ames. 446 pp.

Byers, H.G., Kellogg, C.E., Anderson, M.S., Thorp, J., 1938. Formation of soil. En: Soils and Men.Yearbook of Agriculture 1938. USDA. 948-978.

Carter, B.J., Inskeep, W.P., 1988. Accumulation of pedogenic gypsum in western Oklahoma soils.Soil Science Society of America Journal 52, 1107-1113.

Chadwick, O.A., Graham, R.C., 2000. Pedogenic processes. En: Handbook of soil science. Sumner,M.E. (Ed.). RCS Press. Boca Raton, Florida. E41-E75.

Cline, A.J., Johnson, D., 1963. Threads of genesis in the Seventh Approximation. Soil Science Societyof America Proceedings 27, 220-222.

Coffey, G.N., 1912. A study of soils in the United States. USDA. Bureau of Soils Bulletin 85. USDA,U.S. Gov. Print. Office. Washington DC.

Dokuchaiev, V.V., 1948. Selected works of V.V. Dokuchaiev. (Traducción del ruso por N. Kaner. IsraelPrograma for Scientific Translations. Jerusalem, 1967. 419 pp.).

Fadda, G.S., 2005. Procesos pedogenéticos fundamentales. Edafología. Facultad Ciencias Agrarias yZootecnia. Universidad Nacional de Tucumán (Dirección Internet: http://www.edafo.com.ar /Paginas/descargas.html).

Fanning, D.S., 1978. Soil. Morphology, genesis and geography. Department of Agronomy, Universityof Maryland, College Park.

Fanning, D.S., Fanning, M.C.B., 1989. Soil. Morphology, genesis and classification. John Wiley &Sons, Inc. New York. 394 pp.

Fridland, V.M., 1982. Major problems of basic soil classification and programme for its development.Nauka Publ. Moscú

Gerasimov, I.P., 1973. Elementary soil forming processes as the base for genetic soil diagnosis.Pochvovedeniye 5, 133-151.

Gerasimov, I.P., 1975. Experimental genetic identification of the soils of the USSR on the basis ofelementary soil processes. Pochvovedeniye 5, 5-9.

Gerasimov, I.P., 1980. FAO-UNESCO world soils units in the light of the concept of elementary soilprocesses (ESP). Soviet Soil Science 2, 148-157.

Glinka K.D., 1927. The great soil groups of the world and their development. (Traducido del alemánpor C.F. Marbut. Edward Bros. Ann Arbor, Michigan. 150 pp.).

Hein, W H de, Panigatti, J.L., Pirollo, T.V., 1981. Nitrógeno del agua de lluvia de Rafaela. PublicaciónTécnica 17. INTA EERA Rafaela. 17 pp.

INTA, 1972. Carta de Suelos de la República Argentina Hoja 3360-32. Pergamino. Instituto de Suelos.Buenos Aires. 106 pp.


INTA, 1998. Carta de Suelos de la República Argentina, Departamento Paraná. Entre Ríos. Escala 1:100.000.Estación Experimental Agropecuaria Paraná. Serie Relevamiento de Recursos Naturales 17.

INTA-SMAGyRR Provincia de Córdoba, 1987. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 363-2Oliva. Córdoba. 83 pp.

INTA-Provincia de La Pampa-U.N. La Pampa, 1980. Inventario integrado de los recursos naturales dela provincial de La Pampa. Buenos Aires. 493 pp. y mapas.

Jenny, H., 1941 Factors of soil formation. A system of quantitative pedology. McGraw-Hill. New York(Reedición, 1994. Dover Publications, Inc. New York. 281 pp).

Johnson, D.L., Watson-Stegner, D., 1987. Evolution model of pedogenesis. Soil Science 143, 349-366.Johnson, D.L., Hole, F.D., 1994. Soil formation theory: a summary of its principal impacts on

Geography, Geomorphology, Soil-Geomorphology, Quaternary Geology and Paleopedology. SoilScience Society of America Special Publication 33, 111-126.

Marbut, C.F., 1921. The contribution of soil surveys to soil science. Proceedings of the Society for thePromotion of Agricultural Science 41:116-142.

Marbut, C.F., 1928. A scheme of soil classification. First International Congress of Soil Science.(USA,1927). 4, 1-31.

Miaczynski, C.R.O., Tschapek, M., 1965. Los suelos de estepa de la región pampeana.Revista de Investigaciones Agropecuarias. Serie 3, Clima y Suelo 2, 35-79 y láminas.

Panigatti, J.L., 1975. Genetic and induced properties of Mollisols of the northern pampa, Argentina.Tesis Doctoral. Universidad del Estado de Michigan. 86 pp.

Papadakis, J., 1960. Avances recientes en pedología. Relato Sesión Comisión Génesis, Clasificación yCartografía. Primera Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Buenos Aires, 1959. IDIA. INTASuplemento 1. 135-147.

Paton, T.R., 1978. The formation of soil material. Allen and Unwin. Boston, MA. 143 pp.RAE, 2001. Diccionario de la lengua española. Real Academia Española. 22a. edición (Versión on-line).Rode, A.A., 1961. The soil forming process and soil evolution. Israel Program for Scientific Translations.

Jerusalem. (Versión original en ruso, 1947. Moscú, OGIZ. 92 pp.).Schaetzl, R.J., Anderson, S., 2005. Soils: genesis and geomorphology. Cambridge University Press.

Cambridge, New York. 817 pp.Shishov, L.L., Sokolov, I.A., 1990. Soil classification. En: Genetic classifications of the USSR. USSR

State Comm. for Environ. Protection. Moscow. 77-93.Shishov, L.L., Tonkonogov, V.D., Lebedeva, I:I., 1997. Russia soil classification. V.V.Dokuchaiev Soil

Science Institute. Russian Acad. Agric. Sci. Moscow. 236 pp.Sibirtsev, N.M., 1901. Russian soil investigations. (Traducido y condensado por P. Fireman. Experiment

Station Record, USA Part I: 12, 704-712. Part II: 12, 807-818).Simonson, R.W., 1959. Outline of a generalized theory of soil genesis. Soil Science Society of America

Proceedings 23, 152-156.Smith, G.D., 1983. Historical development of Soil Taxonomy. Background. En: Pedogenesis and Soil

Taxonomy. I. Concepts and interactions. Wilding, L.P., Smeck, N.E., Hall, G.F. (Eds.). Developmentsin Soil Science 11A. Elsevier, Amsterdam. 23-49.

Soil Survey Staff, 1960. Soil classification, a comprehensive system. 7th approximation. USDA. Was-hington. 503 pp.

Soil Survey Staff, 1975. Soil Taxonomy. A basic system of soil classification for making and interpretingsoil surveys. Agricultural Handbook 436. Washington, DC. 754 pp.

Stahr, K., 1990. Stofflagerung in Böden und Landschaften. En: Gedächtniskolloquium «ErnstSchlichting» . Tagunsband. Stahr, K., Blume, H.P., Jahn, R. (Eds.).Hohenheimer Arbeiten.Hohenheim. 58-68.

Targulian, V.O., 2005. Elementary pedogenic processes. Eurasian Soil Science 38, 1255-1264.Targulian, V.O., Sokolov, I.A., 1978. Structural and functional approaches to soil: soil-memory and

soil-moment. Mathematical Methods in Ecology. Nauka. Moscú. 66-75. En ruso.Targulian, V.O., Sokolova, T.A., 1996. Soil as bio- abiotic natural system; a reactor, memory and

regulator of biospheric interactions. Eurasian Soil Science 29, 34-47.Targulian, V.O., Goryachkin, S.V., 2004. Soil memory: types of record, carriers, hierarchy and diversity.

Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 21, 1-8.Targulian, V.O., Krasilnikov, P.V., 2007. Soil system and pedogenic processes: self-organization, time

scales and environmental significance. Catena 71, 373-381.Thorp, J. , Smith, G.D., 1949 Higher categories of soil classification. Soil Science 67, 117-126.Yaalon, D.H., 1970. Soil forming processes in time and space. En: Paleopedology. Yaalon, D.H. (Ed.).

Amsterdam, Elsevier. 29-39.


Proceso de melanización


gánicos en el suelo, con producción de compues-tos estables, oscuros.3- Mezclado del material del suelo por diversosorganismos (lombrices, hormigas, larvas, roedo-res, etc.).4- Eluviación e iluviación de coloides orgánicosjunto con otros coloides minerales por grietas yacumulación como revestimientos sobre caras deagregados.5- Formación de residuos ligno-proteicos resis-tentes, que otorgan colores oscuros al suelo.

La incorporación de restos ogánicos de escasoespesor (<30 cm) poco o nada transformados so-bre la superficie se excluye del proceso demelanización y es designada por Buol et al. (1989)como acumulación de mantillo («littering»). Estasituación se produce en ambientes donde las bajastemperaturas y/o falta de oxígeno por saturacióncon agua dificultan o impiden la actividad demicroorganismos responsables de la transforma-ción de los restos. En estos casos, se generan ho-rizontes orgánicos donde las estructuras de losmateriales vegetales son generalmente visiblesen su mayor parte (horizontes Oi). Tampoco seincluye dentro del proceso de melanización a laacumulación de depósitos profundos (>30 cm) demateria orgánica en ambientes fuertementereductores tales como turberas. Este proceso esdenominado por Buol et al. (1989) paludización(«paludization», del Latín palustris: palustre, pan-tanoso), y sería para algunos autores más de tipogeogénico que pedogénico.

Historia del procesoLa melanización no se reconoció inicialmentecomo proceso diferenciado a pesar de su mani-festación cercana a la superficie, la amplia difu-sión y vinculación con usos agrícolas. Así, no semenciona en el capítulo sobre procesos que pre-cede a la clasificación de 1938 (Byers et al., 1938)en los Estados Unidos. Al describir la génesis delos suelos de pastizal se hace referencia al proce-so de calcificación, destacando la traslocación decarbonatos, sin mencionar la acumulación demateria orgánica como proceso específico. Aúnen textos relativamente recientes (Fanning yFanning, 1989) se incluye a la melanización en elproceso de calcificación; en este caso como unsubproceso («narrow process») definido como:«descomposición subsuperficial de material or-gánico en presencia de bases que producehumatos de calcio». De todas maneras, el térmi-no melanización implica un concepto más am-plio que el de calcificación pues involucra a sue-los donde la presencia de calcio puede no des-empeñar un papel fundamental.

Introducción

Con el nombre de melanización (del griego mélas-:negro) se conoce a las modificaciones del materialdel suelo, principalmente de tipo químico ybioquímico, que conducen a su oscurecimiento porincorporación de compuestos orgánicos, provenien-tes de restos vegetales y en menor medida de restosanimales. Otras sustancias, como los óxidos deMn, pueden dar matices negros al suelo, perogeneralmente se excluyen de este proceso. Buolet al. (1989) definen a la melanización como «eloscurecimiento de los materiales iniciales y noconsolidados de color claro por incorporación demateria orgánica». Es opuesto al proceso deleucinización (del griegoleukós: blanco) que con-siste en la decoloración de los horizontes delsuelo por la desaparición de los materiales orgá-nicos oscuros, ya sea por translocación o portransformación en compuestos de color claro.Fadda (2005) denomina isohumismo a la mela-nización, definido como la incorporación pro-funda de materia orgánica de color oscuro,estabilizada por maduración. Dentro de los pro-cesos fundamentales lo ubica en los condiciona-dos por fuertes contrastes estacionales, que pro-ducirían fuerte humificación biológica,neoformación de arcillas 2:1 y descarbonatacióntotal o parcial del horizonte humífero. Chadwicky Graham (2000) se refieren al proceso como «acu-mulación y alteración de materia orgánica».

La escuela francesa parece extender loscromógenos responsables de la melanización aotros componentes además de la materia orgá-nica (MO). Así, Gaucher (1971) define a lamelanización como los procesos que colorean alsuelo de negro debido a la acumulación progre-siva de humus que recubre las partículas minera-les del suelo, aunque también puede presentar-se en suelos sódicos por formación de humatosde color negro, en suelos hidromórficos por acu-mulación de humus, manganeso o sulfuro dehierro. Por otro lado, Baize (2001) consigna unsignificado más restríngido a este proceso: ad-quisición de color negro o muy oscuro en hori-zontes de suelos arcillosos por penetración depequeñas cantidades de MO entre láminas de ar-cilla.

La melanización es un proceso general que com-prende cinco procesos específicos (Hole y Nielsen,1970):

1 - Penetración de las raíces en el suelo.2 - Descomposición parcial de los materiales or-


Para las escuelas europeas una de las formas másavanzadas de humificación corresponde al hu-mus mull, término atribuído a Müller (1887). Se-gún Kubiëna (1953) se trata de una forma dehumus que se encuentra en ambientes de climatemplado, en suelos bien drenados, con conteni-dos suficientemente altos de arcilla y nutrientesy una cobertura vegetal que provee restos de fácildescomposicion. Los restos orgánicosreconocibles están prácticamente ausentes, ha-biéndose transformado en sustancias húmicas decolor gris oscuro, castaño grisáceo o negruzcoque se adsorben fuertemente a las partículas dearcilla formando complejos arcillo-húmicos.

En la Argentina la melanización, u otro términoequivalente, tampoco se incluyó en las primerasdescripciónes de los procesos pedogenéticos dela Región Pampeana. Siguiendo la tendenciamencionada se consideró a la calcificación comoproceso que tiene lugar muy típicamente bajovegetación natural de estepa o de matorral enclimas húmedos y subhúmedos, hasta losdesérticos (Bonfils, 1966). Este autor dice que enla Región Pampeana más del 80 % de los sueloscon aptitud agropecuaria tienen su origen en elproceso de calcificación, que contribuye a la for-mación de los suelos desérticos y chernozémicos.Los suelos chernozémicos se desarrollan bajo ve-getación de estepa, que proporciona materiaorgánica más o menos abundante y muy rica encalcio. Al diferenciarlos por el grado de hume-dad y de lixiviación de los carbonatos se separanen: Brunizems (lixiviación de carbonatos prácti-camente en todo el solum), Chernozems(lixiviación completa o casi completa en los ho-rizontes superiores) y Castaños (lixiviación siem-pre incompleta en los horizontes superiores).Brunizems y Castaños son los suelos más amplia-mente representados en la Región Pampeana conevidente melanización ( Figura 1.4).

Distribución del procesoEl proceso de melanización tiene amplia difu-sión geográfica, ya que la incorporación de com-ponentes orgánicos a la fracción mineral, con elconsiguiente oscurecimiento de la parte superiordel perfil constituye uno de los primeros pasosen la formación del suelo y permite diferenciar-lo de un sedimento. De todas maneras, la inten-sidad del proceso es variable, alcanzando su máxi-ma expresión en suelos de pastizales (pradera yestepas), por el gran aporte subsuperficial decomponentes orgánicos que proveen las raícesde gramíneas; se hallan en latitudes medias conclimas semiáridos a húmedos, con contrastes máso menos pronunciados de temperatura; muchos

se han formado a partir de material originarioloéssico difundido principalmente en sur de Ru-sia, Ucrania, norte de Kazajstán, norte de China,centro de EE.UU., centro-sur de Canadá, Uruguayy la Región Pampeana de la Argentina. La in-fluencia de la vegetación y el clima se refleja porejemplo en el nombre del suborden, Suelos decolores oscuros de vegetación graminosa de re-giones semiáridas, subhúmedas y húmedas, in-cluido en el Orden Zonal en la clasificación deEE.UU. de 1938 (Baldwin et al.,1938).

Dinámica de la materia orgánica

Los restos orgánicos de todo tipo que llegan alsuelo, tanto de origen vegetal o animal, consti-tuyen la fuente de MO del suelo. Estos residuosestán formados por una amplia variedad de sus-tancias. La gran mayoría de ellas (alrededor del95%) está constituida por celulosa, hemicelulosas,lignina y sustancias nitrogenadas como las pro-teínas, con una porción menor de fenoles,aminoácidos libres, azúcares y numerosos pro-ductos del metabolismo secundario de las plan-tas (Haider, 1994). Los restos son transformadospor la mesofauna y los microorganismos del sue-lo. Estos últimos se encargan de labiodegradación de la lignina (lignolisis), celulo-sas (celulolisis), proteínas (proteolisis), etc. me-diante enzimas específicas, dando como resulta-do dos grupos de compuestos (Figura 2.1):

a) por un lado se generan sustancias mineralessolubles o gaseosas (NH3, C02, NO3

-, SO42- etc.). Este

proceso de simplificación se desarrolla más omenos rápidamente, dependiendo de las condi-ciones del medio y del tipo de restos orgánicos,y se denomina mineralización rápida omineralización primaria. Por ejemplo, bajo cli-ma templado el 80-90 % del carbono de la celu-losa se transforma en CO2 en medio año. En cam-bio, los materiales con altos contenidos de lignina,como paja de trigo o tejidos leñosos, se degra-dan más lentamente y en igual período sólo semineraliza entre 30 a 60 % (Haider, 1994). Tam-bién influyen características del suelo, como latextura y la estructura. Así, los materiales orgá-nicos son degradados con dificultad por losmicroorganismos cuando están adsorbidos sobrepartículas de arcilla (ver Formación de comple-jos arcillo-húmicos) o cuando se encuentran enporos de diámetro menor a 3 μm ya que allí soninaccesibles para los bacterios; además, en losmicroporos el acceso de oxígeno está restringi-do ya que permanecen más tiempo ocupados poragua Baldock y Nelson, 2000).).).).).


b) Por otro lado, otra parte de los residuos orgá-nicos, especialmente aquella más compleja, ex-perimenta transformaciones por diversos meca-nismos, englobados bajo el concepto general dehumificación y sobre los que existen varias teo-rías (Véase Formación de las sustancias húmicas).De tal manera se originan compuestos más omenos complejos denominados sustanciashúmicas. Estos nuevos compuestos también sepueden mineralizar pero, en razón de su mayorcomplejidad, a un ritmo apreciablemente máslento que los restos orgánicos originales, por locual este proceso se denomina mineralizaciónlenta o mineralización secundaria. Se originanasí compuestos simples similares a los provenien-tes de la mineralización rápida (Figura 2.1).

Durante la descomposición inicial de los restosorgánicos la mineralización rápida desempeñala principal función y las moléculas orgánicasexperimentan una simplificación. Por el contra-rio, la humificación que sucede a esta fase inicialinvolucra principalmente procesos de síntesis, deedificación de moléculas nuevas más estables porvía microbiana o físico-química. Al respecto,Schroeder (1984) establece a título ilustrativo unparalelismo entre componentes orgánicos y mi-nerales y procesos que los involucran (Tabla 2.1).

Figura 2.1. Evolución de la materia orgánica.

El camino evolutivo de la materia orgánica(mineralización versus humificación) depende prin-cipalmente de tres parámetros (Vázquez, 2007):

1. Relación carbono/nitrógeno de los restos or-gánicos. Cuanto más se acerque a la relación C/Nde los microorganismos (8-10) más se facilitará elataque microbiano. Si se compara la relación C/N de trigo (80-100), maíz (60) y soja (25-40) sededuce que los rastrojos de trigo tendrán mayortendencia a la humificación y los de soja a lamineralización.2. Cantidad de precursores húmicos de residuos(compuestos fenólicos y quinónicos contenidosprincipalmente en la lignina). Cuanto mayor esla cantidad de estos compuestos mayor es la ten-dencia de un residuo a la humificación.3. Temperatura. Para una determinada región,la temperatura del suelo varia, entre otros facto-

res, según el tipo de cultivo: es mayor en culti-vos en hilera que en cultivos densos, por que enlos primero hay mayor superficie expuesta a laradicación solar, favoreciendo la mineralización.Otros factores ambientales estrechamente vincu-lados, que pueden influir en la relación mencio-nada son la aireación y humedad del suelo.

Constitución de la materia orgánicadel suelo

La materia orgánica del suelo (MOS) es la princi-pal responsable del proceso de melanización, portanto se pondrá especial énfasis en el tratamien-to de la composición, origen, evolución, funcio-nes y manejo, así como sus implicancias ambien-tales. Aún quedan muchos puntos sin dilucidar,con respecto a la estructura y mecanismos deformación de la materia orgánica humificada osustancias húmicas, a pesar de los avances logra-dos últimamente. Hayes y Clapp (2001) mencio-nan dos circunstancias que han impulsado el es-tudio de la materia orgánica del suelo en tiem-pos recientes. Una de fue sido el descubrimientodel posible efecto mutagénico y carcinogénicoque producen los ácidos fúlvicos y húmicos di-sueltos en aguas para consumo humano someti-das a cloración, debido a la formación detrihalometanos: ácido tricloro-acético, ácidodicloroacético, halocetonas y halocetonitrilos(Rook, 1974). Por otro lado, las implicancias enel calentamiento mundial de las concentracio-nes crecientes de CO2 en la atmósfera, de lo cualsurge la importancia de las prácticas de manejoque conduzcan a su captación en el suelo, redu-ciendo las tasas de mineralización y aumentan-do las de humificación.

La MOS constituye una sustancia compleja y decomposición variable y posiblemente sea uno delos compuestos más complejos de la naturaleza,que contiene la mayoría, sino todas, las sustan-cias orgánicas naturales (Clapp et al., 2005). Lahistoria de su extracción a partir de la fracciónmineral, como su fraccionamiento y determina-ción de su composición, es larga ya que se re-monta a las experiencias de Achard, quien en1786 publicó un artículo sobre la extracción deácidos húmicos a partir de la turba. Los antece-dentes de las investigaciones sobre la MOS hansido recopilados entre otros por Kononova (1982)y Stevenson (1994).

Existen diferentes definiciones de la MOS y desus componentes, en razón de la complejidad desu constitución y los distintos enfoques de estu-


Tabla 2.1. Equivalencias entre procesos y componentes de tipo mineral y orgánico.

Basado en Schroeder, 1984

Componentes minerales Componentes orgánicos

Materiales primarios Rocas y minerales primarios Restos vegetales y animales

Desintegración Meteorización Mineralización

Síntesis Neoformación de minerales Humificación

Productos secundarios Minerales de arcilla, óxidos,hidróxidos

Sustancias húmicas

dio. Algunas definiciones tienen un sentido muyabarcativo, como las que incluyen a los organis-mos vivos del suelo, considerándolos como «ma-teria orgánica viva». De todas maneras, cuandose hace referencia a la materia orgánica del sue-lo, la mayoría de los autores excluyen a dichosorganismos.

Segun Kononova, (1982) la composición de laMOS es la siguiente :

1. Restos orgánicosRestos orgánicosRestos orgánicosRestos orgánicosRestos orgánicos poco o nada transforma-dos (humus bruto).2. Humus.Humus.Humus.Humus.Humus. Productos transformados, que no seasemejan a las estructuras de las cuales derivan.

2a. Sustancias húmicasSustancias húmicasSustancias húmicasSustancias húmicasSustancias húmicas Sustancias amorfaspolimerizadas de colores que varían de amari-llo, a negro, diferenciadas en base a susolubilidad en distintos agentes. Incluyen:

-ácidos fúlvicos-ácidos húmicos-ácidos himatomelánicos-huminas2b. Sustancias orgánicasSustancias orgánicasSustancias orgánicasSustancias orgánicasSustancias orgánicas de composiciónde composiciónde composiciónde composiciónde composición

química definidaquímica definidaquímica definidaquímica definidaquímica definida (polisacáridos, pólipéptidos,lignina, etc.). A esta fracción también se la cono-ce como sustancias no húmicas. Pueden ser sin-tetizadas por microorganismos o provenir de mo-dificaciones de compuestos similares de los res-tos orgánicos.

Bruckert (1979) diferencia en la MOS compues-tos orgánicos de distinto origen 1) materialesvegetales descomponibles (materia orgánica fres-ca); 2) materia orgánica resistente (humina here-dada); 3) microorganismos (biomasa); 4) com-puestos húmicos solubles en álcalis de dos oríge-nes: productos de origen vegetal transformadosen macromoléculas condensadas aromáticas yproductos de síntesis microbiana de naturalezapeptídica y aromática, 5) fracción no extraíblede estos productos (humina de insolubilización)

y 6) metabolitos microbianos no extraíbles, talescomo polisacáridos (humina microbiana).

Stevenson (1994) da una definición de la MOSque en parte coincide con la de Kononova, dife-renciando los siguientes componentes:

1. Mantillo. Material macroorgánico depositadoen la superficie2. Fracción liviana (restos vegetales dentro delsuelo)3.Biomasa del suelo (principalmente microor-ganismos)4. Humus estable. Se compone de:

4.1. Sustancias orgánicas identificables(aminoácidos, carbohidratos, etc.) y

4.2. Sustancias húmicas de peso molecular re-lativamente alto, de color amarillo a negro, for-madas por reacciones de síntesis secundaria.

Oades (1989) define al humus como la materiaorgánica del suelo en la que no es posible reco-nocer mediante microscopio óptico ninguna or-ganización celular del material vegetal, incluyen-do sustancias húmicas y no húmicas.

Baldock y Nelson (2000) utilizan una definiciónde la MOS, elaborada a partir de la de otros au-tores (Oades, 1989; MacCarthy et al., 1990 yStevenson, 1994): conjunto de todos los materia-les orgánicos naturales de origen biológico, quese encuentran dentro del suelo o sobre la super-ficie, independientemente de su origen, ya es-tén vivos, muertos o en descomposición, exclu-yendo la parte aérea de las plantas vivas. Dentrode los componentes vivos diferencian: fitomasa(raíces vivas), biomasa microbiana (virus, bacte-rias, hongos, algas) y biomasa de la fauna. Labiomasa microbiana y de la fauna es denomina-da por algunos autores como edafón. Los com-ponentes no vivos están constituidos por: 1) MOparticulada (mantillo u hojarasca, materia


macroorgánica y fracción liviana); 2) MO disuel-ta; 3) humus (sustancias húmicas y no húmicas) y4) materia orgánica inerte (restos vegetales car-bonizados, grafito, carbón) (Figura 2.2).

Sustancias húmicas

Las sustancias húmicas son compuestos orgáni-cos de gran complejidad, cuya caracterizaciónrequiere su separación de los materiales minera-les y de otras sustancias orgánicas no húmicasmediante fraccionamientos sucesivos. El fraccio-namiento a través de la solubilidad diferencialen medios acuosos fue introducido por Sprengelen 1826. Clapp et al., (2005) advierten que la cla-sificación basada en propiedades referidas a lasolubilidad es puramente operacional y no sepuede considerar que posee valor composicionalo estructural. En gran medida, los procedimien-tos se basan en controlar las cargas eléctricas delas sustancias húmicas; cuando las moléculas es-tán altamente cargadas (pH alto) son más solu-bles. Al disminuir las cargas (pH bajo) se promuevela precipitación y adsorción a superficieshidrofóbicas (Tipping, 2002).

El fraccionamiento se efectúa frecuentemente con

un álcali (una solución de hidróxido de sodio,pH 10 a 13 o pirofosfato de sodio), que extrae losácidos fúlvicos y húmicos. Según Oades (1989),el NaOH seguiría siendo el solvente más efectivoya que los polímeros húmicos se expanden en elagua y la disociación de los grupos saturados conNa produce una expansión adicional debido afuerzas electrostáticas repulsivas; ambos efectosse maximizan a pH alto, produciendo dispersióny solubilización de las sustancias húmicas.

Acidificando el extracto a pH 1 - 2 se produce laprecipitación de los ácidos húmicos, quedandoen solución los ácidos fúlvicos. Sin embargo, es-tas condiciones pueden también producir la pre-cipitación de sustancias no húmicas, como algu-nas proteínas. Tratando con etanol a los ácidoshúmicos secados se separan los ácidoshimatomelánicos que contienen compuestos muyalifáticos descriptos como bitúmenes, abundan-tes en turbas ácidas y humus brutos de sueloshidromórficos (Righi, 1977). Según Kononova(1982), esta fracción no es un grupo independientede sustancias húmicas, debido a su semejanza conlos ácidos húmicos en lo que respecta a composi-ción elemental y presencia de grupos funcionales.Los ácidos fúlvicos se distinguen de los ácidoshúmicos por su color más claro (Latín fulvus:

Figura 2.2. Componentes de la materia orgánica.

Materia Orgánicade Suelo

Componentesno vivos

Componentesvivos

Fitomasa Biomasa Biomasa MO MO Humus MOmicrobiana de fauna particulada disuelta inerte

Mantillo Materia Fracción Sustancias Biomoléculasmacroorgánica liviana húmicas no húmicas

Acido Acido Huminahúmico fúlvico

Basado en Baldock y Nelson, 2000


SUELORemoción de restos orgánicospor densidad

Na P O -10H O (pH 9,8) oNaOH 0,5 N

4 2 7 2

Soluble

Soluble

Soluble

Insoluble

Insoluble

Insoluble

Etanol

NaCl 2 N

Huminas

PrecipitadoÁcidosfúlvicos

Ácidoshimatomelánicos

Ácidoshúmicos

Ácidoshúmicos pardos

Ácidoshúmicos grises

HCI (pH 1-2)

Figura 2.3. Fraccionamiento de las sustancias húmicas.

Cada una de las fracciones constituyen compues-tos no diferenciados que contienen numerosassustancias orgánicas no húmicas, por lo cual es

polares no húmicos que habían sido solubilizadoscomo los sacáridos (Swift, 1996).

En ciertos suelos la cantidad y naturaleza de losácidos obtenidos varía según el reactivo utiliza-do y el pH. Se extrae más cantidad a pH 10 que apH 7. Tampoco se obtienen los mismos resulta-dos si la extracción se realiza sobre una muestratotal de suelo o sucesivamente sobre las dos frac-ciones obtenidas por densidad: sobrenadante (MOfresca) o precipitado (MO humificada)

La extracción con álcali no extrae todas las sus-tancias húmicas. La fracción no extraíble se de-nomina humina, constituyendo el residuo orgá-nico que subsiste en un volumen grande de ma-

terial luego de extraer los ácidos fúlvicos yhúmicos. La humina representa a menudo la frac-ción mayoritaria (50% y hasta el 70% de la MOtotal) y sin embargo ha sido la menos estudiada.Ello se debería a las dificultades para su extrac-ción y separación de la fracción mineral. Para

amarillo), contenido relativamente menor decarbono (menos de 55%) y su solubilidad enagua, alcohol, álcalis y ácidos minerales. Los áci-dos húmicos también se pueden redisolver conuna base (acetato de calcio) y agregando luegoun electrolito; se obtiene una fracción solubleconstituida por ácidos húmicos pardos y un pre-cipitado formado por ácidos húmicos grises. Es-tos últimos están más fuertemente condensadosy se hallan ligados íntimamente a las arcillas, sien-do muy estables y resistentes a la biodegradación.(Figura 2.3).

necesario efectuar procedimientos de purifica-ción para separar las sustancias húmicas. Porejemplo, la fracción que permanece soluble enel medio acidificado se hace pasar por una resi-na (XAD-8, polimetilmetacrilato) que retiene alos ácidos fúlvicos y deja pasar a compuestos


selectivamente y sustancias apolares encapsuladasfísicamente por fuerzas débiles y enlacescovalentes; 2) estructura supramolecular parcialde hidrocarburos alifáticos atrapados, proteínas,ácidos grasos unidos en forma covalente o atra-pados y/o ésteres (Burdon, 2001).

También se valorizó la función de las huminaspor desempeñar un papel importante en el des-tino y transporte de contaminantes en el suelo,debido en parte a sus propiedades complejantes,amortiguadoras (buffering) y de sorción (Kohl yRice, 1998). Generalmente más del 50% deplaguicidas, bifenilos policlorados, hidrocarbu-ros poliaromáticos y otros contaminantes orgá-nicos introducidos en suelos o sedimentos es re-tenido rápida e irreversiblemente por las huminas(Rice, 2001 y trabajos citados por éste).

Algunas características químicas de las fraccio-nes principales se indican en la Tabla 2.2. Sinembargo, existe un continuo composicional yestructural entre los ácidos fúlvicos, los ácidoshúmicos y las huminas por lo cual estas fraccio-nes no representan entidades químicas perfecta-mente diferenciadas, sino una gama de molécu-las con determinados pesos moleculares, acideztitulable, composición elemental y característi-cas espectroscópicas que se correlacionan con susolubilidad (Oades, 1989).

aislarla, el residuo es a menudo digerido con unasolución concentrada de HF y HCl para disolveróxidos metálicos y aluminosilicatos, procedimien-to químicamente agresivo que causa alteracio-nes de los componentes orgánicos principalmentepor hidrólisis.

En el ciclo biogeoquímico del carbono, lahumina ocupa un lugar donde el C orgánico dela biosfera se superpone con el que forma partede litosfera. En este sentido el término huminaes similar al de protoquerógeno, utilizado engeoquímica del petróleo para describir la mate-ria orgánica insoluble de los sedimentos nolitificados, que constituye un precursor delquerógeno de las rocas sedimentarias el cual daorigen al petróleo (Rice, 2001).

Para algunos autores, la humina es una fracciónmuy heterogénea, existiendo diversas clases, deorígenes muy diferentes (Duchaufour, 1977a):-humina heredada o residual: compuesta princi-palmente por lignina transformada. Forma enla-ces poco estables con la arcilla.-humina de insolubilización: proviene de la pre-cipitación e insolubilización de compuestosfenólicos, a menudo unidos a compuestospeptídicos.-humina microbiana: fracción formada porpolisacáridos, poliurónidos, aminoazúcares, re-sultantes de una neoformación microbiana enmedio muy activo.-humina evolucionada (por maduración): huminacon núcleos aromáticos muy fuertementepolicondensados, pobre en grupos funcionales yresistentes a los reactivos habituales de extracción.

Una propuesta de subdivisiónde la humina en subfrac-ciones es la siguiente (Rice yMcCarthy 1989):1) bitumen, fracción lipídicaextraíble con solventes, 2) li-gada a lípidos, fracciónlipídica no extraíble; 3) liga-da a ácidos húmicos, fracciónsimilar a estos ácidos; 4) resi-duo insoluble, compuesto ensu mayor parte por materiamineral.

Recientemente, se han pro-puesto nuevos modelos de lahumina tales como: 1)biopolímeros microbianos decadena rectas preservados

Sustancias no húmicasSegún Clapp et al. (2005) las sustancias no húmicasde la materia orgánica de los suelos son las si-guientes.

Polisacáridos El interés por estas sustancias

HuminaAcidos Húmicos

Pardos GrisesAcidos Fúlvicos

Peso molecular106 ? 105 104 103

Capacidad de intercambiocatiónico (cmol kg-1)

100300 500

1000

Contenido de carbono (%)55 62 56 52 43

Contenido de oxígeno (%)34 29 36 44 51

Contenido de nitrógeno (%)4,6 5,5 4,1 0,7

Contenido de hidrógeno (%)5,5 2,9 6,7 3,3 5,0

Tabla 2.2. Características químicas de las sustancias húmicas.

Basado en Oades, 1989


insolubles en agua y solubles en hidrocarburosque incluye grasas, ceras e hidrocarburos natura-les. En algunos casos forman asociaciones muyfuertes con las sustancias húmicas, especialmen-te con ácidos húmicos y huminas, de los cualesresulta difícil separarlos.

Glomalinas: Son proteínas producidas pormicorrizas. Se desprenden de la superficie de lashifas de los hongos (orden Glomales) que for-man parte de esa asociación. Tienen importanteparticipación en la agregación de partículas pri-marias.

Carbón: Comprende distintas formas de Cpirogénico tales como hollín, carbón de leña,grafito y otros productos de la combustión in-completa de sustancias orgánicas. Debido a sualta resistencia a la oxidación térmica y química,se considera que esta fracción constituye un im-portante sumidero de C en suelos y sedimentos.Su concentración en general aumenta en profun-didad. Los incendios espontáneos o inducidos devegetación natural o cultivos es una de las cau-sas de la presencia de carbón en los suelos. Pro-bablemente el carbón contribuya al color negrode los Molisoles en el Medio Oeste de los EE.UU(Clapp et al., 2005).

Otras fraccionesLas fracciones tradicionales (ácidos húmicos, áci-dos fúlvicos, huminas) no permiten evaluar siem-pre en forma adecuada la fertilidad de los suelosy se utilizán para ese fin otras fracciones, obteni-das mediante técnicas de separación física. Unmétodo muy utilizado en la Región Pampeanaes el fraccionamiento densimétrico que separala fracción liviana del resto por flotación en unamezcla líquida de alta densidad (2 g/ml) (Alvarezy Steinbach, 2006 a). La fracción liviana es unestado de transición entre los residuos frescos yla MO estable, es profundamente afectada porel manejo agrícola e influye en la mineraliza-ción potencial del N. Se compone de materialescarbonados lábiles con bajo grado de transfor-mación microbiana y asociación con la fracciónmineral. En la Tabla 2.3. se indican comparti-mientos de la MO y fracciones asociadas segúnWander (2004).

Para evaluar la fertilidad del suelo también seusa la fracción «materia orgánica particulada»(MOP) de tamaño 100-2000 μm, constituida porrestos vegetales y animales en distinto grado dedescomposición. Tiene una relación carbono/ni-trógeno alta, experimenta un reciclado rápidoaunque puede estar protegida dentro de agre-gados. La MOP se suele separar en fracciones se-gún su densidad por ejemplo: MOP liviana (<1,13Mg m-3), media (1,13-1,37 Mg m-3) y pesada (>1,37

se inició con los trabajos de Martin (1945, 1946),quien determinó que eran polisacáridos las sus-tancias viscosas producidas por bacterias con efec-to agregante entre partículas de arcilla y arena.Estas sustancias, también denominadas«polisacáridos extracelulares», constituyen las«gomas microbianas», mencionadas al tratar so-bre los efectos de la materia orgánica en la es-tructura. La mayoría de los polisacáridos estánformados por recombinación de unidades dehexosas y pentosas provenientes de polisacá-ridosvegetales y microbianos. Constituyen alrededordel 10 % de la MO y poseen mayor resistencia alataque enzimático que los monosacáridos debi-do a su mayor tamaño y complejidad estructural(Senesi y Loffredo, 1999). Sin embargo, Clapp etal. (2005) consideran que estas sustancias perma-necen relativamente poco tiempo en el suelo, amenos que estén protegidos, ya que los enlacesglucosídicos son fácilmente hidrolizadosenzimática o químicamente. Asimismo, Cheshire(1977) sugiere que son estructuras biológicamenteinestables y su persistencia en el suelo se debe asu inaccesibilidad producida por formación desales o quelatos insolubles con cationespolivalentes, adsorción sobre minerales de arci-llas y óxidos, o incorporación a las sustanciashúmicas.

Péptidos y proteínas: Aunque no se han ais-lado y caracterizado, no hay dudas de su exis-tencia debido a la presencia de aminoácidos de-tectados durante la hidrólisis ácida de materialhumífero, así como por la actividad enzimáticay estudios de resonancia magnética nuclear.

Esporopoleninas: Son componentes de las pa-redes externas (exina) de las esporas de plantasinferiores y granos de polen de plantas superio-res. Son resistentes a la biodegradación y por ellose encuentran en fósiles de vegetales. Formanparte en pequeña proporción de la MO de la ma-yoría de los suelos y formarían parte de lashuminas (Derenne y Largeau, 2001). Son terpenosque se originarían por poli-merización oxidativade carotenoides o sus ésteres.

Taninos: Estas sustancias son abundantes enlas plantas terrestres y ocupan el cuarto lugar enabundancia después de la celulosa, hemicelulosasy lignina. Posiblemente se haya subestimado lapresencia de los taninos en la MOS y su partici-pación en la génesis de las sustancias húmicas(Clapp et al., 2005).

Algenanos, cutanes y suberanos: Son mate-riales cuyos nombres hacen referencia a su ubica-ción: paredes celulares de algas y envolturascuticulares y capas suberizadas de plantas, respec-tivamente.

Lípidos: Constituyen un grupo de sustancias


Mg m-3), indicando mayor actividad biológicacuando predomina la fracción liviana. Baldock yNelson (2000) dividen a la MOP en tres fraccio-nes: 1) hojarasca: materiales orgánicos despro-vistos de residuos minerales y localizados en lasuperficie del suelo; 2) materia macroorgánica:fragmentos de tamaño mayor que el límite infe-rior de la fracción arena (>20 ó 50 μm según es-cala granulométrica) contenidos en la matriz delsuelo mineral y generalmente aislados mediantetamizado y 3) fracción liviana: materiales orgá-nicos asociados de la fracción mineral medianteflotación en una suspensión en agua o líquidosde densidad entre 1,5 y 2,0 Mg m-3. La MOP esuna fuente de N a corto plazo por la rápidamineralización, y se relaciona en gran medidacon mayores rendimientos de algunos cultivoscomo el maíz (Domínguez et al., 2006).

Esquemas estructuralesde las sustancias húmicasLa estructura molecular de las sustancias húmicas

Compartimento Fracción

MO lábil o activaTiempo de residencia: días a pocos años

Material con alto valor nutritivo y energético

Al no estar físicamente protegido,participan en reacciones biológicaso químicas

Biomasa microbianaMOS cloroformoAminocompuestosFosfolípidos

Sustratos lábilesC y N mineralizables estimados por mineralizaciónCompuestos solubles (extractables con aguacaliente o sales diluidas)Fácilmente oxidables con permanganato u otrosoxidantes

MO lenta o intermediaTiempo de residencia: pocos años a décadas

La protección física, el estado físicoo la ubicación contribuyen a separar estafracción de las otras dos.

Residuos parcialmente descompuestosy productos de descomposición

Compuestos aminados, glicoproteínasMO particuladas protegida en agregados

Algunas sustancias húmicasHidrolizables con ácidos o basesAcidos húmicos móviles

MO recalcitrante, pasiva, estable e inerteTiempo de residencia: décadas a siglos

La recalcitrancia se debe a característicasquímicas y/o asociación mineral

Compuestos refractarios de origen conocidoMacromoléculas alifáticas (lípidos, cutanes,algenanos, suberanos)CarbónEsporopoleninasLignina

Algunas sustancias húmicasMOS condensada de alto peso molecularHuminaMOS no hidrolizadaMOS asociada a limo fino o arcilla gruesa

Tabla 2.3. Compartimentos de la materia orgánica y fracciones asociadas.

no se ha definido de manera incontrastable has-ta el presente. Se han propuesto en el curso deltiempo varios esquemas, que según Orlov (1995)son hipotéticos y tentativos. En una reseña his-tórica de los distintos esquemas, este autor afir-ma que uno de los más completos, y aún vigentees el de Misterskii y Loginov (1959), Figura 2.4.Según este modelo, las sustancias húmicas po-seen un «núcleo» constituido por anillos aromá-ticos de seis carbonos que incluyen quinonas, ani-llos heterocíclicos con oxígeno y nitrógeno y gru-pos alcohol, carbonilo y carboxilo. El núcleo estárodeado de cadenas alifáticas periféricas de na-turaleza hidrocarbonada y polipeptídica. El es-quema muestra los constituyentes principales delas moléculas húmicas, aunque no revela la na-turaleza del enlace de los distintos fragmentos ypor ello no permite explicar los mecanismos departicipación de las sustancias húmicas en las re-acciones químicas (Orlov, 1995).

Esquemas que guardan mayor o menor similitud

Basado en Wander, 2004


con el anterior se utilizaron por otros autores.Andreux (1979), diferencia la importancia relati-va de las cadenas alifáticas y el núcleo según elgrado de evolución de las sustancias húmicas. Así,los ácidos fúlvicos tienen un núcleo relativamentepequeño y cadenas desarrolladas; mientras queen los ácidos húmicos el núcleo aumenta al pa-sar de las formas más móviles a las más inmóvi-les y de mayor peso molecular. Según Stevenson(1994) los ácidos húmicos poseen una estructurade polímeros lineales donde alternan gruposbencénicos y quinónicos, de los cuales derivancadenas de glúcidos y péptidos (Figura 2.5).

El «modelo de polímeros» muestra a las sustan-cias húmicas con formas alargadas en solucionesbásicas o de baja fuerza iónica, y con formas «en-rolladas», formando «ovillos» en soluciones áci-das o de alta fuerza iónica, más estrechamente

Figura 2.5. Estructura de ácidos húmicos propuesta por Stevenson (1994).

enrollados y entrecruzados hacia el centro, conla periferia más abierta y flexible, mantenida enestado expandido probablemente por la repul-sión de grupos cargados negativamente (Oades,1989; Swift, 1996). (Figura 2.6A).

Los espacios y la naturaleza flexible de lospolímeros explican la capacidad de las sustan-cias húmicas de enlazar cationes que influyen enla disposición estereo-química de los grupos fun-cionales para formar complejos muy estables.Cuando los polímeros húmicos se saturan con H+

o cationes polivalentes se contraen debido a laasociación de grupos ionizables y entrecruzamien-to de polímeros por interacción de grupos fun-cionales y cationes polivalentes Este entrecruza-miento origina moléculas más pequeñas, densasy rígidas que serían más estables ante el ataquequímico y biológico. La observación de altos

Figura 2.4. Esquema estructural de las sustancias húmicas segúnMisterskii y Loginov (1959).


pesos moleculares aparentes, a veces superioresa 1.000.000 Da, indujo a considerar comomacromoléculas a las sustancias húmicas.Recientemente, mediante resonancia magnéticanuclear y otras técnicas se ha puesto en duda elmodelo de polímeros, encontrándose evidenciasque las sustancias húmicas constituyen una aso-ciación supramolecular de numerosas moléculasorgánicas de pequeño tamaño, agrupadas me-diante puentes de hidrógeno e interaccioneshidrofóbicas. Este modelo se complementa conel concepto de estructura micelar, según el cuallas moléculas orgánicas en soluciones acuosasposeen una parte externa hidrofílica que prote-ge a la parte interna del contacto con moléculasde agua vecinas (Piccolo, 2001; Simpson et al.,2002; Sutton y Sposito, 2005). La extracciónalcalina muestra que los principales componen-tes de las sustancias húmicas son moléculas debajo peso molecular (menores a 2000 Da) talescomo polisacáridos, polipéptidos, cadenasalifáticas y fragmentos aromáticos de lignina aso-ciados en presencia de cationes metálicos (Figu-ra 2.6B). Estos nuevos modelos incluyen fragmen-tos de biomoléculas íntimamente asociados a lafracción húmica; de la que no se podrían sepa-rar, como proponen otros modelos, sin alterarlas propiedades de las macromoléculas, ya quecumplen importantes funciones estructurales(Sutton y Sposito, 2005).

Indicadores de humificaciónEl grado de humificación es variable según lascondiciones ambientales, tipo de restos vegeta-les y uso de la tierra. En general se admite que elgrado de humificación aumenta en el sentidoácidos fúlvicos < ácidos húmicos pardos < ácidoshúmicos grises < huminas. Se encontraron dife-rentes indicadores que tratan de reflejar el gra-do de humificación, que en parte está relaciona-do con el grado de estabilidad de la MOS. Losindicadores también permiten seguir la evolu-ción de enmiendas orgánicas (estiércol, compost,etc.) ya que cuando están inmaduras puedengenerar sustancias fitotóxicas o contaminantesdel ambiente (González y Benítez, 1990).

Los indicadores son relaciones entre algunas sus-tancias húmicas o entre elementos de ellas; porejemplo:

• Contenido de AH / contenido de AF• Carbono de AH / carbono de AF• Carbono orgánico de sustancias húmicas(AH+AF+Huminas). 100 / Carbono orgánico total

Figura 2.6. Esquemas estructurales de las sustan-cias húmicas. A) concepto de sustancias húmicascomo macromoléculas enrolladas al azar,B) sus-tancias húmicas como asociación de pequeñoscomponentes que forman agregados 1. cationesmetálicos, 2. polisacáridos, 3. polipéptidos, 4.cadenas alifáticas, 5. fragmentos aromáticos delignina. (Basado en Simpson et al., 2002).

• Carbono orgánico / hidrógeno• Carbono orgánico / nitrógeno total

La escuela rusa trabajó en la elaboración deindicadores e índices para evaluar la calidad ocondición del humus a los fines del manejo agro-nómico de los suelos. Algunos de estos indicadores


Indicador Calificación de los niveles Intervalo de valores

Contenido de humus del horizontesuperficial (%)

Muy altoAlto

ModeradoBajo

Muy bajo

>106-104-62-4<2

Reserva de humus entre 0-20 y(0-100 cm) (ton ha-1)

Muy altoAlto

ModeradoBajo

Muy bajo

>200 (>600)150-200 (400-600)100-150 (200-400)50-100 (100-200)

<50 (<100)Riqueza de N en el humus(Relación C/N)

Muy altoAlto

ModeradoBajo

Muy bajo

<55-88-1111-14>14

Grado de humificación de la MO(C AH/C AF) x 100

Muy altoAlto

ModeradoBajo

Muy bajo

>4030-4020-3010-20<10

Tabla 2.4. Indices de condición del humus en suelos.

Orlov , 1995

se consignan en la Tabla 2.4 (Orlov, 1995).

Las sustancias húmicas se caracterizan por méto-dos químicos y físicos, como los basados en laabsorción de luz en distintas longitudes de ondadel espectro. En este sentido, se encontró que enlas dispersiones húmicas hay un aumento unifor-me de la absorción de luz al disminuir la longi-tud de onda, siendo similares las curvas espec-tro-fotométricas (Kononova, 1982). El grado dehumificación se puede deducir del grado dearomaticidad, determinado mediante la densidadóptica, que es proporcional al contenido de do-bles enlaces conjugados, más abundantes en lassustancias húmicas bien evolucionadas. Laabsorbancia en las longitudes de onda 460-480nm refleja materia orgánica con bajo grado dehumificación, mientras que la absorbancia en elintervalo 600-670 nm se relaciona con materiabien humificada. Se estableció así una relaciónentre extinciones a longitudes de onda de 465 y665 nm, denominada relación E4/E6, que tieneuna relación inversa con el grado de condensa-ción de los compuestos aromáticos. La relaciónE4/E6 da una medida del grado de condensaciónde núcleos aromáticos, y las relaciones más altasse corresponden con tiempos de residencia me-nores, sugiriendo que los componentes con nú-

cleos más condensados resisten más la descom-posición que aquellos con estructuras con mayorparticipación de cadenas alifáticas.

La relación mencionada se puede aplicar a la sus-tancias húmicas en conjunto o a ácidos húmicoso fúlvicos por separado. Kononova (1982) con-signa algunas relaciones E4/E6 de ácidos húmicosen distintos tipos de suelos ordenados de menora mayor grado de humificación: Podzoles: 5,0;Sierozems: 4,0-4,5; Castaños: 3,8-4,0; Chernozemscomunes: 3,0-3,5; para los ácidos fúlvicos, las re-laciones oscilan entre 6,0 y 8,5. Rump y Grayson(1999), comparando sustancias húmicas, dan lossiguientes valores: <3 dominan ácidos húmicosgrises, 4 - 5 ácidos húmicos pardos y >5 ácidosfúlvicos.

En la Región Pampeana, Cantero Gutiérrez et al.(1976) describen las características del humus entres perfiles de una toposecuencia en Molisolesde Rafaela (Santa Fe) mediante la relación E4/E6(Tabla 2.5). Los valores encontrados no muestrandiferencias marcadas, aunque se observa un au-mento en los horizontes inferiores, atribuido a:1) migración descendente de las sustancias mássolubles y menos complejas; 2) menor actividadbiológica y 3) fases de humedecimiento y secado


menos contrastantes. Además, la relación máselevada en el horizonte Ap respecto a los hori-zontes A12 o A2 se atribuye al laboreo, que faci-litaría la descomposición de sustancias húmicasen fracciones de menor complejidad. Diferenciasa lo largo de la transecta, muestran que en elperfil del Bajo ocurren los contrastes mayores,sugiriendo que allí se produciría migración mar-cada de las fracciones orgánicas más móviles ha-cia los horizontes profundos (B22); por otro lado,el valor más bajo de la relación en el horizonteA2 se debería a mayor complejidad molecular opérdida de los componentes más solubles. Heviaet al. (2003) estudiaron la influencia de la textu-ra, el clima y el manejo en la calidad de la mate-ria orgánica en Haplustoles énticos de la RegiónPampeana Semiárida. Uno de los parámetros uti-lizados fue la relación E4/E6, que fue inferior a 5en todos los casos, indicando el predominio delos ácidos húmicos en la fracción orgánica bienhumificada. Encontraron también que los conte-nidos de materia orgánica flotante y los valoresde E4/E6 no se correlacionaban con la textura, elclima o el manejo.

Recientemente se encontró que el grado dehumificación está directamente relacionada conla concentración de los radicales libres de tiposemiquinona, que se pueden cuantificar medianteespectroscopia de resonancia de espín (electronspin resonance spectroscopy, ESR). Un métodoalternativo menos complejo y costoso es laespectroscopia de fluorescencia (Milore et al.,2002, Velasco et al., 2004).

Tabla 2.5. Relación E4/E6 de tres perfiles deMolisoles en una toposecuencia de Rafaela

(provincia de Santa Fe).

Cantero Gutiérrez et al., 1976

Perfil Horizonte RelaciónE4/E6

Alto Ap 3,88

A12 3,79

AB 3,76

B21 4,90

MedioAp 4,01

A12 3,79

A2 3,91

B21 4,72

Bajo Ap 3,96

A2 3,50

B21 4,13

B22 5,77

Formación de las sustancias húmicasEl mecanismo de formación de las sustanciashúmicas no se ha definido exactamente y se pos-tulan varias teorías o modelos que tratan de ex-plicarlo, algunas de las cuales se mencionan acontinuación.

Teoría de la lignina (Waksman, 1938). Según estateoría, también conocida como modelodegradativo, las sustancias húmicas serían pro-ductos de la descomposición incompleta de sus-tancias de alto peso molecular, como la lignina,la cual es utilizada en forma incompleta por losmicroorganismos y el residuo pasa a formar par-te del humus. La modificación de la lignina in-cluye pérdida de grupos metoxilo (-OCH3) congeneración de o-hidroxifenoles y oxidación delas cadenas laterales alifáticas para formar gru-pos carboxilos (-COOH). El material modificadoexperimenta otros cambios desconocidos, hastadar ácidos húmicos y luego ácidos fúlvicos.

Teoría de los polifenoles. Esta teoría tambiéndenominada modelo de condensación, ha sidopropuesta principalmente por Flaig (1964) yKononova (1982). Según Flaig, la lignina separa-da de la celulosa durante la descomposición derestos vegetales se oxida formando derivados delfenilpropano. De las cadenas laterales de las uni-dades constitutivas de la lignina se originanpolifenoles, que son oxidados por enzimas(fenoloxidasas) a quinonas que se condensan,reaccionando con sustancias nitrogenadas(aminoácidos, péptidos) para formarmacromoléculas húmicas.

El esquema de Kononova, (1982) tiene similitu-des con el de Flaig, particularmente en las eta-pas finales. Difiere principalmente al considerarque los polifenoles pueden ser sintetizados pormicroorganismos a partir de compuestos diferen-tes de la lignina, como por ejemplo la celulosa.Durante la descomposición de restos orgánicos,aparte de los productos simples (H2O, CO2, etc.),se producen unidades estructurales de distintostipo: a) productos de desintegración tales comocompuestos fenólicos provenientes de lignina,taninos y otras fuentes; b) productos del meta-bolismo microbiano y c) productos de desinte-gración y resíntesis (aminoácidos y péptidos ori-ginados por descomposición de proteínas). Loscompuestos fenólicos se oxidan a quinonas quese polimerizan e incorporan compuestosaminados. Este modelo admite que en la forma-ción de sustancias húmicas pueden participargrandes fragmentos de lignina, aunque no demanera generalizada.


gen de los ácidos húmicos a los polisacáridos yconsidera que las estructuras son esencialmentealifáticas, pudiendo cambiar fácilmente a estruc-turas aromáticas no relacionadas con la lignina.Se postula incluso que las estructuras tradiciona-les de las sustancias húmicas no existen en el sueloy que en cambio la materia orgánica es una mez-cla de constituyentes vegetales y microbianos,tanto íntegros como en diversas etapas de de-gradación (Burdon, 2001).

Formación de complejosarcillo-húmicosLa proporción relativa de las distintas fraccionesorgánicas del suelo (materia orgánica fresca, com-puestos húmicos solubles en álcalis, huminas,etc.) depende esencialmente de la actividad bio-lógica del medio: en medio muy activo (humustipo mull), la humificación conduce a la forma-ción de suelos donde la MO disminuye con laprofundidad, cuyo 50 a 80% está en forma decompuestos húmicos bioestables debido a su es-tructura aromática y 10 a 30% en forma depolisacáridos constantemente renovados (Martiny Haider, 1971). Compuestos húmicos ypolisacáridos se asocian a la materia mineral paraformar complejos órgano-minerales que actuancomo ligantes en microagregados y agregadosuniendo partículas minerales, restos orgánicos ycuerpos bacterianos.

En medios poco activos (humus mor o moder) seforma un suelo muy diferenciado, con un hori-zonte de MO resistente residual y un horizontede acumulación de MO redistribuida, originan-do complejos órgano-minerales con estructurasde precipitación. Los tipos de enlaces que pue-den existir entre las moléculas orgánicas y el so-porte mineral pueden ser electrostáticos,covalente, fuerzas de Van der Waals y puentesde hidrógeno (Bruckert, 1979).

Factores de formación

El proceso de melanización alcanza su mayordesarrollo cuando se produce una particular com-binación de los factores de formación, que per-miten la evolución avanzada de la materia orgá-nica. En este proceso, el factor antrópico tieneuna gran influencia ya que el uso agrícola inter-viene, especialmente a través de las labranzas,en la mineralización y humificación de los restosorgánicos.

ClimaEl clima es un factor fundamental que rige la

Reacción de Maillard (1913). Esta reacción se co-noce también como modelo de las melanoidinasy es incluida por algunos autores dentro de losmodelos de condensación o polimerización porcondensación (Orlov, 1995; Baldock y Nelson,2000). Consiste en la interacción entre gruposcarbonilos de glúcidos simples (glucosa, fructuo-sa, lactosa) y grupos aminos de aminoácidos opéptidos, formándose polímeros y copolímerosnitrogenados de color oscuro denominadosmelanoidinas. Esta reacción, que sería más bienun conjunto muy complejo de transformacionesquímicas, tiene diversas implicancias en otroscampos de la ciencia y la técnica, por ejemplo eltostado durante la cocción del pan, la produc-ción de malta, etc. (Nursten, 2005). Sin embargo,Burdon (2001) señala que en los suelos esta reac-ción no avanzaría en gran medida debido a queno habría suficiente concentración decarbohidratos o aminoácidos en la soluciónedáfica. Esta afirmación coincide con la deKononova (1982) para quien no sería fácil la for-mación de melanoidinas por descomposición rá-pida de carbohidratos y aminoácidos a partir derestos vegetales; no obstante, menciona comofuentes alternativas a aminoazúcares de origenmicrobiano y una sustancia muy difundida en lanaturaleza como la quitina. La principal obje-ción que se le hace a esta teoría es que las reac-ciones requieren temperaturas muy elevadas. Sinembargo, según Drosdova (1959) las melanoidinaspueden formarse también a temperaturas de 30-35 oC. Por otro lado, la condensación podría serfacilitada por cambios en las condiciones del sue-lo (congelamiento-descongelamiento, humecta-ción-secado), sumadas a reacciones catalíticas quetienen lugar en el suelo. Un aspecto atractivo dela teoría es que los microorganismos producengran cantidad de reactivos (glúcidos,aminoácidos).

De todas maneras, los mecanismos mencionadosno serían excluyentes entre sí ya que existen evi-dencias que pueden actuar conjuntamente, aúnen el mismo suelo, aunque las condiciones am-bientales pueden favorecer más a uno que a otro(Oades, 1989). Según Clapp et al. (2005) se podríanreunir a las distintas teorías en dos grupos: unenfoque degradativo, que implica procesos pura-mente biológicos de transformación de restos ve-getales relativamente estables, y otro enfoque quecomprende procesos biológicos seguidos por pro-cesos químicos o abióticos de síntesis.

Subsisten empero discrepancias sobre el origende las sustancias húmicas, como por ejemplo, laque plantea Susic (2004), quien atribuye el ori-


distribución de materia orgánica regionalmentemediante los dos parámetros principales: preci-pitación y temperatura, que a su vez controlanel tipo de vegetación. Los mayores contenidosde materia orgánica bien humificada (8-10 %) ymayores espesores de horizontes A (cercanos a 1metro) se encuentran en clima continental y ve-getación de estepa (especialmente en centro ysur de Rusia europea, Ucrania, centro norte deEE.UU. y centro sur de Canadá). Esas regiones secaracterizan por grandes contrastes estacionales,inviernos muy fríos con congelamiento de la partesuperior del perfil, descongelamiento en prima-vera, con anaerobiosis parcial, calentamiento yeliminación del exceso de agua a principios deverano y desecamiento acentuado a fines de ve-rano, período durante el cual se acentúa la ma-duración del humus (Duchaufour, 1977a). En Ru-sia, elevados contenidos de materia orgánica yespesores de horizontes A se encuentra hacia enla zona de transición entre estepa y bosque, don-de predominan los Chernozems humíferos. Enesa región la precipitación media es de 400 mm;la temperatura media anual de 3,5 oC, con me-dia del mes más frío de –13 oC y media del mesmás cálido de 20,5 oC (Duchaufour, 1977b).

De acuerdo con la clasificación ecológica de cli-mas de Papadakis (1960), los climas donde se en-cuentran los suelos con altos contenidos de MObien humificada (Chernozem, de Pradera Negros)son: la mayoría de los Climas de Estepa (G); al-gunos Climas Continentales Húmedos (C), comolos climas «Corn Belt» (C3) y «Cotton Belt» (C4) ylos Climas Pampeanos (G). La definición abrevia-da de los últimos es la siguiente: invierno sufi-cientemente benigno para avena de invierno,pero no para citrus; verano suficientemente cáli-do para maíz, pero no para algodón; sin esta-ción seca definida.

Papadakis (1960, 1980) creó el Indice Climáticode Crecimiento Vegetal (A) que permite compa-rar los climas desde el punto de vista de la pro-ducción de biomasa. Se calcula a partir de pro-medios mensuales de temperaturas máximas ymínimas medias, índice del balance de agua (pre-cipitación/evapotrans-piración potencial) y la du-ración del día en horas. También estableció dosíndices pedogénicos relacionados con la evolu-ción de la materia orgánica: Índice Humolítico(Hl) e Índice Humogénico (Hg), que reflejan lacapacidad de descomposición (mineralización) ode humificación de la materia orgánica, respec-tivamente, de acuerdo con las condicionesclimáticas. El Hl se calcula a partir de las tempe-raturas máximas medias del mes más cálido, del

mes más frío y anual. El Hg se calcula utilizandoel índice de crecimiento (A) y el Hl, mediante lasiguiente fórmula: Hg = 100 A0,75 / Hl. Algunosvalores de los tres índices mencionados se danpara la Región Pampeana y otras regiones delpaís (Tabla 2.6). Con fines comparativos se inclu-yen datos de localidades de otros países, con cli-mas que favorecen la acumulación de materiaorgánica humificada en los suelos.

Los índices climáticos mencionados se aplican asuelos zonales bien drenados. Sin embargo, otrosfactores pueden modificar la influencia climática;por ejemplo: profundidad de enraizamiento (unpastizal produce un horizonte húmico más pro-fundo que un bosque); tipo de cobertura vege-tal que modifica la temperatura del suelo y latendencia a la mineralización; formación de com-plejos arcillo-húmicos que dificultan lamineralización. Por lo tanto, los índices no po-seen una relación estricta con valores reales demateria orgánica, sino más bien un alcance com-parativo entre distintas regiones. En este senti-do, pueden servir para alertar sobre riesgos dedegradación de suelos si se avanza con cultivosagrícolas hacia áreas con índices humolíticos al-tos e índices humogénicos bajos (Papadakis, 1980).

En la Región Pampeana no se producen los con-trastes de temperatura mencionados para el He-misferio Norte; el invierno y verano están biendefinidos, las precipitaciones en la mayor partede la región son mayores que en la región deChernozems y la vegetación es de pradera. Aun-que esta comunidad aporta más residuos para lahumificación que la estepa, ello es compensadopor la mayor mineralización derivada de las tem-peraturas medias más elevadas. De todas mane-ras, en la Pampa Interserrana, donde las tempe-raturas son más bajas, los suelos tienden a ase-mejarse a los Chernozems en cuanto a conteni-dos de MO, aunque no tanto en espesor del hori-zonte A. Jenny (1941) observó variaciones en elcontenido de MO en climosecuencias de las Gran-des Llanuras de EE.UU. Así, encontró valores cre-cientes de sur a norte (Texas a Minnesota) al dis-minuir la temperatura y de oeste a este (Colora-do a Iowa) al aumentar las precipitaciones.

En la Región Pampeana, Alvarez y Lavado (1998)establecen que hacia el oeste los contenidos deMO son bajos y se incrementan hacia las zonasmás húmedas del este por la mayor productivi-dad primaria neta de la vegetación. Por otro lado,en una transecta de sur a norte que abarca lasregiones pampeana y chaqueña encuentran unadisminución de la MO debido a un aumento de


la temperatura. Sin embargo, la mayor parte dela variabilidad de MO se explicaría mediante uníndice que combina ambas variables (precipita-ción media anual / temperatura media anual).En estudios sobre balance de carbono en suelosde la Pampa Ondulada y Región SemiáridaPampeana resumidos en Alvarez y Steinbach(2006b), se encontró que la temperatura es el fac-tor regulador principal de la emisión de C-CO2,observándose una estacionalidad bien definida,con un máximo en enero y un mínimo en julio.

Una influencia indirecta del clima en los conte-nidos de MO, a la que deben sumarse las caracte-rísticas del material originario y, frecuentemen-te, la acción antrópica, es la erosión eólica pro-ducida durante períodos de sequía en suelos detexturas gruesas. En esta situación, se produce ladeflación de material fino que es donde se con-centra principalmente la MO. El oeste de la Re-gión Pampeana ha sido el área más afectada poresta degradación, la cual se atenuó parcialmenteen las últimas tres décadas por incremento de lasprecipitaciones.

Tabla 2.6. Indices de crecimiento (A),humolítico (Hl) y humogénico (Hg) en

localidades seleccionadas.

Localidad A Hl Hg

Mar del Plata 45 37,3 47

Buenos Aires 58 51,3 41

Azul 43 51,2 33

Rosario 56 67,4 30

Casilda (Santa Fe) 48 68,1 27

Tres Arroyos 30 51,2 25

Río Cuarto (Córdoba) 38 67,4 23

Trenque Lauquen 33 63,8 22

Córdoba 28 68,5 18

Bahía Blanca 20 56,7 17

Carmen de Patagones 11 51,2 12

General Acha (La Pampa) 14 70,7 10

Charata (Chaco) 24 106,4 10

Santiago del Estero 14 99,1 7

Rivadavia (Salta) 10 155,4 4Des Moines (Iowa, EE.UU.) 42 38,3 43

Norfolk (Nebraska, EE.UU.) 26 43,6 26

Saskatoon, (Canadá) 17 20,6 41

Berlín (Alemania) 30 22,4 57

Harbin (Manchuria, China) 34 27,1 52

Papadakis, 1980

Material originarioEl papel que desempeña el material originarioen la melanización se puede enfocar desde dospuntos de vista: a) desde los restos orgánicos pre-cursores de los distintos componentes de la MOb) desde el material mineral que recibe dichosrestos orgánicos, cuyas características condicio-nan la evolución del proceso.

Los materiales precursores de la materia orgáni-ca poseen composición muy variable, lo cual in-fluye en la velocidad de transformación de acuer-do con la estabilidad de los distintos componen-tes, determinada por la estructura química. Sepuede establecer así una serie de estabilidad delos distintos compuestos orgánicos que compo-nen los restos vegetales, que son los que consti-tuyen el mayor aporte. Entre los compuestos másrápidamente utilizados por los microorganismos(dentro de días o meses) están: ácidos orgánicossimples, monosacáridos (glucosa) y polisacáridos(almidón). Ofrecen mayor resistencia a la descom-posición sustancias como proteínas, quitina, ce-lulosa y hemicelulosa. Los compuestos más resis-tentes son lignina, grasas, ceras y resinas(Chadwick y Graham, 2000).

La participación de dichas sustancias varía segúnlos órganos de las plantas y las especies, como seindica en la Tabla 2.7. Los datos explican, porejemplo, la mayor persistencia en el mantillo delas acículas de coníferas respecto a las hojas delatifoliadas, o de tejidos leñosos, a igualdad decondiciones de sitio. La estabilidad de algunoscompuestos de la escala antedicha fue cuestio-nada. Por ejemplo, la lignina se consideró unasustancia recalcitrante por su estructurapolifenólica; sin embargo, Rasse et al. (2006) pro-ponen un modelo de dos compartimentos segúnel cual el 92% de la lignina de los restos vegeta-les se transforman en CO2 o en otros productosdiferentes de la lignina en el plazo de un año, ysólo el 8% llega a la fracción del suelo dondequeda protegida de ulterior descomposición.

La presencia de cationes alcalino-térreos, especial-mente calcio, es importante en el desarrollo de lamelanización por la función estabilizadora de lasustancias húmicas (humus cálcico). En este senti-do, Sánchez (1976) encuentra elevados conteni-dos de huminas en los horizontes A y AC deRendzinas de cordones conchiles del litoral de laprovincia de Buenos Aires, atribuidos a la estabili-dad que confiere el alto contenido de calcáreoactivo al complejo arcillo-húmico.

La textura del material mineral condiciona pro-


RelieveEl relieve interviene localmente, mediante elcontrol que ejerce en el contenido de agua delsuelo y en el tipo y densidad de la vegetación.Así, en geoformas de relieve cóncavo (cubetas,cañadas, bañados, planicies de inundación, etc.)donde el agua suele acumularse durante perío-dos prolongados, se encuentran comunidadeshigrófilas que difieren de las existentes en lasáreas circundantes más elevadas. En estos sitios,la actividad de la biota y por lo tanto la

piedades como la estructura, tamaños de poros,aireación, retención de agua, etc. El efecto de latextura sobre la MO se relaciona con la cantidad,distribución de fracciones y calidad (Galantini,2005). Al aumentar el material fino (arcilla + limo)la MO queda protegida por la formación de com-plejos organo-minerales y por la reducción en eltamaño de los poros que limita el acceso de losmicroorganismos. Asimismo, hay aumento de laaromaticidad y de la cantidad de N y S del suelo,pero una disminución dentro de la molécula delas sustancias húmicas (Galantini et al., 2000). Latextura también influye por la superficie específi-ca del material del suelo. Así, se observa general-mente que horizontes A de textura gruesa y bajocontenido de MO tienen colores no muy diferen-tes a horizontes A de texturas más finas con con-tenidos de MO mucho más elevado. La baja su-perficie específica de los materiales arenosos per-mite un recubrimiento efectivo de las partículas,aún con contenidos bajos de sustancias húmicas.Este hecho se puede observar en los horizontes Ade dos suelos contrastantes de las llanuras costerasde la provincia de Buenos Aires (Giménez eImbellone, 2008) y con otro suelo situado en lallanura continental loéssica cercana (Tabla 2.8).

Kononova, 1982

Organo Ceras, grasas,resinas

Proteínas Celulosa Hemicelulosa,carbohidratos

Lignina

HerbáceasRaíces de leguminosas 10-12 10-15 20-25 20-30 10-15Raíces de gramíneas 5-12 5-10 25-30 25-30 15-20Hojas de leguminosas - 12-20 15 10-12 5

ArbolesHojas de latifoliadas 3-5 4-10 15-25 10-20 10Acículas de coníferas 20-25 5-7 20 15-20 15Tejidos leñosos latifoliadas - 0,5-1 40-50 20-30 20-25Tejidos leñosos coníferas - 0,1-1 45-50 15-25 25-30

Tabla 2.7. Composición química de órganos vegetales (% peso seco).

mineralización de restos orgánicos se ve dificul-tada por el bajo contenido de oxígeno duranteciertos períodos. La mineralización y humifi-cación se producen principalmente durante losperíodos de déficit hídrico, que en la RegiónPampeana corresponden al verano. En sitios másdeprimidos que permanecen anegados la mayorparte del año, es común la acumulación de res-tos orgánicos poco o nada transformados con for-mación de horizontes orgánicos (Oi). A veces, enlas áreas deprimidas hay concentración de sodiointercambiable y/o sales solubles, que restringenel crecimiento de muchas especies vegetales, do-minando comunidades halomórficas (Distichlis,etc.). En estos casos suele disminuir el contenidode materia orgánica cuando hay baja coberturavegetal, tema tratado en el Capítulo 6.

El relieve influye también a través de la disminu-ción de la temperatura que se produce al aumen-tar la altura sobre el nivel del mar. El gradientealtitudinal explica los elevados contenidos de MOen suelos de regiones tropicales situadas a gran-des alturas. Tanto en el caso de la temperaturacomo de la precipitación, la influencia del relie-ve es indirecta, ya que las variaciones de MO sedeben a variaciones climáticas inducidas por elrelieve. El relieve también influye a través delaumento de las precipitaciones (lluviasorográficas), las que inciden en la vegetación yluego en la MO del suelo. En Sierra de la Ventanahay un gradiente altitudinal con una disminuciónde 6,9 oC /1000 m (Kristensen y Frangi, 1995). Enesa región se registró una precipitación media anualde 828 mm en las cumbres y 745 mm en la llanura,para el período 1971-1980 (Pérez y Frangi, 2000).

En áreas con relieve pronunciado la orientación


ponentes: vegetación y orga-nismos (microorganismos yfauna), mediante la magni-tud de los aportes, ubicacióny degradabilidad de los resi-duos. En suelos con gran ac-tividad biológica, se produ-ce rápidamente descarbona-tación del material debido ala fuerte producción de CO2,que al reducir el pH del me-dio acelera el proceso de

solubilización del CaCO3

Se puede diferenciar dos grandes tipos de vege-tación: pastizal (pradera o estepa) y bosque. Elaporte de los restos orgánicos en pastizales esprincipalmente subsuperficial, donde la biomasa

de las pendientes influye en la variación en lainsolación y consecuentemente en la temperatu-ra del suelo y en la evapotranspiración. Así, en laprovincia de Buenos Aires (sistemas de Tandilia yVentania) las pendientes orientadas al sur reci-ben menos insolación y son más frías y húmedasque las orientadas al norte. La acción de losmicroorganismos es también menor y lossuelos pueden acumular mayor contenido deMO por su mineralización más lenta.

Una situación donde el relieve tiene influen-cia directa es en suelos afectados por ero-sión hídrica de pendientes más o menos pro-nunciadas, por el arrastre de material finocon una pérdida de MO. Inversamente, lossuelos situados al pie de las pendienteserosionadas se engrosan y enriquecen en MO;por ejemplo, las fases engrosadas osubgrupos cumúlicos de la Serie Villa Cañás,Hapludol cumúlico (INTA 1983) y la Serie SanEstanislao, Argiudol cumúlico (En la versión2006 de Taxonomía de Suelos, los GrandesGrupos Argiudol y Argiustol no incluyenel Subgrupo cumúlico, contemplando elSubgrupo páquico para epipedones mólicosde textura más fina que areno franca finaque tienen >50 cm de espesor).

La erosión hídrica no se restringe a pendien-tes apreciables, como las de la Pampa Ondu-lada o Pampa Interserrana; en ambientes más pla-nos, transicionales entre la Pampa Ondulada y laPampa Deprimida, hay pérdida de horizonte Aen suelos sódicos situados en pendientes del 1%o menos debido a la infiltración y estabilidadestructural bajas del horizonte superficial, pro-ceso que se refleja en las fotografías aéreas comoun patrón «estriado» (Miaczynski et al., 1969;Hurtado et al., 2006).

BiotaLa biota constituye un factor fundamental en elproceso de melanización en sus distintos com-

Tabla 2.8. Comparación de colores y materia orgánica en sueloscon diferentes contenidos de arena.

Color (Munsell)Suelo

Arena

(%)

Materia Orgánica

(%) Seco Humedo

Calciudol 32 11,7 10YR 5/2 10YR 2/2

Udipsament 89 1,9 10YR 4/2 10YR 2/2

Argiudol 16 5,6 10YR 4,5/2 10YR 2/1

AmbienteMateria seca

(ton ha -1 año -1)

Selva 100 -200Bosque caducifolio 20Bosque xerófilo 8Sabana tropical 30Pradera de pastos altos 2-4Pradera de pastos bajos 1,6Estepa 1

Los valores se refieren a parte aérea.La masa de la parte subterránea sepuede calcular mediante la relaciónParte aérea/Parte subterránea:Pastizal: 0,05 0,4Bosque: 3 -9

-

Volovuev, 1964.

Tabla 2.9. Materia seca de distintas comunidadesvegetales.

subterránea supera a la biomasa aérea, ocurrien-do lo opuesto en la vegetación de bosque(Volovuev, 1964) (Tabla 2.9):

Las gramíneas producen abundante cantidad deMO, tanto en profundidad como primordialmen-te por del sistema radicular en el horizonte A,mediante el denominado «efecto rizosfera». Lasraíces producen excreciones de compuestoshidrosolubles y sobre todo, hay descomposiciónanual in situ de sistemas de raíces muy abundan-tes. La transformación rápida de estos compues-tos muy ricos en nitrógeno origina un ciclo


La mineralización del C orgánico del suelo sedebe principalmente a los requerimientos deenergía y nutrientes de los organismosheterótrofos, ya que la oxidación abiótica raravez representa más del 20% del total del C mine-ralizado, y para algunos autores a menudo no

biogeoquímico de elementos nutrientes yhumificación intensa que se desarrolla en granparte en forma subterránea. Una parte del hu-mus generado evoluciona por maduración len-ta, por policondensación de los núcleos aromáti-cos, que confiere el color negro (o muy oscuro)característico de estos suelos u horizontes. La in-tensa actividad animal (lombrices, cavadores) con-tribuye a favorecer la mezcla de materiales y laincorporación profunda del humus (Figura 2.7).La participación fundamental de las gramíneasse manifiesta por la abundancia de sílicofitolitosen perfiles de suelos de la región (Pecorari et al.1990; Tecchi, 1983a; 1983b).

La densidad de raíces de las distintas comunida-des es un parámetro vinculado al aporte directode materia orgánica del suelo. Se indican a con-tinuación valores para los 10-15 cm superficialesexpresados en cm/cm3 (Gregory, 1992).

Pastizal de zonas templadas 20-25Cereales de zonas templadas 8-10Leguminosas (maní, garbanzo) 1

Tabla 2.10. Distribución en profundidad de la densidad deraíces (cm cm-3) de trigo y soja en verano..

TRIGO SOJA

Profundidad Densidad Profundidad Densidad

0 -10 6,510 - 20 5,0 0-15 0,920 - 30 3,530 - 40 2,5 15-30 0,440 - 50 1,750 - 60 1,5 30-45 0,2

0,2

0,1

60 - 70 1,670 - 80 0,7 45

60

-

-

60

7580 - 90 0,5

Modificado de Gregory, 1992

llega al 5% (Lavelle et al.; 1993). Los principalesresponsables de la mineralización biótica del Cson los microorganismos (80-95 %). Tienen po-blaciones extremadamente grandes en los hori-zontes superiores, del orden de mil millones debacterios y varios kilómetros de hifas de hongospor gramo de suelo. La fauna, si bien tiene unpapel menor en la mineralización del C, influyereduciendo tamaño de los restos vegetales, dis-tribuyendo a estos restos dentro de la masa delsuelo, transportando microorganismos y produ-ciendo sustratos metabolizables (Baldock yNelson, 2000).

La rizosfera. Gran parte del aporte de MO al sue-lo, particularmente en pastizales, se realiza enforma subsuperficial, por consiguiente, es muyimportante conocer los procesos que se llevan acabo entre las raíces y la masa de suelo circun-dante. Dicha interfase fue denominada rizosferapor Hilner (1904), definida como el volumen desuelo en el que las raíces tienen influencia y escompartido por las bacterias. Hilner utilizó el tér-mino para referirse en particular a lasinteracciones entre raíces de leguminosas y bac-terias, al estudiar abonos verdes de leguminosas

(Gregory, 2006). Posteriormente, sereconoció que la rizosfera teníaimplicancias más amplias, definidacomo la zona de suelo que rodea ala raíz y que es afectada por ésta(Darrah, 1993). Se reconoce ahora quedifiere del resto de la masa de suelodebido a una serie de procesos bio-lógicos, bioquímicos, químicos y fí-sicos que se producen debido al cre-cimiento de la raíz, a la absorciónde agua y nutrientes, a la respiracióny a los rizodepósitos.

El espesor de la rizosfera es impreci-so y difiere según el factor conside-rado, variando desde fracciones demilímetro para poblacionesmicrobianas y nutrientes inmóviles,a decenas de milímetros para

nutrientes móviles y agua, y a varias decenas demilímetros para compuestos volátiles y gases des-prendidos de las raíces (Gregory, 2006). Los com-puestos que liberan las raíces al suelo modificansus propiedades químicas y físicas y estimulan elcrecimiento de distintos organismos. Las pobla-ciones de microorganismos encuentran en estazona sustratos constituidos por rizodepósitos deexudados, células desprendidas y raíces en des-composición.

También interesa conocer la distribución en pro-fundidad de la masa radicular. En este sentido esilustrativa la comparación entre trigo y soja (Ta-bla 2.10).


TiempoEl proceso de melanización es relativamente rá-pido en comparación con otros procesos de laregión como la argiluviación. Yaalon (1971),quien acepta el concepto de equilibrio dinámi-co, diferencia tres tipos de procesos y propieda-des de acuerdo con su persistencia y velocidadde formación: rápidos, lentos e irreversibles (self-terminating). Targulian y Krasilnikov (2007) agru-pan a los procesos según tiempos característicos(o velocidad de formación), diferenciando pro-cesos rápidos (101-2 años), medios (103-4 años) ylentos (105-6 años). En general, la acumulación demateria orgánica es un proceso rápido y reversi-ble (< 1000 años según Yaalon,1971) aunque laformación de un horizonte mólico puede reque-rir plazos mayores .

Alexandrovskiy (2007) estudió cronosecuencias enChernozems de la llanura rusa durante elHoloceno, determinando la edad de los suelos apartir de datos arqueológicos y radiocarbono.Determinó en un caso que 15 años después delcomienzo de la formación del suelo, el espesorde un perfil (horizontes A + AB) alcanzó 7 cm; enotras situaciones encontró 18 cm para 100 años,45 cm para 800 años y 80-90 cm para 2000-4000años. Se observa que la tasa de incremento deespesor disminuye a medida que avanza el desa-rrollo del suelo: 4-5 mm/año en 15 años, 1,5 mm/año en 100 años, 0,6 mm/año en 800 años y 0,3-0,4 mm/año en 3000 años. Estos valores son im-portantes para establecer tasas de erosión admi-sibles para suelos de estepa, que deberían serinferiores a 0,25 mm/año (2,75 ton/ha/año), su-poniendo la existencia de un material originarioadecuado para su transformación en suelo. Parasuelos de pradera de América del Norte se men-cionan tasas de desarrollo semejantes a las ante-riores: 33 cm en los primeros 400 años (0,8 mm/año), disminuyendo luego a menos de 0,05 mm/año (Buol et al., 1989; Stevens y Walker, 1970).

En la Región Pampeana se encuentra un marca-dor estratigráfico que permite inferir edades entiempos muy recientes. Se trata de la capa deceniza depositada luego de la erupción del Vol-cán Quizapú en abril de 1932. La misma cubriótoda la Región Pampeana, con mayores espeso-res en la Pampa Arenosa (Larsson, 1937), dondese observa en suelos no alterados (Camilión eImbellone, 1984; Hurtado et al., 1985). En estoslugares, por encima de dicha capa se encuentraun depósito de 20-30 cm de espesor de texturafranco arenosa, en el que se desarrolla un hori-zonte A de 15-20 cm, que generalmente cumplelos requisitos de epipedón mólico (Imbellone y

Camilión, 1988). Así, la melanización habría avan-zado a una tasa aproximada de 2,5-3,0 mm/añoen los primeros 60 años de desarrollo del proce-so. Estos valores tienen similitud con los mencio-nados por Alexandrovskiy (2007).

Expresiones morfológicasdel proceso

Horizontes minerales y orgánicosLa evidencia más clara del proceso demelanización en horizontes minerales es la pre-sencia del horizonte A, diferenciado por su oscu-recimiento con respecto al material originario porla incorporación de materia orgánica humificada.Los horizontes A suelen diferenciarse, por un lí-mite más o menos neto, de los horizontes o ca-pas subyacentes (E, B, C, R). En otros casos, elpasaje es más gradual con la presencia de hori-zontes de transición (AB, BA, AC, AE, EA). Exis-ten diferencias muy marcadas entre los horizon-tes A formados bajo vegetación de bosque y depastizal. Los primeros son relativamente delga-dos, suelen subyacer a horizontes orgánicos (hu-mus mor) y el contenido de MO decrece rápida-mente con la profundidad. Los horizontes super-ficiales de los pastizales, en cambio, son más es-pesos y la MO disminuye en forma más atenua-da. Esta característica indujo a la clasificación fran-cesa antigua a denominar isohúmicos a los sue-los de pastizales. Las diferencias se deben a queen el bosque el aporte de restos orgánicos esprincipalmente superficial formando mantillo(hojas, ramas) y en el pastizal es subsuperficial(raíces).

En los horizontes orgánicos el proceso se mani-fiesta cuando los restos orgánicos han experimen-tado un avanzado grado de transformación o noson visibles (horizontes Oa, Oe).

El contenido de materia orgánica de un sueloestá en función de las ganancias que se produ-cen en la superficie y en las capas superiores delperfil y las pérdidas que acompañan a la descom-posición. En un caso ideal, una superficie forma-da recientemente no tiene MO y una vez esta-blecida la vegetación se comienza a formar unhorizonte A. Al comienzo de la formación de unsuelo las ganancias superan a las pérdidas y gra-dualmente se acumula MO, engrosándose el ho-rizonte A. Con el tiempo, se alcanza una estabi-lidad y las ganancias igualan a las pérdidas.

Este estado estable significa que se ha llegado a


un equilibrio entre la acumulación de MO y sumineralización. Este es un equilibrio dinámicoque se mantendrá mientras los factoresformadores del suelo, incluida la acciónantrópica, permanezcan constantes. Por ejemplo,un cambio de clima o la roturación de tierrasvírgenes pueden establecer un nuevo nivel deequilibrio.

La máxima acumulación de humus se producecuando existe una relación óptima entre la in-corporación de materia vegetal al suelo, la in-tensidad de la descomposición biológica y la ac-ción preservante de las bajas temperaturas (verFactores de formación. Clima). En la RegiónPampeana, los mayores tenores de MO en suelosbien drenados se encuentra en el SE de la pro-vincia de Buenos Aires (Servici de Rondini, 1960),donde se llega a valores de 7-8 % (INTA, 1989).Hacia el N de la región los valores son menoresdebido a que las temperaturas medias son másaltas, encontrándose niveles de 4-5 % en suelosbien provistos. Asimismo, se debe considerar eluso de la tierra; en este sentido Michelena et al.(1988) establecen en la Pampa Ondulada valoresmedios de MO de 2,4 - 3,3 % en suelos con agri-cultura continua, los cuales muestran pérdidasdel 21 al 56 % respecto a los suelos testigo.

En estadios avanzados del desarrollo del suelo,se produce una translocación de humus hacia loshorizontes inferiores. Los canalículos de raíces ylombrices y las superficies de los agregados serecubren con compuestos oscuros formados porhumus y arcilla (Stevenson, 1969). En este senti-do, Buol y Hole (1959) observaron que los cutanesde arcilla tienen contenido de MO considerable-mente mayor que en el interior de los agrega-dos. En algunos suelos, un máximo secundariode humus coincide con la acumulación de arcillay la asociación de estos dos componentes prote-ge al humus de la descomposición. En algunossuelos y sedimentos arcillosos se encuentra hu-mus interestratificado con minerales de arcilla,donde no estaría accesible a las enzimas ymicroorganismos.

La presencia de silicofitolitos es un indicador deprocesos superficiales y posible presencia de ho-rizontes A.Estos biolitos son de particular impor-tancia tanto en la caracterización de sucesionesantiguas como en suelos actuales, ya que persis-ten largo tiempo despues de la descomposiciondel material vegetal. Las gramíneas se cuentanentre las familias que producen mayor cantidadde fitolitos, por eso son de gran utilidad para losestudios de evolución de los suelos de la Región

Pampeana, como los realizados en la PampaOndulada (Tecchi, 1983a,b).

ColorEl matiz de la mayoría de los horizontes A desuelos de la Región Pampeana es 10YR, cumplien-do las exigencias de epipedón mólico en cuantoa luminosidad (d≤≤≤≤≤3 en húmedo y d≤≤≤≤≤5 en seco) eintensidad (≤≤≤≤≤3), especialmente hacia el este ysudeste (Pampa Ondulada, Pampa LlanaSantafesina, Pampa Interserrana, Entre Ríos).Hacia el oeste, el contenido de MO suele ser menoracompañado por colores más claros, correspon-diendo a epipedones ócricos, particularmente enlos suelos más arenosos (Entisoles). En suelos dela Pampa Deprimida también se encuentran ho-rizontes A de colores claros en suelos sódicos conbaja cobertura vegetal (Natracualfes).

El oscurecimiento del material mineral no se li-mita a los horizontes A u horizontes de transi-ción sino que también suele afectar a los hori-zontes B, como se observa en suelos del E de laRegión Pampeana (Argiudoles típicos y vérticos,etc.) donde el horizonte B está muy desarrolladoy puede subdividirse en tres y hasta cuatrosubhorizontes. El subhorizonte superior (Bt1 oBtss1) suele ser muy oscuro (luminosidad 1 ó 2)por formación de complejos arcillo-húmicos, aveces con barnices arcillo-humicos; en estos ca-sos se combinan los procesos de ilimerización ymelanización, y coincidentemente en ese sectorel horizonte mólico puede superponerse con elargílico. (Tabla 2.11) (Figura 2.8). El oscurecimien-to ocurre tanto en suelos bien drenados(Argiudoles, Paleudoles), como en sueloshidromórficos y sódicos (Argiacuoles, Argialboles,Natracuoles, etc.). En ambos casos, el horizonteA y el horizonte B más superficial suelen tenercolores muy similares en húmedo, diferencián-dose por la estructura y la presencia o ausenciade barnices. En cambio, en estado seco, la sepa-ración es más evidente pues los horizontes B man-tienen el color oscuro y los horizontes A se acla-ran sustancialmente (Figura 2.9)

La melanización también se puede observar enhorizontes A enterrados, pero esto ocurre cuan-do el sepultamiento ha sido relativamente re-ciente o en ambientes anaeróbicos, ya que lamateria orgánica no se preserva en lospaleosuelos pues se oxida con relativa rapidez.Yaalon (1971) establece una escala de persisten-cia relativa de horizontes en paleosuelos que in-cluye tres clases: 1) fácilmente alterado, 2) relati-vamente persistente y 3) persistente, ubicandoal horizonte mólico en la primera clase. Lo ante-


dicho explicaría el hecho que raramente se des-criben horizontes A en suelos enterradospleistocenos de la Región Pampeana, donde cla-ramente se preservan los horizontes B con arcillailuvial, considerados «persistentes» en la men-cionada escala. En algunos casos, el horizonte Amanifestaría un cambio en sus propiedades, prin-cipalmente pérdida del color oscuro, que difi-cultan el reconocimiento. En otras situaciones elhorizonte A fue eliminado por erosión hídrica, oeólica en períodos secos y fríos con menor co-bertura vegetal, como ocurre en suelos con se-cuencias A-AC-C-2Btb (Subgrupos tapto-árgicos,tapto-nátricos), comunes en Pampa Arenosa yPampa Deprimida (ver Capítulo 3).

Materiales oscuros también se encuentran en loshorizontes subsuperficiales de los suelospampeanos, en las denominadas «chorreaduras»de materia orgánica y originadas por caída dematerial del horizonte A en grietas abiertas delhorizonte B, principalmente de suelos con carac-terísticas vérticas (Vertisoles y Subgrupos vérticosde Molisoles y Alfisoles). En el Capítulo 5 se tra-ta en detalle este rasgo. La acción de la fauna,especialmente lombrices, produce con frecuen-cia el transporte de material oscuro hacia hori-zontes subyacentes. También se revela por la pre-sencia de crotovinas (del Ruso krot: topo), con-sistentes en cuevas originadas principalmente porintegrantes de la macrofauna o megafauna re-llenadas con material de horizontes superioresdespués de ser abandonadas (Figura 2.7).

El grado de desarrollo del proceso demelanización es estimativo, aunque se puedenconsiderar varios parámetros indirectos relacio-nados con el color, como son textura, contenidoy tipo de materia orgánica y compuestos mine-rales, meso y microestructura y profundidad. Enprimer ligar, todas las definiciones concuerdanen que el color debe ser oscuro (Gaucher, 1968;Buol, 1989), pero no hay una forma estricta deaceptación general para encuadrar esta propie-dad en relación con el grado de melanización. Apartir de esta imprecisión, las otras variables vin-culadas se hacen más inciertas.

EstructuraLos horizontes A suelen tener estructura granulary migajosa resultante principalmente de la ac-ción de las raíces y organismos. Entre estos últi-mos se destacan las lombrices, que junto con lashormigas y termitas, se consideran los organis-mos que tienen mayor influencia en la estructu-ra del suelo y cuyos efectos más importantes son:

1) Producción de deyecciones, que promuevenla formación de agregados estabilizados debidoal enlace de partículas mediante polímeros,secretados por las lombrices, y por acción ligantede fibras vegetales e hifas de hongos. Lasdeyecciones son generalmente ricas en nutrientesdisponibles para las plantas.

2) Formación de canalículos que constituyenmacroporos y aumentan la infiltración y airea-ción. Estos bioporos suelen ser muy estables yaque sus paredes se encuentran revestidas por com-puestos orgánicos transportados o secretados porlas lombrices (Hendrix, 2000).

La estructura granular también puede formarsepor alternancia de humectación y desecamientoy de congelamiento y descongelamiento. Una vezformados los agregados, las raíces finas se desa-rrollan alrededor de los mismos, produciendouna ligera constricción que contribuye a aumen-tar su estabilidad (Schaetzl y Anderson, 2005).Otro componente que contribuye a aumentar laestabilidad de los agregados son las «gomasmicrobianas»; en este sentido, estudios realiza-dos en la Región Pampeana muestran que la dis-minución de la estabilidad estructural secorrelaciona con una disminución de las gomas(Mon et al., 1986).

La agregación comienza con la floculación departículas de arcillas formando cuasicristales odominios de <20 mm que se unen luego enmicroagre-gados (20-250 mm) por compuestosinorgánicos (arcilla, óxidos) y orgánicos (sustan-cias húmicas y productos microbianos). En unnivel superior de agregación se formanmacroagregados (generalmente >250 mm) cons-tituidos por microagregados y partículas de are-na y limo aglutinadas por pelos radiculares, hifasy grandes biomoléculas (Tisdall y Oades, 1982).Estos autores diferencian tres grupos de compues-tos ligantes: transitorios, temporarios y persisten-tes. Esta clasificación se basa en la edad y degra-dación de la MO y no en las proporciones de com-puestos químicamente definidos. Los agentestransitorios incluyen materiales que pueden serrápidamente descompuestos por microor-ganismos tales como polisacáridos; se los deno-mina transitorios porque están presentes cuan-do las plantas están creciendo y cuando se agre-ga materia orgánica fresca y son fácilmentedisturbados por perturbaciones mecánicas. Losagentes temporarios comprenden raíces e hifasde hongos, particularmente hifas de micorrizasvesículo-arbusculares y los materiales persisten-


Stoops (2003) denomina microestructura espon-josa («spongy microstructure») a aquellasapedales con microporosidad textural domina-da por vacios mamelonares suficientementeinterconectados que rompen la continuidad delsólido, pero no definen agregados. Lamicroestructura migajosa («crumbmicrostructure») posee vacíos de empaque-tamiento compuestos e interconectados que de-finen agregados discretos totalmente rodeadospor ellos, sin caras acomodadas, y microagre-gados porosos; la microestructura es granular(«granular microstructure») cuando los agrega-dos no son porosos o compuestos de agregados

tes incluyen sustancias húmicas asociadas conhierro, aluminio y aluminosilicatos.

Rasgos micromorfológicos del proceso

Suelos con altos contenidos de materia orgánicaen los horizontes superiores se encuentran enestepas y praderas de climas subhúmedos asemiáridos con temperaturas variables siempreadecuadas para el desarrollo de alta actividadbiológica. Los horizontes melanizados sonbiológicamente muy activos. Las raíces de plan-tas contribuyen a la mayor parte de la biomasa yen algunos ecosistemas de gramíneas pueden ge-nerar 1,2 kg anualmente. Las raíces de gramíneasson muy finas, abundantes y se descomponen rá-pidamente. Los microorganismos pueden gene-rar 15-20% de la biomasa. Son suelos muy estu-diados por su capacidad productiva, con relativaatención por parte de micromorfólogos. Algu-nos estudios establecen la relación entre lamicrofábrica, las características morfológicas,atributos analíticos y capacidad productiva.Kubiëna (1970) fue uno de los primerosmicromorfólogos en prestar atención a la fábri-ca del suelo como un rasgo pedogénico y factorde productividad estudiando suelosChernozémicos con fábrica que denominó«spongy», esponjosa: fábrica del suelobiológicamente favorable consistente en agrega-dos unidos entre sí de modo que se forma unsistema de cavidades conectadas, como en unaesponja. La estructura interna de los agregadoses porosa, no densa. Esa fábrica se describió co-rrespondiendo al tipo de humus mull derivadode la completa desintegración y humificación de

residuos de plantas por una variedad de organis-mos que van desde bacterias a grandes artrópo-dos y subsecuente formación de humus mull porlombrices (Lumbricidae). En Argentina se encuen-tra en horizontes A de Brunizems en unatransecta entre el sudeste de Córdoba y partecentral de Santa Fe (Stephan et al., 1977). Lasvariedades más comunes de fábricas son «spongymullicol» y «fine-pelleted mullicol».

La organización en unidades de fábrica granularpermite al suelo una adecuada retención de hu-medad. Estos agregados son estables en agua,no se dispersan fácilmente y favorecen la pene-tración de agua y raíces (Figura 2.10). El interiorde los agregados granulares de epipedonesmólicos posee abundantes complejos arcillo-húmicos; además de sustancias húmicas fuerte-mente polimerizadas que forman los complejos,hay compuestos lábiles que contribuyen a lagranulación de la estructura (Duchaufour, 1977a).

Tabla 2.11. Comparación de colores de horizontes A y Bt1 en Molisolesy Vertisoles del este de la Región Pampeana.

A Bt1Suelo

Color S Color H Prof.(cm)

M.O.(%)

Color S Color H Prof.(cm)

M.O.(%)

Paleudol ácuico(Serie Magdalena)

10YR 5/2 10YR3/2 0-28 3,39 10YR 4/1 10YR 2/1 28-70 1,86

Paleudol ácuico(Serie Etcheverry)Ap+A+AB

10YR 5/2 10YR 3/2 0-45 4,153,442,22

10YR 3/1 10YR 2/1 45-90 1,46

Cromudert(Serie Vieytes)

10YR 5/2 10YR3/2 0-11 2,94 10YR 4/1 N 2/0 11-52 1,63


a

Figura 2.10. a) mesoestructura granular en hori-zonte A de un Argiudol vértico (partido de Pun-ta Indio, provincia de Buenos Aires), b)microestructura del horizonte A de la SerieRafaela, b1) virgen, b2) manejo con agriculturacontinua.

b1

b2

más pequeños. En el sudeste de la Provincia deBuenos Aires se describen capas finas oscuras aprofundidades variables entre 60 y 130 cm sobrela capa de tosca, denominadas horizontes Alfa.Estos poseen microestructura migajosa (crumb)a granular (granular) con agregados redondea-dos tamaño arena gruesa; el material fino es par-do muy oscuro con fábrica bien diferenciada(Pazos, 1990).

La fábrica de epipedones mólicos se describiócomo (distribución relativa) spongy (Kubiëna,1970), mullicol (Barratt, 1964), agglomeroplasmic(Brewer, 1964), monic (Stoops y Jongerius, 1975).En las terminologías propuestas se puso énfasisen la distribución relativa entre componentes fi-nos y gruesos y la asociación y composición en-tre constituyentes orgánicos y minerales. Los ti-pos de fábrica observados en epipedones mólicoscorresponden a la denominada «secuenciamullgránica» («mullgranic sequence»). Es comúnobservar unidades discretas denominadas «mull-like» formadas por complejos orgánicos, plasmamineral y granos esquetales con variable gradode coalescencia. La fábrica mulgránica(«mullgranic») suele ser común en la parte me-dia y inferior del epipedón mólico. Allí todo elplasma se combina con granos del esqueleto yforma unidades mull-like discretas, conempaquetamiento flojo y con abundante canti-dad de excrementos. Cuando estas unidades noestán completamente separadas y haycoalescencia parcial entre ellas, la fábrica se de-nomina mullgranoidica. La forma de los agrega-dos es discernible por el contorno de vacíos. Cuan-do la fábrica está más densamente empaqueta-da puede ser mullgranoidica porfírica o porfírica.La fábrica plásmica posee baja birrefringencia re-flejando la fuerte asociación entre constituyen-tes húmicos bien descompuestos y minerales dearcilla en complejos coloidales. Puede serundúlica débilmente argilasépica e insépica. Tam-bién las fábricas isóticas localizadas reflejan resi-duos de plantas melanizados. Melanosis es la acu-mulación de plasma negro u opaco posiblemen-te formado por microorganismos. El rasgopedológico más común de los epipedones mólicoses el material fecal y los pedotúbulos (Pawluk yBal, 1985).

Los tipos de fábrica son generalmente similaresen todos los epipedones mólicos (Pawluk y Bal,1985), pero hay diferente composición del plas-ma, tamaño y forma de vacíos en distintas regio-nes biogeográficas. Así, suelos de regionesboreales poseen unidades mullgránicas de tama-ño fino bien separadas en horizontes superficia-


boreo (trigo, soja, maíz) haciendo particular re-ferencia a la influencia de la siembre directa. Entodos los casos y con variaciones propias de laheterogeneidad natural, se distinguen tres capascon características distintivas: I, capa superficialcon restos orgánicos y microagregados irregula-res; II, con microestructura laminar y III, más densay con menor grado de agregación y presencia debioporos. La heterogeneidad estructural es cla-ra, ya que por efecto de la siembra directa sefavorece la formación de microlaminación ycompactación superficial por tránsito de maqui-naria, y por otro lado aumenta la actividad bio-lógica, formación de bioporos, mezcla de mate-riales y formación de microagregados.

Desde la óptica biológica se estudian las modifi-caciones microestructurales provocadas por lastermites en distintos suelos de Argentina(Cosarinski, 2003), donde se describen diferenciasmicroestructurales marcadas entre las distintaspartes de los nidos y zonas funcionales de loshabitáculos.

Influencia en las propiedadesfísicas

DensidadLa densidad real de la MO es de alrededor de 1Mg m-3, valor sustancialmente inferior al de loscomponentes no orgánicos, que oscilan entre 2,5y 2,8 Mg m-3, con un valor típico de alrededor de2,6 Mg m-3. En los métodos de determinación dela densidad real que eliminan la materia orgáni-ca se pueden introducir errores, particularmenteen los horizontes A cuando se utiliza el dato dedensidad real para calcular la porosidad (Skopp,2000). La densidad se utiliza por distintos autorespara definir fracciones de la MOS que se puedenaislar y determinar su tasa de descomposición.Hassink (1995) determinó tres fracciones: liviana(<1,13 g cm-1), intermedia (1,13-1,37 g cm-1) y pe-sada (>1,37 g cm-1).

Superficie específicaLa materia orgánica tiene una superficie especí-fica de 560 a 800 m2 g-1, valores muy elevados encomparación con la mayoría de los componen-tes minerales del suelo, por ejemplo: caolinita(15-20 m2g-1), illita (80-100 m2 g-1), mont-morillonita(280-500), óxidos de Fe cristalino (116-184 m2 g-1) yóxidos de Fe amorfos (305-412 m2 g-1). Esteparámetro explica en gran parte el comporta-miento de la MOS en funciones tales comoadsorción de nutrientes y plaguicidas y absorción

les y se hacen más coalescentes, mullgranoidicaen profundidad, posiblemente reflejando la in-fluencia dominante de microfauna pequeña. Enotros suelos las unidades dominantes son muchomás gruesas con marcada coalescencia y vacíosfinos. Las unidades poseen empaquetamientodenso y están parcialmente acomodadas; estostipos de fábrica reflejan la influencia de faunade mayor tamaño en su génesis. La fábrica tam-bién se puede definir a través de la descripciónde la naturaleza de los vacíos. Las unidadesmullgránicas están desacomodadas y distribuidasal azar y los espacios interparticulares son vacíosde empaquetamiento compuesto grandes y fuer-temente interconectados (Brewer, 1964). A me-dida que las unidades se fusionan, los espaciosinterparticulares se hacen discontinuos y los va-cíos de empaquetamiento compuesto se trans-forman en vacíos mamelonares, a vecesintercomunicados

Investigaciones micromorfológicas específicasacerca de procesos de melanización existen esca-samente en Argentina. Solo en algunos trabajosen la Pampa Ondulada se tratan los horizontesmelanizados como parte el suelo total (Scoppa,1978/79; Imbellone, 1980). En el estudiobioquímico, mineralógico y micromorfológico desuelos Rendzina, de cordones conchiles próximosa la ruta 11 en el partido de Magdalena se anali-zan horizontes superficiales hasta profundidadesvariables de 25 cm (Sánchez, 1976). En estos sue-los el grado de humificación es alto (88 %) y larelación entre ácidos húmicos y fúlvicos no llegaa la unidad, alcanzando a veces, estos últimos aduplicar a los primeros. La alteraciónpedoquímica afecta principalmente a losbioclastos, no a los minerales primarios, por tan-to este rasgo es un indicador de la fertilidad enestos suelos. En el trabajo se encuentra más útilla clasificación de materiales orgánicos de Barrat(1969) que la de Brewer (1964) y se clasifica almaterial como «mullicol esponjoso-litisquelcalcítico»: coloides de mull: residuos orgánicosde tamaño coloidal, fuertemente descompues-tos y arcillas coloidales, íntimamente mezcladoso asociados; esqueleto lítico con granos minera-les y fragmentos de roca. Por la naturaleza delos suelos tratados el grado de melanización esmarcado y afecta a los horizontes superficiales.

Recientemente, Morrás et al. (2004) y Bonel etal. ,(2005) abordan la influencia de las prácticasculturales en la modificación de la microestruc-tura de varios suelos, principalmente Argiudolesde la Región Pampena central y norte, Santa Fey Córdoba, con aproximadamente 10 años de la-


de agua (Skopp, 2000). Asimismo, en la superfi-cie específica de un determinado horizonte desuelo interviene también la granulometría, ade-más de la participación de los distintos compo-nentes minerales y orgánicos.

Retención de aguaLa MOS puede absorber y retener grandes canti-dades de agua, según Stevenson (1994) hasta 20veces su masa. De todas maneras, el efecto direc-to dependerá de la morfología de los materialesorgánicos y resultará beneficioso siempre que elsuelo retenga agua dentro del intervalo de po-tenciales del agua útil. Influyen también los res-tos orgánicos superficiales al reducir la evapora-ción y aumentar la infiltración. La acción de laMO en la retención de agua deriva sobre todode su efecto en la agregación y en la distribu-ción del tamaño de poros. De tal manera, la MOes incluida frecuentemente en funciones depedotransferencia para predecir parámetros re-lacionados con el movimiento y retención deagua (Baldock y Nelson, 2000). En la RegiónPampeana se encontró mediante análisis de re-gresión múltiple que la curva de retención deagua estaba relacionada (R2 = 0,96) con lagranulometría y el carbono orgánico enArgiudoles y Hapludoles de Santa Fe (Imhoff et.al., 2006). También se utilizó la MO, junto conotros parámetros, para predecir la infiltración ycurva de retención de agua en Argiudoles delnorte de la provincia de Buenos Aires (Landini etal., 2007).

Calor específico y temperaturaLa materia orgánica tiene un calor específico altoen relación con los compuestos minerales, osci-lando entre 0,4 y 0,6 cal g-1. Ello significa que unhorizonte superficial con alto contenido de MOdebería adquirir una temperatura menor queotro horizonte con menor contenido de MO parala misma radiación solar, el mismo contenido deagua y la misma cobertura vegetal. Sin embar-go, el color más oscuro del suelo más rico en MOabsorbería más radiación (menor albedo) y com-pensaría en parte aquella diferencia de tempera-tura. A título ilustrativo, el albedo de un suelo os-curo es 0,16-0,17 y el de uno arenoso claro es de0,25-0,45, en ambos en estado seco (Rosenberg etal., 1983); o sea que reflejan como máximo el 17 y45% de la radiación recibida, respectivamente.

HidrofobicidadLa hidrofobicidad o repelencia al agua es la re-sistencia que opone un material a su humedeci-miento. Se considera hidrofóbico un material

cuando entre la superficie del agua (interfaseagua-suelo) y la superficie del sólido (interfasesólido-agua) se forma un ángulo de contactoigual o mayor de 90o. En forma práctica, se con-sidera que existe repelencia en un suelo si unagota de agua vertida sobre su superficie tardacierto tiempo (alrededor de 5 segundos) en serabsorbida. En los suelos la hidrofobiciad es atri-buida a recubrimientos de compuestos orgáni-cos (por ej. hidrocarburos alifáticos) sobre laspartículas minerales. Este efecto se observa so-bre todo en horizontes superficiales secos de sue-los arenosos. Ocurre también en áreas que hanexperimentado incendios y en estos casos, el ca-lor producido por la combustión de la hojarascao broza puede producir la vaporización de sus-tancias orgánicas (por ejemplo ceras) que luegose condensan en paredes de poros. Algunos gé-neros de plantas mencionados como producto-res de repelencia son: Eucalyptus, Pinus,Cupressus, Larix, Acacia, Lupinus, Medicago,Hordeum, Triticum, Agrostis, Phalaris, Calluna,Erica, como también especies de hongos (espe-cialmente Basidiomicetes). Asimismo, se ha ob-servado hidrofobicidad en suelos contaminadoscon petróleo o sus derivados (Jaramillo, 2006).Una de las consecuencias de la repelencia es lareducción de la velocidad de infiltración, con elconsiguiente aumento del escurrimiento super-ficial y del riesgo de erosión hídrica.

Influencia en las propiedadesquímicas

Capacidad de intercambio catiónico (CIC)La MO contribuye con 25 al 90% de la CIC en loshorizontes superficiales de suelos minerales yprácticamente la totalidad en turbas y otros ho-rizontes orgánicos (Stevenson, 1994). Los gruposfuncionales de las sustancias húmicas son respon-sables de la elevada CIC de las sustancias húmicas,que se origina principalmente en la disociacióndel H en los grupos carboxilo (-COOH) y oxhidrilo(-OH), siendo cargas altamente dependiente delpH. Si se considera a las sustancias húmicas comoun polímero más o menos esférico, se calcula queexiste por lo menos una carga eléctrica - es decirun grupo ionizado- por nanómetro cúbico(Oades, 1989). Según este autor, los grupos fun-cionales estarían más cercanos entre sí en los áci-dos fúlvicos que son moléculas más pequeñas ymás ricas en grupos carboxilos, y asigna a estassustancias una CIC de hasta 1000 cmol kg-1. Losvalores atribuidos a los ácidos húmicos oscilanentre 300 y 500 cmol kg-1, mientras que la humina


tendría posiblemente una CIC del orden de 100cmol kg-1. La CIC de la MOS oscila entre 60 y300 cmol kg-1 (Stevenson, 1994).

En suelos de la Pampa Deprimida, Mendía (1980a)calcula que la CIC de la MOS es de 145 cmol kg-1,mientras que la CIC del «complejo húmico» (áci-dos fúlvicos+ácidos húmicos) es 690 cmol kg-1.Considerando 60 horizontes superficiales de 30perfiles de la Pampa Ondulada, este autor esta-blece los siguientes promedios e intervalos deCIC por Subórdenes: Udoles: 21,4 (18,1-23,1);Alboles 15,8 (9,6,-24,8); Acuoles: 22,0 (17,2-32,1cmol kg-1). La CIC calculada de la MOS en estasubregión es de 180 cmol kg-1 (Mendía, 1980b).

Reacción y capacidad amortiguadoradel sueloLa materia orgánica tiene un alto poder amorti-guador (buffer) aunque la afinidad de las sustan-cias húmicas por Al y Fe con los que forman com-plejos de coordinación puede modificar dichacapacidad. La presencia de numerosos gruposfuncionales (carboxilos, fenólicos, alcohólicos,aminos, etc.) son responsables de dicha capaci-dad en una amplia gama de pH. La incorpora-ción de MO puede producir un aumento o dis-minución del pH, según como afecta el equili-brio de los procesos que consumen o liberanprotones. Entre los factores involucrados se pue-den mencionar las características químicas del sue-lo, el tipo de MO, la humedad del suelo y la per-meabilidad. El agregado de materia orgánica aun suelo ácido generalmente produce un aumen-to de pH debido a la separación de los cationesmetálicos de complejos, mineralización de N or-gánico o desnitrificación. En cambio, la incorpo-ración a un suelo alcalino tiende a acidificarlo,especialmente en condiciones de anegamientoo de lavado. Ello se debe a la mineralización deS y P orgánicos, mineralización seguida denitrificación de N, lavado de N orgánico minera-lizado y nitrificado, disociación de ligandos or-gánicos o disociación de CO2 durante la descom-posición de la MO (Nelson y Oades, 1998; Baldocky Nelson, 2000).

Balance de carbono

Para conocer el balance de la materia orgánica ocarbono orgánico en el suelo existen modeloscon diversos grados de complejidad. Entre losmodelos más sencillos y antiguos se puede citarel de Hénin y Dupuis (1945) surgido en Francia,que describe la evolución de la MO humificada,

cuya composición se supone homogénea. Utili-za dos coeficientes: K1 o coeficiente isohúmico(adimensional) que define la proporción de res-tos orgánicos transformados en sustanciashúmicas, que depende principalmente de las ca-racterísticas de los residuos, y K2 o coeficientede mineralización del humus (%/año), que indi-ca la pérdida de sustancias húmicas al cabo deun año. Se debe considerar además para el ba-lance el parámetro x, aporte anual de restos or-gánicos al suelo en toneladas de materia seca yel parámetro yt reserva de materia orgánicahumificada existen en el tiempo cero (t = 0). Elmodelo tiene algunas insuficiencias, tales comosubestimar el carbono en los primeros años deun cultivo y sobreestimarlos más tarde.

Una evolución del modelo anterior es el deAndriulo et al. (1999), llamado también de doscompartimentos, ya que considera a la materiaorgánica humificada dividida en dos fracciones:activa (yA0) y estable (yS) a los efectos del cálculode su mineralización. La proporción de los doscompartimentos se calculó a partir de estudiosrealizados en Picardie, Francia (Wylleman, 1999)y Rothamsted, Gran Bretaña (Mary y Guérif, 1994),según los cuales la parte estable (ys) del humusrepresenta 2/3 de la materia humificada total yla parte activa (yA0) el tercio restante.

Utilizando C marcado (14C) Alvarez et al. (1995)calcularon para la Región Pampeana un coefi-ciente de humificación de residuos de trigo (co-eficiente isohúmico de Hénin y Dupuis, K1) de0,50. Este valor significa que la mitad de carbo-no de restos vegetales se convierte en materiaorgánica humificada y la otra mitad se mineraliza.Estos autores también determinaron un coeficien-te de mineralización del humus (coeficiente K2de Hénin y Dupuis) de 0,057 (5,7% anual) paralos 30 cm superficiales.

Alvarez y Steinbach (2006 b) determinaron el ba-lance de carbono durante cinco años en cincosuelos de la Pampa Ondulada bajos distintas ro-taciones (trigo-soja y trigo-soja-maíz) y sistemascontrastantes de cultivo (siembra directa y labran-za convencional). Se calculó el C emitido comoCO2 (C-CO2) y el aportado por residuos de culti-vos (rastrojo y raíces) en toneladas/hectárea/año:Aporte de C-CO2: rastrojo 4,3 + raíces 1,9 = 6,2ton ha-1 a-1

Emisión de C-CO2 :mineralización de residuos 3,1+ mineralización del humus 4,8 = 7,9 ton ha-1 a-1

(Hay una emisión adicional de 1,8 ton ha-1 a-1 porrespiración de las raíces que no se considera una pérdi-da desde los componentes orgánicos del suelo)


Balance: -1,7 ton ha-1a-1. Este valor negativo esun promedio, siendo también negativos los ba-lances individuales en los distintos suelos, años ysistemas de labranza.

Se realizó un balance similar en suelos de la Re-gión Semiárida Pampeana para una rotaciónavena+vicia-maíz-trigo-avena con los mismos sis-temas de labranzas, que en esta región dierondiferentes balances.

Siembra directaAporte de C-CO2: rastrojo 2,58 + raíces 1,46 =4,02 ton ha-1 a-1

Emisión de C-CO2 : mineralización de residuos2,02 + mineralización del humus 1,95 = 3,97 tonha-1 a-1

Balance = +0,06 ton ha-1 a-1

Labranza convencionalAporte de C-CO2: rastrojo 1,92+ raíces 1,10 =3,02 ton ha-1 a-1

Emisión de C-CO2 : mineralización de residuos1,51 + mineralización del humus 2,66 = 4,17 tonha-1 a-1

Balance = -1,15 ton ha-1 a-1

Los mayores aportes de carbono bajo siembradirecta en la Región Semiárida Pampeana se atri-buyen a la mayor humedad edáfica. Por otrolado, la ausencia de variaciones importantes enla Pampa Ondulada entre sistemas de cultivo sedebería a las condiciones climáticas más húme-das de esa región. También para suelos de la Pam-pa Ondulada se establece un modelo de balancede carbono orgánico aproximado, suponiendoque no hay producción de biomasa por malezas.El modelo estima que es necesario aportar al suelo0,29 ton de residuos secos por cada tonelada decarbono en la MO en los primeros 30 cm paramantener los niveles de la misma. En la PampaArenosa los contenidos de MO son menores (1-3%) debido a la disminución de las precipitacio-nes, menor aporte de biomasa vegetal, y a lastexturas arenosas que favorecen la oxidación dela materia orgánica (Alvarez y Steinbach 2006b).

Balance = R. CAH – CO.CMdonde:R: rendimiento de los cultivos (ton grano ha-1 año-1,considerando 14% agua)CAH: coeficiente de aporte de humus de los resi-duos (ton C humus/ton grano) Trigo: 0,40, soja:0,37, maíz: 0,20CO: carbono orgánico del suelo hasta 30 cm deprofundidad (ton C ha-1)

CM: coeficiente de mineralización de la materiaorgánica (0,057/año)

Funciones de la materiaorgánica del suelo

Son múltiples las funciones de la materia orgá-nica y las formas en que influye en diversas pro-piedades del suelo, en la mayor parte de los ca-sos de manera favorable:• Favorece la agregación de las partículas delsuelo, aumentando la estabilidad estructuralmediante la acción de gomas microbianas,poliurónidos y polisacáridos sintetizados por di-versos microorganismos (Cytophaga,Azotobacter, Beijerinckia, etc.).• Incrementa la absorción y retención de aguaen el suelo al mejorar la estructura y hacerla másestable, favoreciendo el intercambio de líquidosy gases con los organismos. Interviene positiva-mente en el ciclo del agua en la naturaleza favo-reciendo la captación, almacenamiento y produc-ción vegetal, al mismo tiempo que reduce oamortigua el escurrimiento superficial y pérdidade materiales.• La cobertura superficial (mulch o mantillo) yla MO del suelo reducen los impactosdegradatorios de la erosión hídrica y eólica.• Aumenta la capacidad de intercambiocatiónico por la acción de los grupos terminalescarboxilo (COOH) y oxhidrilo (OH) de las cadenasalifáticas.• Es una fuente potencial de elementosnutrientes a través de la mineralización de loscompuestos orgánicos.• Algunas fracciones, particularmente los áci-dos fúlvicos más solubles, favorecen la hidrólisisy solubilización de minerales, liberando elemen-tos nutrientes.• Las sustancias húmicas tienen acción quelantesobre los iones metálicos, generalmente pocosolubles, formando complejos estables. En esteaspecto, las sustancias húmicas tienen compor-tamiento diferente en cuanto a la movilidad yabsorción del metal por las plantas. Así, el hierrosuministrado por ácidos húmicos de alto pesomolecular está menos disponible que el acom-plejado por ácidos de menor peso molecular(Miravé et al., 1987).• Tiene poder amortiguador (buffer) del pH,atenuando las variaciones de la reacción del sue-lo por el agregado de ácidos o bases.• Disminuye la adhesividad y plasticidad de lossuelos arcillosos, facilitando las labranzas olaboreabilidad del suelo.• Tiene acción protectora al combinarse me-


natos de zonas subhúmedas a áridas) y en la Ca-tegoría IV, que agrupaba a suelos maduros quecubrían grandes extensiones. En esta misma ca-tegoría, pero en el Gran Grupo de los Pedalferes(suelos sin carbonatos, de zonas húmedas),Marbut incluyó a los «Prairie Soils» (Suelos dePradera) para referirse a suelos con horizontessuperficiales ricos en MO y ubicados en regionesmás húmedas situadas al Este de los Chernozems;para algunos autores rusos estos suelos deberíanconsiderarse Chernozems lixiviados o degrada-dos. En clasificaciones posteriores de EE.UU., semantuvo la diferenciación con los Chernozems,aunque el término Suelo de Pradera se reempla-zó por el de Brunizem para evitar connotacionesfitogeográficas.

Respecto a las primeras referencias a los suelosde la Región Pampeana, Miaczynski y Tschapek(1965) mencionan a Sibirtzev, quien en 1901 dice:«las estepas de la Argentina hacen recordar enmuchos aspectos a las estepas del hemisferionorte. Ellas se parecen por sus rocas formadorasde suelo (loess), por sus planicies, tipo de vege-tación y sus suelos». Más tarde, Joffe (1949) diceque en América del Sur, entre 26º y 38º de lati-tud, existe una faja de chernozems y suelos simi-lares cuya naturaleza no ha sido determinada yque parecen ser una variedad meridional dechernozems. En la Región Pampeana, Miaczynskiy Tschapek (1965) realizan una caracterización desus suelos que incluyen su clasificación y la su-perficie que ocupan. Utilizan la clasificacion rusay de los EE.UU, por considerar que ambos paísestienen amplias zonas con condiciones semejan-tes a las de la Región Pampeana. Respecto a laclasificación rusa consideran los autores que lossuelos zonales más difundidos no pueden consi-derarse estrictamente Chernozems, aunque tie-nen algunas características de ellos, por lo cuallos denominan «Chernozoides». Luego diferen-cian a estos suelos según la presencia o ausenciade horizontes B texturales y tosca, distinguien-do además a los Chernozoides de vega(hidromórficos) y de montaña (roca a escasaprofundidad).(Figura 1.3). Más tarde, Bonfils(1966) identifica como Brunizems a los suelosChernozoides no hidromórficos (Figura 1.4).

En el nuevo esquema de clasificación de losEE.UU. se procuró reunir en la misma categoría atodos los suelos con horizontes A oscuros, pro-fundos, estructurados y bien provistos en bases ymateria orgánica humificada. Así, en la 6a.Aproximación de 1958 dichos suelos están en elOrden 5, el cual recibió el nombre de Molisol enla 7a. Aproximación de 1960, que se caracteriza

diante diversos mecanismos con metales pesadosu otros contaminantes. Piccolo (1994) describe va-rios mecanismos e interacciones entre sustanciashúmicas y contaminantes orgánicos (intercambioiónico, enlace por puente de hidrógeno, transfe-rencia de cargas, enlace covalente, adsorciónhidrofóbica, etc.).• Aumenta la resiliencia del suelo, principal-mente del horizonte superficial, ante el tránsi-to animal y mecánico.• En algunos horizontes A de suelos arenosos seha comprobado el efecto de hidrofobicidad orepelencia al agua con algunas especies vegetales.• Amortigua los cambios de temperaturas prin-cipalmente en los horizontes superiores, median-te la cobertura vegetal viva y la broza o «mulch».• Tal vez el único efecto directo del color en elsuelo sea la reducción del albedo o sea de la re-flexión de la radiación solar, produciendo aumen-to de temperatura.

Clasificación

Desde principios del siglo XIX los científicos ru-sos y de otros países de Europa conocían que alsur del imperio ruso existían suelos muy fértiles,con horizontes superficiales oscuros profundos yalto contenido de MO humificada, a los que loscampesinos denominaban Chernozem (del ruso , chiornii: negro y , zemliá:tierra). Estos suelos, difundidos principalmenteen Rusia, Ucrania, Estados Unidos y Canadá, cons-tituyen la expresión más clara del proceso demelanización. En Rusia, Dokuchaiev en su tesis«El Chernozem Ruso» (1883) realizó un gran apor-te sobre la génesis y distribución de este suelo,además de establecer el paradigma de los facto-res de formación del suelo, consideradosfundacionales de la ciencia del suelo como disci-plina independiente. El término Chernozem fueincorporado formalmente en la División A (Sue-los totalmente desarrollados o Zonales) de la Cla-sificación Genética de Suelos de Sibirtsev de 1895.Desde la obra de Dokuchaiev, y posteriormenteen otros trabajos, se subdividieron a losChernozems en diversos subtipos sobre basesgenéticas y geográficas. Así de las regiones máshúmedas del norte a las más secas del sur de Ru-sia se diferenciaron Chernozems podzolizados odegradados, lixiviados, típicos, medianos,solodizados, meridionales, etc. El término se uti-lizó en la ex-URSS y se adoptó por otras clasifica-ciones, por ejemplo Marbut (1921) en la primerclasificación de tipo genético de los EE.UU., queincluyó a los Chernozems en el Gran Grupo delos Pedocales (suelos con acumulación de carbo-

землячёрный


por la presencia del horizonte de diagnósticomólico, además de elevada saturación en basesen gran parte del perfil. El epipedón mólico (delLatín mollis: blando) es el horizonte donde elproceso de melanización está mejor expresado yes el que posee mejores condiciones para el cre-cimiento de las plantas. El mismo es un horizon-te mineral que debe cumplir la totalidad de lasexigencias que se indican a continuación breve-mente (Soil Survey Staff, 2007):

- Agregados ≤ 30 cm de diámetro, moderada-mente duros o más blandos en seco.- Estructura de roca en < 50% del volumen.- Luminosidad (value) ≤ 3 en húmedo y ≤ 5 enseco e intensidad (chroma) ≤ 3 (Si el epipedóntiene > 15% de carbonatos se permite luminosi-dad más alta).- Saturación de base ≥ 50%.- Contenido de carbono orgánico ≥ 0,6%. Debetener ≥ 2,5% si el epipedón tiene luminosidad 4ó 5 en húmedo (por presencia de carbonatos).- Espesor ≥ 10, 18 ó 25 cm, según textura y pro-fundidad de roca, horizontes endurecidos o de-terminados horizontes de diagnóstico (cálcico,argílico, etc.)- < 1500 mg kg-1 de fosfatos (extraídos con áci-do cítrico).- Húmedo en alguna parte ≥ 90 días acumula-tivos cuando la temperatura a 50 cm es ≥ 5ºC.- Capacidad de soportar cargas en húmedo (va-lor n <0,7).

El epipedón mólico es propio del Orden Molisol,el de mayor difusión areal de la RegiónPampeana, pero puede estar en otros Órdenes,por ej. Vertisoles y, como horizonte sepultado,en Entisoles. Este horizonte, o sus equivalentes(por ejemplo: horizonte melánico en Uruguay),se encuentran en otras clasificaciones y corres-ponden principalmente a los siguientes suelos:Chernozems, Phaeozems y Kastanozems en la cla-sificación WRB (IUSS Working Group WRB, 2006),Chernosols (clasificación. francesa, AFES-INRA,1992) y al orden Suelos Melánicos, grandes gru-pos Brunosoles y Vertisoles de la clasificación deUruguay (Durán, 1991).

Otros epipedones donde el proceso demelanización es manifiesto, pero que se exclu-yen de mólico por no cumplir con algunas de lasexigencias antedichas son el úmbrico y elantrópico. El epipedón úmbrico cumple con to-dos los requerimientos del horizonte mólico, sal-vo la saturación con bases, que es inferior al 50%. Este epipedón se encuentra en regiones con

precipitaciones abundantes. La acumulación y re-ciclado de MO son probablemente más lentos eneste horizonte que en el mólico. Puede tenertoxicidad por aluminio y generalmente poseencontenidos bajos de calcio, magnesio y potasio(Soil Survey Staff, 1999). En la Región Pampeana,se clasifica como úmbrico al epipedón de la Se-rie Puerto Yeruá, descripta en Entre Ríos (depar-tamentos Federación, San Salvador, Concordia yColón) en antiguas terrazas del río Uruguay.(INTA-Gobierno de Entre Ríos, 1980). Se encuen-tra en Haplumbreptes fluvénticos, familia francagruesa sobre arcillosa fina, somera, térmica y susecuencia es A-I/II-II. El epipedón tiene texturaareno franca a franco arenosa, 1,5-2 % de MO,colores oscuros (10YR 3/1 a 10YR 3/2) y baja desaturación con bases (30 a 47 %), con reacciónácida (pH hidrolítico 5,4-5,6 y pH potencial 4,6-4,9). Asimismo, se ha mencionado la presenciade Haplumbreptes líticos en posiciones interme-dias (850 m snm) y altas (1025 m snm) de Sierrade la Ventana (provincia de Buenos Aires), convegetación de pastizal y contenidos de materiaorgánica de alrededor de 9 % (Pérez y Frangi,2000).

El epipedón antrópico se diferencia del mólicopor tener ≥ 1500 mg kg-1 de fosfato extraído conácido cítrico. Se identificó en Argiudoles situa-dos en minifundios con cultivos hortícolas conti-nuos vecinos a la ciudad de Santa Fe, sometidosa fertilizaciones intensas, reiterados aportes de«cama de gallineros» y restos vegetales (Panigattiy Hein, 1981).

El epipedón melánico se introdujo recientemen-te en el sistema Taxonomía de Suelos y se pre-senta particularmente en el Orden de losAndisoles o suelos transicionales, que en la Ar-gentina se encuentra en la Patagonia Andina yTierra del Fuego. Se caracteriza por tener colo-res oscuros, presencia de complejos humus-alu-minio, a veces predominio de alofano como mi-neral secundario (en Argentina hay Andisoles noalofánicos), baja densidad aparente y alta capa-cidad de intercambio aniónico.

Recientemente, el sistema WRB (IUSS WorkingGroup WRB, 2006) introdujo el horizonte de diag-nóstico vorónico (del ruso –voronoi-negro), que se utiliza como calificador grupo Isólo en los Chernozems. Se trata de un tipo es-pecial de horizonte mólico en el que el procesode melanización es especialmente intenso. Debecumplir con la totalidad de los siguientes crite-rios de diagnóstico: 1) Estructura granular o enbloques subangulares finos; 2) Intensidad y lu-

вороной


− Materiales orgánicos: propiedadesfíbricas, hémicas, sápricas, folísticas.− Tipo de materia orgánica: propiedadeschérnicas, réndzicas, melánicas, húmicas, etc.− Propiedades físicas: tixotrópicas, dúricas,autoestructurantes (self-mulching), etc.− Propiedades químicas: nátricas, cálcicas,gípsicas, hálicas, baja retención de nutrientes,etc.− Propiedades biológicas: vérmicas,termíticas.− Drenaje: propiedades reductivas,redóxicas.− Uso de la tierra: propiedades cumúlicas,plágenas, úrbicas, etc.− Erosión o degradación: truncamiento,erosión hídrica o eólica (leve, moderada,grave), etc.− Propiedades físicas externas: propiedadesáridas− Clase por pendiente.

Estas propiedades se pueden indicar en formaabreviada mediante un símbolo constituido poruna letra o una combinación de letras y núme-ros, ejemplo: propiedades húmicas: m6 propie-dades nátricas: n, propiedades cumúlicas: a2, ero-sión hídrica moderada: d3

Distribución del procesoen la región pampeana

El proceso de melanización afecta en mayor omenor medida a todos los suelos de la RegiónPampeana, de todos modos, se encuentra mejorexpresado en aquellos suelos con epipedónmólico representados por los Molisoles. Este esel Orden de mayor difusión areal en la Argenti-na, que cubre alrededor de 820.00 km2, cerca del30% de la superficie, estando representado entodas las provincias, salvo en San Juan (INTA,1990). En el mundo, en cambio, los Molisoles tie-nen menor representación ya que ocupan el 8o

puesto en extensión, con algo más de 9 millonesde km2. Tienen mayor difusión en regiones conclima semiárido (Ustoles) con 5,24 millones dekm2, seguido por las regiones con clima húmedo(Udoles, Rendoles): 1,53 millón de km2, frío(Crioles), 1,16 millón km2, mediterráneo (Xeroles):0,92 millón km2 y áreas con drenaje deficiente(Acuoles y Alboles) 0,14 millón km2 (Soil SurveyStaff, 1999).En la Región Pampeana el Orden Molisol ocupaalgo más de la mitad de su superficie, siendo elprimero en extensión en las provincias de la re-

minosidad < 2,0 en húmedo y luminosidad <3en seco en los 15 cm superficiales 3) >50% de suvolumen compuesto de canalículos odeyecciones de lombrices o cuevas rellenadas; 4)>1,5% de carbono orgánico; 5) Saturación conbases > 80% y 6) Espesor >35 cm.Existen además horizontes subsuperficiales oscu-ros que contienen humus iluvial. Ellos son elespódico (humus asociado a hierro y aluminioiluviales), el sómbrico (existente en algunos sue-los de regiones tropicales y subtropicales eleva-das y húmedas) y ágrico (en suelos intensamentecultivados). Otros horizontes de diagnósticosubsuperficiales (por ejemplo, el argílico) pue-den formar parte al mismo tiempo de unepipedón mólico si reúnen las exigencias corres-pondientes.

Clasificación del horizontesuperficial (topsoil)Según la FAO, los actuales sistemas de clasifica-ción enfatizan las características del subsuelo porser relativamente estables, mientras que las va-riaciones espaciales y temporales que experimen-tan los horizontes superficiales dificultan su cla-sificación. Sin embargo son estos horizontes losmás importantes para la producción de alimen-tos y para el manejo y control de la degrada-ción. Para llenar la brecha entre los sistemastaxonómicos y las características que se refierena la fertilidad, la FAO (1998) desarrolló el Siste-ma de Clasificación para Fertilidad (FertilityCapability Classification System, FCC) basado enun trabajo de Sanchez et al. (1982). El sistemaagrupa en forma cuantitativa a los suelos deacuerdo con sus limitaciones para la fertilidad.

Los términos utilizados para caracterizar a loshorizontes superficiales pueden utilizarse demanera pragmática y tolerante, es decir que elusuario tiene libertad para utilizar aquellas pro-piedades que mejor definan a dicho horizontespara determinados usos. Por ello, no hay clavesque indiquen preferencia de algunas propieda-des sobre otras.

El horizonte superficial tiene el límite inferior alos 30 cm de profundidad, a menos que haya porencima alguna capa restrictiva para el crecimientode las raíces. Los horizontes superficiales se pue-den agrupar según los siguientes rasgos o pro-piedades:

− Textura: arenosa, franca, arcillosa, orgá-nica.


Melanizacion y aspectos aplicados

La materia orgánica del suelo está relacionada einfluye en la calidad del mismo, su fertilidad,actividad biológica, temperatura, dinámica denutrientes, estabilidad de agregados, economíadel agua y resistencia a la erosión hídrica y eólica,y por ello en la evolución, desarrollo y rendi-miento de los vegetales nativos y cultivados (Bot

Los Vertisoles también poseen horizontes super-ficiales con altos contenidos de MO bienhumificada, aunque a veces no cumplen con elrequisito de mólico por ser muy duros en seco.En los Alfisoles el proceso está menos expresado,de todas maneras en este Orden el contenido deMO del epipedón, si bien es muy variable, gene-ralmente supera el 1%. La exclusión del epipedónmólico se debe principalmente a espesor insufi-ciente, luminosidad demasiado clara y/o consis-tencia muy dura. El proceso está poco manifes-tado en Aridisoles y Entisoles.

Entre los primeros estudios sobre distribucióngeográfica de la MOS se puede mencionar el deServici de Rondini (1960), quien analiza 8000muestras de 1000 perfiles distribuidos en todo elpaís, aunque con mayor densidad en la RegiónPampeana. En esta región encuentra los mayo-res valores en el sudeste de la provincia de Bue-nos Aires, donde la mayoría de las muestras dehorizonte A se encuentra en los dos intervalosmás altos: 2,30-2,79% y >2,80% de C orgánico(4,0-4,8% y >4,8% de MO). En esta zona, particu-larmente en los partidos de Tandil, Azul yBalcarce, encuentra también los mayores espe-sores de horizonte A (40-50 cm).

y Benites, 2005).La selección y manejo de los cultivos y sus rastro-

gión, salvo en Entre Ríos donde dominan losVertisoles (Tabla 2.12).

Tabla 2.12. Superficie aproximada (km2) ocupada por Subórdenes de Molisoles en provinciasde la Región Pampeana.

BuenosAires

Santa Fe Córdoba Entre Ríos La Pampa RegiónPampeana

Udoles 162.000 45.300 60.000 25.200 1000 293.500

Ustoles 28.200 - 15.000 - 46.500 89.700

Acuoles+Alboles 45.500 8.600 8.000 10.800 20 72.920

Rendoles 100 - - - - 100

TOTAL 235.800 53.900 83.000 36.000 47.520 456.220INTA, 1989, 1990

jos pueden tener diversos impactos en varias pro-piedades del suelo y en el rendimiento de lassecuencias de cultivos y las rotaciones. Los ras-trojos sobre el suelo, los sistemas radiculares, asícomo la incorporación biológica de la materiaorgánica en los horizontes superficiales, modifi-can y generalmente mejoran las condiciones,como lo manifiestan diversos autores que eva-luaron sistemas de manejo y producción en áreaspampeanas (Alvarez y Steinbach, 2006 a).

Uso y manejo del suelo y contenidosde la materia orgánicaDesde hace varias décadas se evalúan parámetrosdel suelo para cuantificar los cambios que pro-ducen los laboreos o remociones superficiales ylos manejos de los cultivos. Así, por ejemplo,Schweizer et al. (1972) mencionan contenidos deMO total para los 15 cm superiores del horizonteA1 de 4,5 % para el suelo virgen, 3,4 % para unapastura bajo rotación y 3,0 % en agricultura con-tinua de más de 30 años, en el area correspon-diente a la Serie Rafaela (Argiudol típico). Con-tenidos similares se consignan para 54 series delNorte de la Región Pampeana donde predomi-nan los Argiudoles y registran disminuciones deMO de 37,3% en suelos bajo rotación compara-dos con los vírgenes y de 46,7% en aquellos conagricultura continua (Michelena et al., 1989), (Ta-bla 2.13). También se cuantificó la MO total yparticulada en el Ap de Molisoles bajo siembradirecta (SD) con historias distintas, y su asocia-ción con la textura, determinando que hay unarespuesta diferencial de los suelos al uso de SD,según la composición granulométrica. Además,el reiterado uso de SD (de 4 a 9 años) produjo unincremento de CO asociado a arcillas y limos en


(evitar amasado y compactación), incorporaciónde cultivares de alta producción, etc.

En la Región Pampeana Semiárida (RPS), más pre-cisamente en Molisoles del Este de la Provinciade La Pampa, se determinó que la MO total dis-minuyó un 32 % (18 % MO lábil) en los suelosbajo agricultura y un 48 % (32 % MO lábil) enaquellos bajo rotación respecto a los suelos vír-genes. La gran diferencia de la MO lábil entrelos suelos bajo agricultura y rotación con el vir-gen, se atribuye tanto al manejo agrícola comotambién al pastoreo que restringe los aportes derastrojos al suelo. Estas pérdidas de MO se pue-den minimizar con la selección de cultivares ydensidad de siembra adecuados según la zona,rotaciones, eliminación del pastoreo de rastro-jos, fertilización, selección de cultivos con máxi-mos aportes de rastrojos con relación C/N alta,reducción total de erosión y otras prácticas comolas mencionadas anteriormente para el incremen-to de CO.

También en Haplustoles de la RPS se realizanexperiencias comparando siembra directa conlabranza convencional y vertical. Con SD se al-canzaron valores de cobertura mayores al 60 %,sin disminuir en ningún momento por debajode los valores críticos compatibles con el controlde la erosión eólica (30 %), se afectó positiva-mente el balance de agua, manteniendo el con-tenido de MO en los 18 cm superficiales. Al con-siderar solamente los 6 cm superficiales del sue-

Virgen Rotación Agricultura

vértico 4,8 -4,8 3,3 -3,1 3,0 -2,6típico 5,1 -5,4 - 4,3 3,0 -3,2 - 3,0 2,8 -3,0 - 2,7ácuico 4,7 3,4 2,7típico 5,3 -3,7 3,0 -2,7 2,5 -2,3éntico 3,9 2,7 2,2

Argiustol údico 5,1 2,7 2,4údico 4,4 2,8 2,2típico 3,9 3,1 2,6udorténtico 4,0 2,9 2,1éntico 4,0 2,7 2,1

4,5 3,0 2,5

Relación 100 67 56

Haplustol

Promedio de materiaorgánica

Suelo

Argiudol

Hapludol

Tabla 2.13. Contenido de la materia orgánica según el uso del Subgrupode Suelos (Michelena et al., 1989).

Teniendo en cuenta la importancia de la MO enla calidad del suelo y su influencia en el cambioclimático global, es interesante realizar un cál-culo sobre las posibilidades de fijar carbono enel suelo, con manejos a mediano y largo plazo eimplementando prácticas conocidas y probadas.Los 10 cm superficiales del epipedón mólico, conuna densidad de 1,2 g cm-3 y un contenido de MOde 2,5 %, equivalen a un peso de 30 ton ha-1 (17ton ha-1 de CO), valor estimado muy aproximadoal real en Molisoles de la Región Pampeana, convarias décadas de manejo agrícola. Con la inten-ción de mejorar los suelos, obtener rendimien-tos más altos, seguros y estables, reducir la de-gradación y elevar el secuestro de C en el suelo ysobre el mismo, se pueden implementar planesde manejo de tierras e incrementar el contenidode MO en 0,5 % en aquella profundidad, equi-valente a 6 ton ha-1. No hay un manejo comúnpara todos los suelos con aptitud agrícola, peroen líneas generales se disponen varias prácticasque se puede potenciar con estímulos a la pro-ducción por la aplicación de tecnología probaday como una decisión política adicional en la es-trategia para combatir el cambio climático. Ellasson: planificación de rotaciones, incorporación degramíneas en rotaciones en más de 50% del tiem-po, siembra directa, construcción de mantillo, con-trol de erosión, fertilización, corrección de impe-dimentos físicos, reducción o eliminación de im-pactos por tránsito con humedad no adecuada

los suelos de textura más fina (Casas et al., 2005).


to de agua a partir de los 2000 kg ha-1 de MS.Además, se enfatiza que los residuos parados re-ducen la velocidad del viento sobre la superficiey así decrece la turbulencia; ello disminuye laevaporación, logrando mayor eficiencia de con-servación en comparación con residuos recosta-dos. Es muy ilustrativa la evolución del conteni-do de agua en el perfil (0-80 cm) en los meses deverano cuando se compara la siembra convencio-nal sin cobertura con dos niveles de cobertura enSD (1373 y 9408 kg ha-1 de MS) (Ormeño y Quiroga,2001) (Figura 2.14).

En la Pampa Ondulada hay numerosos estudios

lo, se observa un aumento del contenido de MOde 1,79 a 2,54 %.

En cambio, con siembra convencional y la mis-ma rotación, la disminución fue del 15 % luegode 10 cultivos en 7 años. Bajo SD se mantuvo laMO total, pero con una redistribución donde sefavoreció la acumulación en superficie y con unincremento significativo en la fracción joven (100-2000 μm). Las ventajas de la SD también se eva-luaron con los contenidos de agua en los prime-ros 20 cm y con coberturas superiores a 60 %durante los barbechos, siendo lineal el incremen-

16/12/1999 19/01/2000 18/02/2000 09/03/2000

SD (cobertura 3) 145 195 171 165SD (cobertura 1) 142 169 141 136LC 141 175 110 104

SD (cob.3) = 9408 kg.ha ; SD (cob.1) = 1373 kg.ha-1 -1

LC (Labranza convencional) = 0kg.ha-1

Fecha muestreoTratamiento

Tabla 2.14. Contenido de agua en el suelo hasta 80 cm (expresado enmm) según fechas de muestreo y cobertura del suelo (tomado de

Ormeño y Quiroga, 2001).

comparativos entre parámetros del suelo entrelos que se considera la MO. Un estudio efectua-do por Irurtia y Mon (2000) sobre un amplio sec-tor afectado por erosión hídrica en el norte de laprovincia de Buenos Aires permitió obtenerecuaciones de regresión simple y múltiple entrediferentes parámetros edáficos y el rendimientode cultivos de soja, trigo y maíz. Los resultadosobtenidos muestran que los parámetros quemejor se correlacionan con los rendimientos sonla profundidad del horizonte argílico, la tasa deerosión actual y los contenidos de materia orgá-nica y fósforo asimilable. Se observa que el maíz

es el cultivo más afectado por erosión, ya que lapérdida de 7,5 cm de suelo superficial (erosiónmoderada) le ocasiona mermas en los rendimien-tos del 22 %, mientras que estas pérdidas seincrementan al 44 y 55 %, respectivamente, enlos grados severo y grave. Las mermas de rendi-miento por erosión en trigo y soja son menores,condición que los hace más plásticos a los nive-les de estrés (Tabla 2.15).

En Argiudoles típicos de la Pampa Ondulada, congrados variables de erosión hídrica y degrada-ción, se observó un descenso gradual de la MO amedida que aumenta el grado de erosión, en

Tabla 2.15. Rendimientos promedio de soja, trigo y maíz paradiferentes grados de erosión hídrica en Argiudoles

de la Pampa Ondulada.

Rendimiento (kg ha-1)

Grado de erosiónCultivo

Nulo Ligero % Moderado % Severo % Grave %

Soja 3584 3459 4 3022 16 2297 36 1720 52

Trigo 2973 2907 2 2583 7 2124 20 1521 49

Maíz 9622 9080 6 7503 22 5403 44 4310 55


aproximadamente 0,1 % por cada centímetro desuelo perdido (Tabla 2.16). En el caso del fósforoasimilable, la disminución del contenido es esca-sa con erosión ligera y moderada, pero se acen-túa con los grados severo y grave (Michelena etal., 1989).

En una experiencia en los 15 cm superiores de unArgiudol típico de Balcarce, provincia de BuenosAires, se evaluó el efecto de prácticas de manejoen la materia orgánica total y en fracciones de lamisma. Se encontró que un indicador sensiblede los cambios producidos por las rotaciones enla fase orgánica del suelo, es el nitrógeno en lamasa microbiana y la materia orgánica en la frac-ción liviana; por tanto estos parámetros consti-tuyen una herramienta en la toma de decisionesde manejo (Casanovas et al., 1995a). Asimismo,las fracciones orgánicas mencionadas mostraronmayor tasa de desintegración o descomposicióny menor período de semidescomposición mediaque la materia orgánica total, mostrando queserían indicadores tempranos de las variacionesde materia orgánica en el suelo acaecidas por larotación de cultivos realizado bajo un sistemade agricultura convencional y pastura manejadapor corte durante 7 años, 4 de agricultura y 3 depastura (Casanovas et al., 1995b).

Materia orgánica e indicadoresde salud y calidad del sueloEl contenido de MO puede ser utilizado comoindicador de la salud y/o calidad de los suelos yson varios los parámetros para estimar su estadoy evolución tales como, contenido total y diver-sas fracciones de MO. Las fracciones jóvenes sondinámicas y evolucionan rápidamente con losmanejos y cultivos de los últimos años; en cam-bio la MO vieja, que está ligada a las fraccionesminerales más finas y proveniente principalmentede la vegetación original, es de lenta descompo-sición o biológicamente resistente, con procesos

Materiaorgánica

Fósforoasimilable

Erosión(ton ha-1 año-1 )Grado de erosión

y degradacióndel suelo

Prof.

(cm) % ton ha-1 ppm kg ha-1 Pot. Real

Nulo 34,0 3,4 136,4 29 116 50 13

Ligero 31,5 3,4 126,4 29 108 50 13

Moderado 26,5 2,8 86,2 26 80 56 20

Severo 19,0 2,5 55,1 12 28 78 28

Grave 14,0 1,9 31,9 10 16 157 57

Tabla 2.16. Valores de parámetros edáficos en Argiudoles típicos de laPampa Ondulada con diferente intensidad de degradación.

lentos y estables de melanización.

En los suelos con historia agrícola de la RegiónPampeana Semiárida, el contenido de MO totalestá principalmente relacionado con el conteni-do de arcilla + limo, y las diferencias entre ellostienen su origen en la MO vieja, con mínimasdiferencias en la MO joven. Los resultados ex-presan que por las historias agrícolas de esos sue-los, la MO joven habría alcanzado un nuevo ni-vel de equilibrio. Además, considerando los va-lores medios de tres fracciones granulométricas(<50; 50-100 y >100 μm), las reducciones de MOen esos suelos bajo manejos agrícolas fueron de20, 63 y 88 % de la MO vieja, MO intermedia yMO joven, respectivamente, cuando se las com-para con la de los suelos vírgenes (Quiroga et al.2001, Ormeño y Quiroga (2001). Además, se su-giere la conveniencia de utilizar el contenido deMO joven, o el índice MO joven/fracción <100μm, como indicador apropiado para evaluar lacalidad de los Molisoles de esa región.

Analizando indicadores de calidad de suelos dela Región Pampeana, Moscatelli (2005) informaque la materia orgánica total es menos sensibleque otros parámetros evaluados en la SerieRamallo (Argiudol vértico), tales como: máximaresistencia a la penetración, índice de estructu-ra, respiración microbiana e infiltración. Por ello,la MO total debería descartarse en muchos casospor su falta de sensibilidad a los cambios produ-cidos por manejo, dado que el lento proceso demelanización torna ineficiente a la MO totalcomo indicador sensible a los cambios produci-dos por manejos de plazos cortos. Esta recomen-dación muestra similares resultados en suelos de-sarrollados en condiciones climáticas, texturas ymateriales originales diversos como losHaplustoles énticos y los Argiudoles vérticos. Enla misma línea de pensamiento, evaluando elefecto de las rotaciones y el laboreo sobre la ca-


lidad del suelo, Morón (2005) afirma que losindicadores tradicionales como C orgánico y Ntotal no son sensibles y propone los siguientes:potencial de mineralización de N por incubaciónanaeróbica, carbono en la materia orgánicaparticulada entre 212 y 2000 μm y nitrógeno enla MO particulada entre 212 y 2000 μm, especial-mente para la profundidad de 0-7,5 cm.

En la búsqueda de indicadores de salud de lossuelos vertisólicos, González et al., (2000) encuen-tran que las fracciones orgánicas reflejan con sen-sibilidad el deterioro de los suelos, siendo demayor interés el uso del índice CL/CO (carbonoliviano/carbono oxidable), que experimenta unadisminución significativa aún en situaciones muypoco degradadas. Por otra parte, Cosentino yCostantini (2000), comparando manejos, estadosde degradación y pérdida de suelo, manifiestan:«El horizonte A remanente en cada situación nopresentó características muy contrastantes entrelas situaciones, pareciendo indicar que en sueloscon características vérticas con alto contenido dearcilla montmorillonítica, la degradación física omecánica es mucho más evidente que la de losparámetros biológicos medidos, los cuales noaparecen como un buen indicador de calidad desitio». Tambien se utilizan fracciones de la MOpara evaluar suelos agrícolas; así se estableció quela fracción C del ácido fúlvico está másinfluenciada por el sistema de manejo que el Ctotal, particularmente en la fracción 0,1-2 mm.La relación entre ácido fúlvico y carbono totalpuede ser esencial en la determinación de nive-les críticos de MO en suelos con uso agrícola(Zalba y Quiroga, 1999).

Para estimar las pérdidas de C en la RegiónPampeana, Alvarez (2001) aplicó el ModeloCentury, basándose principalmente en los valo-res de las cartas de suelos. Las diferencias entrelos valores calculados y los observados son atri-buidos a los efectos del manejo sobre el C delsuelo. También desarrolla un índice de degrada-ción considerando el efecto combinado del usodel suelo y el clima en la pérdida de C y utilizan-do una aproximación multiplicativa:

Indice de degradación = área cultivada (%) x tem-peratura media anual (°C) x precipitación mediaanual (cm).

Este índice fue 2-5 veces mayor en la Pampa On-dulada (PO) comparada con otras subregionespampeanas. El Modelo Century estimó que el ni-vel de equilibrio de C en los suelos de la PO bajopastos naturales es de 70 t C ha-1. Este valor es

similar al registrado (68 t C ha-1) en un suelo vir-gen (Andriulo et al., 1999). La pérdida de 50 %del C de los suelos de la PO, en los primeros 20cm, representa un flujo de 226 Mt C como CO2hacia la atmósfera durante un siglo con cultivos.

La pérdida de C se cuantificó en suelos vertisólicosde Entre Ríos, con manejos contrastantes e histo-rias que van de condición virgen a 15, 26 y 40años después del desmonte. Teniendo en cuentala densidad y la distinta profundidad del hori-zonte A, remanente de erosión, las cantidadesde C son: 112,3; 90,2; 32,5 y 27,5 Mg ha-1, respec-tivamente. Ello muestra una pérdida del 75,5 %del C secuestrado en los 40 años de cultivo.«Como resultado de la deforestación y los culti-vos, el suelo original ha perdido una enorme can-tidad de horizonte A. Menos notoria, perosignificante, es la disminución de las propieda-des químicas y físicas de los suelos vérticos delDepartamento Paraná. La aplicación de fertilizan-tes y otros insumos ha contribuido a un menorimpacto en el rendimiento de los cultivos, queenmascara los 60 Mg ha-1 año-1, que en prome-dio se erosionan después de 40 años de cultivos»(Cosentino et al. , 2007).

Con respecto al contenido de MO y rendimientode los cultivos, es sabido que la selección y se-cuencia de cultivos, los sistemas de labranzas ymanejos influyen en los contenidos y evoluciónde la materia orgánica del suelo, pero no sonesperables relaciones directas entre contenidosde MO y rendimientos de los cultivos en todoslos suelos, tanto por las complejidad einteracciones de sus propiedades, como la evo-lución de las condiciones climáticas y relacionessuelo-planta (Alvarez y Steinbach, 2006). De to-dos modos, las prácticas agrícolas influyen, comose puso de manifiesto, en la cantidad y calidadde la MO y a la vez, ésta lo hace sobre otrosparámetros del suelo; por ello se debe extremarel uso de los conocimientos y su aplicación paramantener o recuperar los niveles de MO, lasustentabilidad de los sistemas productivos yoptimizar la eficiencia de la conversión de ener-gía con alternativas productivas.

Materia orgánica, coberturay erosiónLa cobertura vegetal e indirectamente el conte-nido de MO son parámetros de control de la ero-sión. En la Región Pampeana Semiarida delcaldenal, la cobertura del pastizal es fundamen-tal para disminuir los efectos de la erosión hídricaal retardar el escurrimiento, favorecer la infiltra-ción, conservar el suelo y optimizar el uso delagua, factor limitante en zonas áridas (Adema et


al., 2003) (Tabla 2.17).

La cobertura vegetal está fuertementeinfluenciada por las prácticas de manejo, comoevidencian los valores de los parámetros físicos yquímicos, que modifican, desde la máxima co-bertura, de la vegetación natural arbórea y depastizal (135%), con el corte o pastoreo, hastadisminuirla a menos de la mitad (66%) o su totaleliminación. Otra forma de expresar esta degra-dación es por medio de la Tasa de enriquecimien-to, parámetro que expresa que a menor cobertu-ra, mayor pérdida de elementos; en este caso serefiere a propiedades que hacen a la integridady productividad actual y potencial del suelo. Ensíntesis, y de acuerdo al objetivo de este capítu-lo, se enfatiza que con la eliminación de cober-tura no sólo se reduce el aporte de MO al suelo,también se favorece la pérdida de CO por degra-dación, como en este ejemplo por erosión hídricaen un Haplustol de la zona semiárida. Así, el po-tencial secuestro de carbono, por manejoconservacionista de la vegetación natural, se pue-de desaprovechar y convertir no solo en pérdidade C sino en erosión hídrica, por eliminación to-tal o parcial de la cobertura.

Si bien el estudio mencionado no está directa-mente relacionado en el corto plazo con el pro-ceso de melanización, tiene una vinculación di-recta con la cobertura de material vegetal, tantovivo como formando broza y es útil considerarlas consecuencias de la falta de protección del

suelo y la disminución del aporte de materialespara una producción sostenible.

En «parcelas de escurrimiento» de la EstaciónExperimental Paraná de INTA, (Figura 2.11), des-de hace varias décadas se evalúan las pérdidasde suelo, agua, nutrientes y materia orgánica,según cultivos, manejos y coberturas, en la SerieTezanos Pinto (Argiudol ácuico). Las evaluacio-nes comenzaron en años anteriores a la intro-ducción de la siembra directa, comparando sue-los desnudos, praderas y distintas coberturas. Enuno de los primeros informes (INTA, 1975) se re-comendaba para la conservación de los suelos:espaciamientos entre terrazas, cultivos en con-torno, reducción de las labranzas e incremento

Figura 2.11. Vista general de las «parcelasde escurrimiento».

Cobertura (kg ha-1)

VariablesDesnudo

(0)

Corte

(4.860)

Natural

(15.120)

Cobertura (Arbórea y pastizal) (%) 0 66 135

Escurrimiento (mm) 15,8 8,8 5,4

Pérdida de sedimentos (kg ha -1) 1119 154 51

Pérdida de Carbono orgánico (g kg -1) 88,5 64,5 47,0

Pérdida de N (g kg -1) 7,8 3,7 3,1

Pérdida de P (mg kg-1) 48,7 32,5 21,3

Tasa de enriquecimiento * CO 2,8 2,5 2,0

Tasa de enriquecimiento N 2,9 1,5 1,2

Tasa de enriquecimiento P 1,4 1,0 0,7

Tabla 2.17. Cobertura vegetal y evolución de un Haplustol éntico

* Nutriente en sedimento / nutriente en suelo original. Adema et al., 2003


de la cobertura vegetal. Estas recomendacionesse basaban principalmente en la pérdida de sue-lo que, en praderas perennes, maíz con cobertu-ra media y suelos desnudos, eran de 100; 1.500 y45.237 kg ha-1 año-1, respectivamente. Las pérdi-das de agua se cuantificaron simultáneamente,con reducción de las mismas, mayor eficienciade uso y aumentos de rendimientos mediante laaplicación de prácticas conservacionistas (INTA,1979). Los rendimientos aumentaron con laimplementación de siembra directa con rotacio-nes y el incremento de cobertura de rastrojos degramíneas.

Considerando la situación actual de la degrada-ción en la Pampa Ondulada, la superficie conerosión hídrica grave abarca 1.600.000 ha, (36 %del área). Si bien se incrementaron las labranzasconservacionistas, en particular la siembra direc-ta, el 28 % del área presenta una tasa de erosiónpotencial que oscila en 40 ton ha-1 año-1. La ero-sión también se produce en lotes con siembradirecta, cuando la lámina del escurrimiento su-merge al rastrojo, la velocidad aumenta y su fuer-za de desagregación y arrastre se incrementa,produciendo erosión laminar y en surcos (Figura2.12). Este problema se ve agravado debido aluso cada vez más frecuente de la secuencia soja-soja en siembra directa la que deja una cobertu-ra de rastrojo muy pobre, que en muchos casosno pasa del 40%. Este hecho se magnifica en sue-los vertisólicos por su baja conductividad hidráu-lica ubicados en áreas con altos valores de preci-pitaciones (factor R) (Marelli et al., 2006).

Con información cuantificada sobre incorpora-ción de materia orgánica y coberturas que con-trolan el escurrimiento, infiltración y pérdida desuelo, Marelli et al. (2006) concluyen: «La combi-nación de siembra directa, con una buena cober-tura de rastrojos (más del 60%), agregado a una

práctica conservacionista sencilla, como la siem-bra cortando la pendiente o en curvas de nivel,reducen los valores de pérdidas de suelo a la «to-lerancia». Una buena condición física y químicadel horizonte A, obtenida a través de rotacionesde cultivos y pasturas, con siembra directa conbuen manejo del rastrojo, de más de 8 años, per-mitirán mejorar la resistencia a la degradación yerosión superficial, favoreciendo la infiltración,la percolación y disminuyendo el escurrimiento».Como se indicó, el manejo de la MO de los ras-trojos en particular, de las labranzas y las rota-ciones, son medidas a tener en cuenta y practi-car para incrementar la MO total y en particularla MO joven, atributo que favorecería la calidaddel suelo a corto plazo y la melanización a largoplazo. Si se comparan los aportes de materiales,principalmente rastrojos, sistemas radiculares yactividad biológica, habría que considerar la al-ternancia e intensificación de cultivos. Así,Caviglia (2007) concluye que en Entre Ríos la in-tensificación de las secuencias de cultivos permi-tiría hacer un uso más eficiente de los recursosdel ambiente y mejorar los rendimientos con elmayor aporte de rastrojos, mejorando el balan-ce de carbono en el suelo. Luego manifiesta: «Losposibles riesgos asociados al proceso de intensi-ficación de secuencias deberían evaluarse a tra-vés de metodologías apropiadas orientadas a eva-luar integralmente los efectos sobre la conserva-ción de los recursos naturales circundantes y lacalidad de vida de la población urbana y rural».En la provincia de Entre Ríos, la superficie erosio-nada alcanza el 36 % de las «tierras firmes» y el68 % tiene susceptibilidad a la erosión hídrica(Paparotti, 2007). El cambio de uso e intensifica-ción de los suelos con los desmontes, agricul-turización y expansión del monocultivo de soja,con escaso aporte de MO y sin las correspondien-tes prácticas conservacionistas hace que impor-tantes superficies estén en acelerados procesosde degradación irreversible, como es la erosiónhídrica (Benavidez, R; Boschetti, NG; Brizuela,AB; De Battista, JJ; Sabattini, RA; Saluso, JH; co-municaciones personales).

Cobertura del suelo y fluctuaciónde la temperaturaLa cobertura con material vegetal (vegetaciónnatural, cultivos o ̈ broza¨) protege el suelo con-tra el impacto de las lluvias, arrastre y erosión,pérdidas por evaporación y también funcionacomo amortiguador de los bruscos cambios detemperaturas, tanto en verano como en otrasestaciones. En la Serie Rafaela (Argiudol típico)se realizaron mediciones de temperaturas a 5 y10 cm de profundidad en todas las estaciones

Figura 2.12. Erosión en surcos por escurrimientobajo rastrojo de soja.


50

40

30

20

10

8 11 14 17 20 23 2 5 8 11 14 17 20 23 2 5 8

Tem

pera

tura

ºC

Horasuelo desnudo suelo cesped+

Adaptado de Panigatti et al., (1983)

Figura 2.13. Variaciones de la temperatura del suelo a 5 cm ensuelo desnudo y con cobertura (Serie Rafaela Argiudol típico).

(Panigatti et al., 1983). Algunos resultados se pre-sentan en la Figura 2.13, donde se expresan losvalores registrados a 5 cm en verano en condi-ciones de suelo desnudo y bajo cobertura vege-tal (césped). La amplitud térmica diaria máximaregistrada bajo cobertura en invierno fue de solo5° C, mientras en suelo desnudo alcanzó los 17°C. Las amplitudes diarias máximas medidas enverano fueron de 8 y 22° C en las condicionesmencionadas, donde se destaca la temperaturamáxima que superó los 48° C, mientras las míni-mas se igualaron.

La protección del suelo con cobertura vegetal, alactuar como moderador de las temperaturas ex-tremas, favorece la germinación, actividad bio-lógica, crecimiento óptimo de raíces y otras pro-piedades o actividades del suelo, considerandoque por sobre los 35° C disminuyen o se inte-rrumpen ciertos procesos, especialmente los bio-lógicos beneficiosos para la productividad comola absorción de agua por raíces. Estos cambiosen las temperaturas del suelo producidos por mo-dificaciones en la cobertura, de acuerdo a lo men-cionado, tendrían influencia en la materia orgá-nica joven pero prácticamente no modificaríanla materia orgánica vieja ni la melanización enel corto plazo.

La decapitación de suelosAdemás de la erosión hídrica y eólica naturalexisten prácticas que originan la pérdida del ho-rizonte A y capas más profundas. Una de las acti-vidades más degradativas, producidas principal-mente en áreas cercanas a grandes centros urba-nos de la Región Pampeana y otras zonas del países la extracción del horizonte A para la fabrica-ción de ladrillos y, en menor medida, jardineríaque va en detrimento sobre todo de actividades

agrícolas intensivas, como la horticultura (Civeiray Lavado, 2006; Hurtado et al., 2006).

La extracción del horizonte A, acción conocidacomo «decapitación», implica la pérdida de laparte más valiosa del suelo, pues allí se concen-tra la mayor cantidad de MO, nutrientes para lasplantas y donde éstas encuentran un substratoadecuado para desarrollar sus raíces. Se eliminala mayor parte de la microflora y meso/microfauna, responsable en gran parte de la des-composición de restos orgánicos y reciclado denutrientes. Particularmente, hacia el Este de laRegión Pampeana quedan en superficie horizon-tes B con elevada cantidad de arcilla, lo que sig-nifica una menor infiltración de agua, estructu-ra desfavorable para el contacto suelo-raíz, con-sistencia muy dura o extremadamente dura enseco, y plasticidad y adhesividad muy altas enmojado, lo cual dificulta las labranzas y por últi-mo una menor cantidad de agua útil, con mayorposibilidad de estrés hídrico para las plantas. Porlo tanto, la decapitación implica una merma muyimportante de la productividad de los suelos. Estehecho se comprobó en un ensayo de forestacióncon tres especies de eucaliptos en el partido deLa Plata, en un Argiudol vértico no alterado yotro suelo similar decapitado. En este último suelose observó a los 5 años de la plantación una dis-minución en el volumen de madera que varióentre 86,5 y 98,5 % según las especies (Giménezet al., 2002). También se ve afectado el relieve,ya que se generan ambientes plano cóncavos, queexperimentan frecuentes anegamientos, por lasnuevas condiciones topográficas y al aflorar ho-rizontes Bt. Asimismo disminuye el valor del suelocomo componente esencial del ecosistema, ya quesus funciones de sistema filtrante, amortiguadory transformador, son gravemente afectadas al ser


eliminados muchos de los microorganismos res-ponsables de tales funciones. Debería limitarsela actividad extractiva en suelos de alta calidadagrícola, para lo cual existen instrumentos lega-les tales como el Código Rural de la provincia deBuenos Aires. Asimismo, se deben promover lasinvestigaciones orientadas a recuperar los suelosdecapitados, y buscar materiales alternativos parala fabricación de ladrillos.

Impacto del cambio ambiental globalCambios climáticos acaecieron durante toda lahistoria de la tierra. La civilización moderna con-tribuye a la modificación de la composición dela atmósfera terrestre generando cambios am-bientales globales. La combustión de combusti-bles fósiles y la desforestación elevaron la con-centración de CO2 un 25% desde la revoluciónindustrial y continua a razón de 0,5 % a-1; estaaparente pequeña concentración inhibe el esca-pe de las longitudes de ondas térmicas emitidaspor la tierra, generando el denominado calenta-miento global. Otros gases potencian este efec-to como metano, óxido nitroso, y gases sintéti-cos, los clorofluorocarbonados, registrados en laatmósfera los últimos 50 años. Otros factoresatmósféricos que afectan al clima son ozono, irra-diación solar, aerosoles troposféricos yestratosféricos. Sin embargo, en torno a este temahay grandes incertidumbres: ¿cuánto alcanzaráel calentamiento de origen antropogénico?, ¿aqué velocidad?, ¿con qué patrón geográfico yestacional?, y ¿cuál será el efecto sobre la agri-cultura y productividad en las distintas regionesdel planeta?

Las reservas de carbono orgánico en los suelos seestiman en alrededor de 1500 Pg, (1 Pg petagramo= 1.1015 g), y las emisiones anuales de C por trans-formaciones microbianas de la MOS alcanzanaproximadamente a 60 Pg valor casi 10 vecesmayor que las emisiones anuales originadas porcombustibles fósiles (5,5 Pg). Lal et al. (1999) es-timan la concentración de CO2 en la atmósferapara distintos períodos históricos de la era cris-tiana: 900-1200: 250 ppm (en volumen); 1350-1850:280 ppm y 1994: 358 ppm. Los aumentos desde1850 se atribuyen al uso creciente de combusti-bles fósiles y a cambios en el uso de la tierra. Lasuperficie agrícola fue creciente en el mundo (enmillones de hectáreas) para distintos años: 1750:265; 1850: 537; 1920: 913; 1950: 1170 y 1980: 1500.Por tanto, es fundamental implementar prácti-cas culturales que conduzcan a la captación deCO2, o sea reducir las tasas de mineralización yaumentar las de humificación: cultivos de cubier-ta, labranza conservacionista, mejoramiento de

la fertilidad química, eliminación de barbechosy rehabilitación de tierras degradadas (Lal, 2001).

En la actualidad se realizan predicciones de cam-bio de clima con modelos climáticos de series detiempo y análisis de emisiones a la atmósfera, lasque indican que habrá cambios en las condicio-nes del planeta con modificaciones de precipita-ción y temperatura, pero la evidencia de la rela-ción entre la temperatura observada y el efectode los gases invernadero es ambigua y no abso-lutamente probada y los modelos son tentativos(Rosenzweig, 1994). En el Centro de Investigacio-nes del Mar y de la Atmósfera se realizaron pro-yecciones climáticas con complejos modelos físi-co-matemáticos que señalan que «en Argentinalas tendencias de precipitación y temperatura delos últimos 50-100 años se mantendrán en gene-ral a lo largo del país, aumentando los cambioshacia fines del siglo XXI, de acuerdo a escenariosclimáticos esperados. Estos escenarios futuros sebasan en las posibles respuestas del clima, por lamodificación en la concentración de los gases queconstituyen la atmósfera, frente a cambios espe-rados en la población mundial, en la agriculturay uso del suelo, en nuevas tecnologías, cambiosen la economía y en tipos y uso de energía»(Nuñez, 2007).

La evolución de la vegetación, los cultivos y susrendimientos, así como los suelos y en particularlos contenidos de materia orgánica (y lamelanización), son motivos de múltiples estudiosy advertencias en todo el mundo, por el cambioclimático. En el caso particular de nuestro país,Solbrig (2007) afirma: «El cambio climático engeneral va ser benigno para la Argentina ya quese proyecta un aumento medio en la temperatu-ra y un aumento moderado en la precipitaciónsobre todo en las regiones agrícolas». Luego re-comienda: «…para obtener las ventajas compa-rativas que esto representa, sobre todo en rela-ción a zonas en el hemisferio norte, es imperati-vo que hagamos un esfuerzo grande para redu-cir o eliminar los efectos negativos que acompa-ñan al cambio climático. En ese sentido preser-var nuestros bosques y sistemas naturales es prio-ritario». El citado autor también afirma, refirién-dose a Argentina, que la ausencia de buena in-formación debido a la pobreza de estudios es unimpedimento para desarrollar estrategias paraminimizar los efectos negativos del cambioclimático sobre los ecosistemas naturales.Como se dijo, aùn no están esclarecidos los me-canismos que vinculan el calentamiento des-igual del planeta con las precipitaciones, pero


nen consecuencias directas sobre la integridadde los ambientes, principalmente en una provin-cia como Entre Ríos, con alto porcentaje de ero-sión (más de 36 % de la «tierra firme»), sueloscon baja permeabilidad, expansión del cultivode soja y predominancia de planificación en elcorto plazo (Saluso, 2007). La pérdida y degrada-ción de la MO de los rastrojos, aún los degramíneas tales como maíz y trigo con rendi-mientos medios, dejan el suelo con baja cober-tura. Con el cultivo de soja, aún con siembra di-recta, pero ocupando el 50 % del tiempo, deja alsuelo con escasa cobertura que permite una fácildegradación por erosión hídrica (De Carli, R., co-municación personal). En los últimos años, elfenómeno El Niño provocó mayores precipitacio-nes especialmente en primavera-verano aceleran-do la susceptibilidad a la erosión hídrica, aun-que las Series de suelos con mayores valores demateria orgánica, buena estructura y permeabi-lidad tuvieron menores pérdidas de suelo (Zabalaet al., 2003).

El debate acerca del cambio climático o calenta-miento global tiene visiones no coincidentes. Porun lado, la visión de organizaciones internacio-nales: « Al expresar su profunda preocupación,las tres agencias de la ONU con base en Roma -laOrganización de Naciones Unidas para la Agri-cultura y la Alimentación (FAO), el ProgramaMundial de Alimentos (PAM) y el Fondo Interna-cional para el Desarrollo Agrícola (FIDA)- advir-tieron que el cambio climático es una grave ame-naza para la seguridad alimentaria eincrementará el hambre y la desnutrición a me-nos que se tomen medidas inmediatas (FAO,2007)». Por otro lado existen, opiniones escépti-cas: «el calentamiento global, el efecto inverna-dero y el cambio climático no son la amenazaque se pretende. Es verdad que, de alguna ma-nera, el traer la cuestión a la palestra pública hacontribuido a avivar la conciencia de los proble-mas ambientales en general» (Randle, 2005).

Entre las dos posiciones extremas hay que reco-nocer que hay contrastes climáticos entre regio-nes e inestabilidad atmosférica, registrándose másinundaciones en algunas y sequías en otras ge-nerando un cierto desorden climático.

SíntesisA modo de síntesis se mencionan atributos rela-cionados con la MO del suelo, así como las for-mas de incrementar y reducir los contenidos ocalidad de la misma con acciones antrópicas. Laenumeración no es exhaustiva ni tiene orden prio-

se comprobó que tuvieron alteraciones de dis-tinta magnitud en distintos lugares del plane-ta. «La región que muestra tendencias másacentuadas de aumento en este proceso de cam-bio parece ser el cono sur de Sudamérica,involucrando a gran parte del territorio ar-gentino, sobre todo en las tierras de alta pro-ductividad agropecuaria o alto valor ecológico(pradera pampeana y litoral argentino, respec-tivamente). Esto tendrá implicancias importan-tes sobre el potencial productivo y el riesgo deinundaciones» (Viglizzo, 2007).

Los conceptos mencionados pronostican distin-tas perspectivas para la producción, la evoluciónde la vegetación y los suelos. La estación meteo-rológica del INTA Paraná registró en las últimasdécadas (1934/2004) un aumento de 1,6°C en lastemperaturas mínimas medias, la amplitud tér-mica media decádica cambió de 11,4 a 10,2°C; latemperatura media decádica de 17,8 a 18,8°C ylas lluvias aumentaron un 20 %, comparando laprimera con la última década (Saluso, 2007). Enotras zonas, si bien no hay aumento marcado dela media anual de lluvias, se producen fenóme-nos pluviométricos excepcional de recurrenciaestimada, como ocurre en la zona llana cordo-besa, en la cárcava Corralito donde la estimaciónes de aproximadamente 10 a 20 años (Argüelloet al., 2006).

A los efectos de considerar cambios en el conte-nido de la MO y la integridad de los suelos esrelevante tener en cuenta la energía erosiva delas precipitaciones, expresadas a partir del factor«R» de la Ecuación Universal de Pérdida de Sue-los (Figura 2.14).Los cambios observados son propios de la varia-bilidad natural de los parámetros atmosféricos,particularmente el aumento del factor «R», y tie-

Figura 2.14. Factor R según décadas para el pe-ríodo 1954-2004. Registros de INTA Paraná, En-tre Ríos.


ritario. El mayor efecto se refiere a los horizon-tes superficiales o primeros centímetros.

La materia orgánica del suelo influye o está rela-cionada positivamente con propiedades como:fertilidad química, productividad, actividad bio-lógica / biodiversidad, aireación, estructura, di-námica de nutrientes, estabilidad de agregados,retención de humedad, economía de agua (con-servación), resistencia a erosión (hídrica y eólica),laboreabilidad, moderación de temperatura, ca-pacidad de intercambio de cationes, pH,salinidad/alcalinidad, friabilidad, poder buffer,drenaje. El efecto contrapuesto, que puede re-ducir el contenido de MO, está relacionado conactividades como: deforestación, eliminación depasturas naturales, reemplazo de comunidadespolifíticas por monocultivos, cosecha de granos/semillas/forrajes y rastrojos, barbecho limpio osuelo desnudo, uso rutinario del fuego, uso delsuelo no acorde con su aptitud, sobrepastoreo,laboreos excesivos, drenaje.

Finalmente, cabe mencionar algunas actividadesque incrementan los contenidos de MO: mante-nimiento de coberturas (vivas y muertas), uso deabonos verdes, rotación de cultivos, forestación,cultivos mixtos/intercalados, pasturas permanen-

tes, siembra directa, fertilización balanceada, ma-nejo de rastrojos, abonos orgánicos/ «compost»,intersiembras en pasturas, pastoreo rotativo, en-calado, manejo integrado de plagas, eliminaciónde impedimentos físicos del suelo, manejo de ex-cedentes hídricos, control de erosión (hídrica yeólica), uso de riego, integración del manejo delsistema productivo, manejo integrado de cuen-cas, integración de la producción y la ecologíadel paisaje.

Si las prácticas adecuadas permiten incrementarmedio punto porcentual de MO en los primeroscentímetros de los suelos en los millones de hacon aptitud agrícola de la Región Pampeana, sepodrian conseguir: mayores rendimientos, másestables, aumentar el secuestro de C en y sobre elsuelo, mejorar y estabilizar la producción con unasimultánea protección y/o conservación de los sue-los y reducir impactos negativos del cambioclimático. El ordenamiento territorial, la aplicaciónde tecnología probada, el pleno funcionamientode estímulos a la producción y la conservación delos recursos naturales no renovables, pueden con-tribuir a los objetivos mencionados, donde el in-cremento de la MO jugará un rol importante, prin-cipalmente a mediano y largo plazo.


Bibliografía

Adema, E.O., Babinec, F.J., Buschiazzo, D.E., Martín, M.J., Peinemann, N., 2003. Erosión hídrica ensuelos del Caldenal. Publicación Técnica 53.INTA. EEA G. Covas.

AFES-INRA, 1992. Référentiel pédologique, principaux sols d’Europe. Association Française de laScience du Sol-Institut National de la Recherche Agronomique. INRA, Paris. 222 pp.

Aimar, S.B., Buscchiazzo, D.E., Peinemann, N., 2006. Condiciones de dos suelos de la Región SemiáridaArgentina en la etapa previa y posterior al proceso de erosión eólica. Resúmenes XX CongresoArgentino de la Ciencia del Suelo, p. 367.

Alexandrovskiy, A.L., 2007. Rates of soil-forming processes in three main models of pedogenesis.Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 24, 283-292.

Alvarez, R., 2001. Estimation of carbon losses by cultivation from soils of the Argentine Pampa usingthe Century Model. Soil Use and Management 17, 62-66.

Alvarez, R., Lavado, R.S., 1998. Climatic control of the organic matter of the Pampas and the Chacosoils. Geoderma 83, 127-141.

Alvarez, R., Steinbach, H.S., 2006a. Valor agronómico de la materia orgánica. En: Materia orgánica.Valor agronómico y dinámica en suelos pampeanos. Alvarez, R. (Coordinador). Facultad de Agro-nomía, UBA.. Buenos Aires. 13-29.

Alvarez, R., Steinbach, H.S., 2006b. Balance de carbono en suelos cultivados. En: Materia orgánica.Valor agronómico y dinámica en suelos pampeanos. Alvarez, R. (Coordinador), Facultad de Agro-nomía, UBA.. Buenos Aires. 55-68.

Alvarez, R., Santanatoglia, O., García, R., 1995. In situ decomposition of 14C labelled wheat as affectedby soil disturbance. Agrochimica 39, 343-348.

Andreux, F., 1979. Genèse et proprietés des molécules humiques. En: Pédologie, 2 Constituants etpropriétés du sol. Bonneau M., Souchier, B. (Eds.). Pédologie. Masson, Paris. 97-122.

Andriulo, A., Cordone, G., 1998. Impacto de labranzas y rotaciones sobre la materia orgánica de lossuelos de la región pampeana húmeda. En: Siembra directa. Panigatti, J.L. (Ed.). Secretaría deAgricultura Ganadería Pesca y Alimentación. INTA. 65-96.

Andriulo, A., Mary, B., Guérif, J., 1999. Modelling soil carbon dynamics with various cropping sequenceson the rolling pampas. Agronomie 19, 365-377.

Argüello, L.A., Dasso, C.L., Sanabria, J.A., 2006. Effects of intense rainfalls and their recurrence: Casestudy in Corralito ravine, Córdoba Province, Argentina. Quaternary International 158, 140-146.

Baize, D., 2004. Petit lexique de pédologie. Editions INRA. Paris. 271 pp.Baldock, J.A., Nelson, P.N., 2000. Soil organic matter. En: Handbook of Soil Science. Sumner, M.E.

(Ed.). CRC Press,.Boca Raton. B-25-B84.Baldwin, M., Kellogg, C.E., Thorp, J., 1938. Soil classification. En: Soils and Men. Yearbook of

Agriculture 1938. USDA.. 979-1001.Barratt, B.C., 1964. A classification of humus forms and microfabrics of temperate grasslands. Journal

of Soil Science 15, 342-356.Barratt, B.C., 1969. A revised classification and nomenclature of microscopic soil materials with

particular reference to organic components .Geoderma 2, 257-272.Berthelin, J., Toutain, F., 1979. Biologie des sols. En: Pédologie, 2 Constituants et propriétés du sol.

Bonneau, M., Souchier, B. (Eds.). Masson. Paris. 123-160.Bonel, B.A., Morrás, H.J.M., Bisaro, V., 2005. Modificaciones de la microestructura y la materia orgáni-

ca en un Argiudol bajo distintas condiciones de cultivo y conservación. Ciencia del Suelo 23, 1-12.Bonfils, C.G., 1966. Rasgos principales de los suelos pampeanos. Instituto de Suelos y Agrotecnia,

INTA. Buenos Aires. Publicación 97. 66 pp.Bot, A., Benites, J., 2005. The importance of soil organic matter. FAO Soil Bulletin 80. Rome.Bruckert, S., 1979. Analyse des complexes organo-minéraux des sols. En: Pédologie, 2 Constituants et

propriétés du sol. Bonneau, M., Souchier, B. (Eds.). Masson. Paris. 187-209.Brewer, R., 1964. Fabric and Mineral Analysis of Soils. Wiley, New York. 470 pp.Buol, S.W., Hole, F.D., 1959. Some characteristics of clay skins on peds in the B horizon of a gray-

Brown Podzolic soil. Soil Science Society of America Proccedings 23, 239-241.Buol, S.W., Hole, F.D., McCracken, R.J., 1989. Soil genesis and classification. 3a. ed. Iowa State

University Press, Ames. 446 pp.Burdon, J., 2001. Are the traditional concepts of the structures of humic substances realistic? Soil

Science 166, 752-769.


Byers, H.G., Kellogg, C.E., Anderson, M.S., Thorp, J., 1938. Formation of soil. En: Soils and Men.Yearbook of Agriculture 1938, USDA. 948-978.

Camilión, M.C., Imbellone, P.A., 1984. Caracterización de los materiales constituyentes de algunossuelos del Partido de Carlos Tejedor. Provincia de Buenos Aires. Ciencia del Suelo 2, 137-148.

Cantero Gutiérrez, A., Quevedo, L., Rosell, R.A., 1976. Humus de una toposecuencia en Molisoles deRafaela, Santa Fe. 7a. Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo.Bahía Blanca. IDIA, Suplemento33, INTA. 101-105.

Casanovas, E.M., Etcheverría, H.E., Studdert, G.A., 1995a. Materia orgánica del suelo bajo rotacionesde cultivos. I Contenido total y de distintas fracciones. Ciencia del Suelo 13, 16-20.

Casanovas, E.M., Studdert, G.A., Etcheverría, H.E., 1995b. Materia orgánica del suelo bajo rotacionesde cultivos. II Efecto de los ciclos de agricultura y pastura. Ciencia del Suelo 13, 21-27.

Casas, R.R., Ostinelli; M.M., Cruzate, G.A., Izaurralde, C., 2005. Impacto de la siembra directa sobrela distribución en profundidad de la materia orgánica total y particulada en suelos de la RegiónPampeana Húmeda Argentina. Jornadas Nacionales Materia Orgánica y Sustancias Húmicas. Ba-hía Blanca. En CDR.

Caviglia, O.P., 2007. Intensificación de la secuencia de cultivos en Entre Ríos: Balance de carbono yaprovechamiento de recursos. En: Agricultura sustentable en Entre Ríos. Caviglia, O.P., Paparotti,O.F., Sasal, M.C. (Eds.). INTA. Buenos Aires.

Chadwick, O.A., Graham, R.C., 2000. Pedogenic processes. En: Handbook of soil science. Sumner,M.E. (Ed.). CRC Press. Boca Raton. E41-E75.

Cheshire, M.V., 1977. Origins and stability of soil polysaccharides. Journal of Soil Science 28, 1-10.Civeira, G., Lavado, R.S., 2006. Efecto del aporte de enmiendas orgánicas sobre propiedades físicas e

hidrológicas de un suelo urbano degradado. Ciencia del Suelo 24, 123-130.Clapp, C.E., Hayes, M.H.B., Simpson, A.J., Kingery, W.L., 2005. Chemistry of soil organic matter. En:

Chemical processes in soils. Soil Science Society of America Book Series 8. Madison, USA. Capítulo1, 1-150.

Cosarinsky, M.I., 2003. Micromorfología de termiteros epígeos de la República Argentina. Tesis Doc-toral. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de Buenos Aires. 193 pp.

Cosentino, D.J., Costantini, A.O. (ex aequo), 2000. Evaluación de algunas formas de carbono comoindicadores de degradación en Argiudoles vérticos de Entre Ríos, Argentina. Primer SimposioNacional sobre Suelos Vertisólicos. Revista de la Facultad de Agronomía (UBA) 20, 31-34.

Cosentino, D.J., Conti, M.E., Giuffré, L., 2007. Forty years of soil degradation in Vertic Argiudolls inEntre Ríos Province, Argentina. Ciencia del Suelo 25, 133-138.

Darrah, P.R., 1993. The rhizosphere and plant nutrition: a quantitative approach. Plant and Soil 155/156, 1-20.

Derenne, S., Largeau, C., 2001. A review of some important families of refractory macromolecules:composition, origin, and fate in soils and sediments. Soil Science 166, 833–847

Domínguez, G.F.; Studdert; G.A., Eiza, M.J., Diovislavi, N.V., Fioriti, N., 2006. Relación entre la ma-teria orgánica y el rendimiento de maíz. Actas XX Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo.Salta y Jujuy. En CDR.

Drosdova, T.V., 1959. Quitina y sus transformaciones en los procesos naturales. Usp. sovr. biol. 47, 3(En ruso. Citado por Kononova, M. M., 1982. Materia orgánica del suelo. Oikus-Tau, Barcelona).

Duchaufour, P., 1977a. Pédologie. 1 Pédogenèse et classification. Masson, Paris. 477 pp.Duchaufour, P., 1977b. Atlas ecológico de los suelos del mundo. Toray-Masson S.A. Barcelona. 178 pp.Durán, A., 1991. Los suelos del Uruguay. Editorial Agropecuaria Hemisferio Sur SRL. Montevideo. 398 pp. Fadda, G.S., 2005. Procesos pedogenéticos fundamentales. Cátedra de Edafología. Facultad de Agro-

nomía y Zootecnia. Universidad Nacional de Tucumán. Página Internet: www.edafo.com.ar/des-cargas/genesis.

Fanning, D.S., Fanning, M.C.B., 1989. Soil: morphology, genesis and classification. John Wiley andSons. New York. 394 pp.

FAO, 1998. Topsoil characterization for sustainable land management. Land and Water DevelopmentDivision, Soil Resources, Management and Conservation Service. Food and Agriculture Organizationof the United Nations. Rome. 74 pp. (Draft).

FAO, 2007. El cambio climático afectará a la disponibilidad futura de alimentos. http://actualidad.terra.es/internacional/articulo/OMU_agencias_medidas_inmediatas_clima_2118579.htm

Flaig, W., 1964. Effects of microorganisms on the transformation of lignin to humic substances.Galantini, J.A., 2005. Calidad y dinámica de las fracciones orgánicas en sistemas naturales y cultiva-


dos. Actas Jornadas Nacionales «Materia orgánica y sustancias húmicas». Bahía Blanca. 1-14.Galantini, J., Iglesias, J., Rosell, R.A., Brunetti, G., Senesi, N., 2000 Influencia de la textura sobre los

contenidos y calidad de las sustancias húmicas de suelos no cultivados. Actas XVII CongresoArgentino de la Ciencia del Suelo. Mar del Plata. Comisión I, Trabajo 38. En CDR.

Gaucher, G., 1971. El suelo y sus características agronómicas. Ed. Omega. Barcelona. 647 pp.Giménez, J.E., Imbellone, P.A., 2008. Propiedades de suelos que afectan la distribución de talares en

llanuras costeras de la provincia de Buenos Aires. XXI Congreso Argentino de Ciencia del Suelo.San Luis. En CDR.

Giménez, J.E., Salerno, M.I., Hurtado, M.A., 2002. Rehabilitation of desurfaced soils by afforestationin La Plata county Argentina. Land Degradation and Development 13, 69-77.

González, J.L., Benítez, I.C., 1990. Evolución de fracciones nitrogenadas y materia orgánica encompostajes de mezclas de estiércoles animales. Ciencia del Suelo 8, 17-23.

González, M.G., Conti, M.E., Moreno, G., Svartz, H., 2000. Efecto del uso agrícola sobre algunaspropiedades físico-químicas, en suelos vérticos de Entre Ríos. Primer Simposio Nacional sobresuelos vertisólicos. Revista de la Facultad de Agronomía (UBA) 20, 117-121.

Gregory, P.J., 1992. Crecimiento y funcionamiento de las raíces. En: Condiciones del suelo y desarro-llo de las plantas según Russell. Wild, A. (Ed.). Ediciones Mundi-Prensa. Madrid. 121-175.

Gregory, P.J., 2006. Roots, rhizosphere and soil: the route to a better understanding of soil science?European Journal of Soil Science 57, 2-12.

Haider, K., 1994. Advances in the basic research of the biochemistry of humic substances. En: Humicsubstances in the global environment. Senesi, N., Miano, T.M. (Eds.). Elsevier Science B.V.Amsterdam. 91-107.

Hassink, J., 1995. Decomposition rate constants of size and density fractions of soil organic matter.Soil Science Society of America Journal 59, 1631-1635.

Hayes, M.G.H., Clapp, C.E., 2001. Humic substances: considerations of compositions, aspects of structureand environmental influences. Soil Science 166, 723-737.

Hendrix, P.F., 2000. Earthworms. En: Handbook of Soil Science. Sumner, M.E. (Ed.). CRC Press. BocaRaton. C77-C89.

Hénin, S., Dupuis, M., 1945. Essai de bilan de la matière organique des sols. Annales Agronomiques15, 161-172.

Hevia, G.G., Buschiazzo, D.E., Hepper, E.N., Urioste, A.M., Antón, E.L., 2003. Organic matter in sizefractions of soils of the semiarid Argentina. Effects of climate, soil texture and management.Geoderma 116, 265-277.

Hilner, L., 1904. Über neuere Erfahrungen und Probleme auf dem Gebiete der Bodenbakteriologieunter besondere Berücksichtigung der Gründüngung und Bruche. Arbeiten des DeutschenLandwirtschaftlichen Gesellschaft 98, 59-78.

Hole, F.D., Nielsen, G.A., 1970. Some processes of soil genesis under prairie. Proceedings Symposiumon Prairie and Prairie Restoration. Knox College. Galesburg, Illinois. 2, 28-34.

Hurtado, M.A., Dillon, A.A., Giménez, J.E., Castillo, R.J., 1985. Incidencia de factores pedogenéticosen suelos del partido de Carlos Tejedor (provincia de Buenos Aires). Actas Primeras JornadasGeológicas de la Región Pampeana. Tandil. 751-763.

Hurtado, M.A., Giménez, J.E., Cabral, M.G., 2006. Estudio ambiental del partido de La Plata. Facul-tad de Ciencias Naturales y Museo. Consejo Federal de Inversiones. 123 pp.

Imbellone, P.A., 1980. Micropedología de una toposecuencia de suelos en el partido de Magdalena,provincia de Buenos Aires. Revista de Investigaciones Agropecuarias XV, 635-658.

Imbellone, P.A., Camilión, M.C., 1988. Characterization of the buried tephra layer in soils of Argen-tina. Pédologie 38, 155-171.

Imhoff, S., Pires da Silva, A., Ghiberto, P., Pilatti, M., 2006. Pedotransfer functions for estimating theWater Release curve and resistance to penetration curve of soils of Santa Fe, Argentina. 18thWorld Congress of Soil Science. Philadelphia, Pennsylvania, USA. Presentación 770a. Sesión 137.2.1B Soil Hydrology, Structure, and Micromorphic Properties (Soil Porous System).

INTA, 1975. Determinación de las pérdidas de suelo y agua en parcelas de escorrentía. Informaciónpara Extensionistas 54-55. EERA Paraná.

INTA, 1979. Pérdida de suelo y agua bajo cultivo de soja. Información para Extensionistas 88. EERAParaná.

INTA, 1983. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3363-36 Venado Tuerto. EEA RafaelaINTA. 157 pp.


INTA, 1989. Mapa de Suelos de la provincia de Buenos Aires. Escala 1:500.000. CIRN. Instituto deEvaluación de Tierras. Buenos Aires. 533 pp.

INTA, 1990. Atlas de Suelos de la República Argentina. CIRN, Instituto de Suelos. Castelar. 2 Vol.INTA-Gobierno de Entre Ríos, 1980. Suelos y Erosión de la Provincia de Entre Ríos. Plan Mapa de

Suelos de la Provincia de Entre Ríos. 2 Vol.Irurtia, C., Mon, R., 2000. Impacto de la erosión hídrica en la producción de granos en Argiudoles

típicos de la Pampa Ondulada. Resúmenes 11a. Conferencia de la Organización Internacional dela Conservación del Suelo (ISCO). Buenos Aires. p. 65.

IUSS Working Group WRB, 2006. World reference base for soil resources. World Soil Resources Reports103. FAO, Roma.128 pp. (Versión en castellano: Base Referencial Mundial para el Recurso Suelo.Primera Actualización 2007. Traducción M.S. Pazos. On-line)

Jacobi, J., Buján, A., Ghelfi, R., Panigatti, J.L., 1980. Determinación de la profundidad de raícesmediante una técnica radioisotópica. IX Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Paraná. 39-43

Jaramillo, D.F., 2006. Repelencia al agua en suelos. Una síntesis. Revista de la Academia Colombianade Ciencias 30, 215-232.

Jenny, H., 1941. Factors of soil formation. A system of quantitative pedology. McGraw-Hill. NewYork (Reedición: 1994. Dover Publications, Inc. New York. 281 pp).

Joffe, J.S., 1949. Pedology. 2nd edition. . Rutgers University Press. New Brunswick, New Jersey. 662 pp.Kohl, S.D., Rice, J.A., 1998. The binding of contaminants to humin. A mass balance. Chemosphere

36, 251-261.Kononova, M.M., 1982. Materia orgánica del suelo. Oikus-Tau, Barcelona. 365 pp.Kristensen, M.J., Frangi, J.L., 1995. Mesoclimas de pastizales de la Sierra de la Ventana. Ecología

Austral 5, 55-64.Kubiëna, W.L., 1953. The soils of Europe. Consejo Superior de Investigaciones Científicas de España.

Thomas Murby and Company. London. 318 pp.Kubiëna, W.L., 1970. Micromorphological features of soil geography. Rutger University Press, New

Brunswick, N.J. 254 pp.Lal, R., 2001. Soil conservation for C sequestration. En: Sustaining the Global Farm. Stott, D.E.,

Mohtar, R.H., Steinhardt, G.C. (Eds.). 10th International Conservation Organization Meeting. PurdueUniversity., 1999. 459-465.

Lal, R., Follett, R.F., Kimble, J., Cole, C.V., 1999. Managing U.S. cropland to sequester carbon in soil.Journal of Soil and Water Conservation 54, 374-381.

Landini, A.M., Martínez, D., Díaz, H., Soza, E., Agnes, D., Sainato, C., 2007. Modelos de infiltración yfunciones de pedotransferencia aplicados a suelos de distinta textura. Ciencia del Suelo 25, 123-131.

Larsson, W., 1937. Vulkanische Asche vom Ausbruch des chilenischen Vulkans Quizapú (1932) inArgentina gesammelt. Eine Studie über äolische Differentiation. Bulletin of Geology, Universityof Uppsala 26, 27-52.

Lavelle, P., Blanchart, E., Martin A., Martin, S., Spain A., Toutain, F., Barois, I., Schaefer, R., 1993. Ahierarchical model for decomposition in ecoterrestrial ecosystems. Applications to soils of thehumid tropics. Biotropica 25, 130-150.

MacCarthy, P., Malcolm, R.L., Clapp, C.E., Bloom, P.R., 1990. An introduction to soil humic substances.En: Humic substances in crop and soil sciences. Selected readings. MacCarthy, P., Malcolm, R.L.,Clapp, C.E., Bloom, P.R. (Eds.). Soil Science Society of America. Madison. 1-12.

Maillard, L.G., 1913. Formation de matières humiques par action de polypeptides sur sucres. ComptesRendus de la Académie des Sciences, Paris, 156, 148-149.

Marbut, C.F., 1921. The contribution of soil surveys to soil science. Society for the Promotion ofAgricultural Science Proceedings 41, 116-142.

Marelli, H.J., Arce, J.M., Zabala, M.E., 2006. Conservación sustentable del suelo y el agua. Informa-ción para extensión 99. INTA. EEA Marcos Juárez.

Marelli, H., Arce, J., Masiero, B., Lorenzón, C., Marelli, P., 2007. Relación entre variables químicas delsuelo y del sedimento erosionado. Informe de Investigación 1, INTA, EEA Marcos Juárez. 17 pp.

Martin, J.P., 1945. Microorganisms and soil aggregation. I. Origin and nature of some of theaggregating substances. Soil Science 59, 163-174.

Martin, J.P., 1946. Microorganisms and soil aggregation. II. Influence of bacterial polysaccharides onsoil structure. Soil Science 61, 157-166.

Martin, J.P., Haider, K., 1971. Microbial activity in relation to soil humus formation. Soil Science 111,54-63.


Mary, B., Guérif, J., 1994. Intérêts et limites des modèles de prévision de l’evolution des matièresorganiques et de l’azote dans les sols. Cahiers Agricultures 3, 247-257.

Mendía, J.M., 1980a. Contribución relativa de la fracción mineral y orgánica a la capacidad de inter-cambio catiónico en suelos de la Pampa Deprimida. Actas 9a. Reunión Argentina de la Ciencia delSuelo, Paraná. 1, 199-204.

Mendía, J.M., 1980b. Contribución relativa de la fracción mineral y orgánica a la capacidad deintercambio catiónico para diferentes categorías de suelos de la Pampa Ondulada. Actas 9a. Re-unión Argentina de la Ciencia del Suelo, Paraná. 1, 205-211.

Miaczynski, C.R.O., Tschapek, M., 1965. Los suelos de estepa de la región pampeana. Revista deInvestigaciones Agropecuarias. Serie 3, Clima y Suelo 2, 35-79 y láminas.

Miaczynski, C.R.O., Ferrer, J.A., Imbellone, P.A., 1969. Pedogénesis y actividad geomórfica en unsector de la cuenca del río Samborombón. Actas 5ª Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo.Santa Fe. 413-416.

Michelena, R.O., Irurtia, C.B., Pittaluga, A., Vavruska, F., Sardi, M.E.B., 1988. Degradación de lossuelos en el sector norte de la Pampa Ondulada. Ciencia del Suelo 6, 60-66.

Michelena, R.O., Irurtia, C.B., Vavruska, F.A., Mon, R., Pittaluga, A., 1989. Degradación de suelos enel norte de la Región Pampeana. Proyecto de Agricultura Conservacionista. INTA. PublicaciónTécnica 6.

Milore, D.M., Martin-Neto, L., Bayer, C., Mielniczuk, J., Bagnato, V.S., 2002. Humification degree ofsoil humic acids determined by fluorescence spectroscopy. Soil Science 167, 739-749.

Miravé, J.P., Lobartini, J.C., Orioli, G.A., 1987. Absorción y transporte de hierro a partir de fuentesorgánicas de distinto peso molecular. Ciencia del Suelo 5, 31-35.

Misterskii, V., Loginov, V., 1959. Issledovanie nekotorykh fíziko-khimicheskikh svoistv guminovykhkislot (Studies on some physico-chemical properties of humic acids). Pochvovedenie 2-39.

Morón, A., 2005. Efecto de las rotaciones y el laboreo en la calidad del suelo. En: Indicadores decalidad de suelo. PROCISUR – INTA. EEA Marcos Juárez. En CDR.

Morrás, H.J.M., Tonel, B., Michelena, R., 2004. Características microestructurales del horizonte super-ficial de algunos suelos pampeanos bajo siembra directa. Actas XIX Congreso Argentino de laCiencia del Suelo, Paraná. En CDR.

Moscatelli, G., 2005. Avances en la selección de indicadores de calidad en las Series representativasde la Región Pampeana y aplicación de un sistema de información geográfica. En: Indicadores decalidad de suelo. PROCISUR – INTA. EEA Marcos Juárez. En CDR.

Müller, P.H., 1887. Studien über die natürlichen Humusformen. Berlin.(Traducción de la versión endanés, 1879).

Nelson, P.N., Oades, J.M., 1998. Organic matter, sodicity and soil structure. En: Sodic soils, distribution,processes, management and environmental consequences. Sumner, M.E., Naidu R. (Eds.). OxfordUniversity Press. New York. 67-91.

Núñez, M.N., 2007. Cambio climático. Agromercado 27, 4-7.Nursten, H., 2005. The Maillard reaction: chemistry, biochemistry and implications. The Royal Society

of Chemistry. Cambridge. 214 pp.Oades J.M., 1989. An introduction to organic matter in mineral soils. En: Minerals in soil environments

. Soil Science Society of America Book Series 1. Madison, USA. Capítulo 3, 90-159.Orlov, D.S., 1995. Humic substances of soils and general theory of humification. A.A. Russian Translation

Series. Balkema, Rotterdam-Brookfield. 323 pp.Ormeño, O., Quiroga, A., 2001. Cobertura. Aspectos del manejo en relación con la conservación de

los suelos y el agua. Boletín de Divulgación Técnica 72. INTA, EEA G. Covas.Panigatti, J.L., Hein, N., 1981. Epipedones antrópicos en la provincia de Santa Fe. Boletín Informati-

vo AACS 42, 9-13.Panigatti, J.L., Pérez, M.C., Mussetti, M., 1983. Evolución de la temperatura del suelo. I - Influencia

de la cobertura. Publicación Miscelánea 15. INTA, EERA Rafaela. 35 pp.Papadakis, J., 1960. Geografía agrícola mundial. Ed. Salvat. Barcelona. 649 pp.Papadakis, J., 1980. El suelo. Editorial Albatros. Buenos Aires. 346 pp.Paparotti, O.F., 2007. Desarrollo y transferencia de tecnología de conservación de suelos en Entre

Ríos. En: Agricultura sustentable en Entre Ríos. Caviglia, O.P., Paparotti, O.F., Sasal, M.C. (Eds.)INTA Buenos Aires. 230 pp.

Pawluk, S., Bal, L., 1985. Micromorphology of selected mollic epipedons. En: Soil Micromorphologyand Soil Classification. Lowell, A., Thompson, L. (Eds). Soil Science Society of America Special


Publication 15, 63-83.Pazos, B.S., 1990. El horizonte Alfa: una capa desarrollada en la interfase suelo-tosca. Ciencia del

Suelo 8, 75-78.Pecorari, C., Guérif, J., Stengel, P., 1990. Fitolitos en los suelos pampeanos: influencias sobre las

propiedades físicas determinantes de la evolución de la estructura. Ciencia del Suelo 8, 135-141.Pérez, C.A., Frangi, J.L., 2000. Grassland biomass dynamics along an altitudinal gradient in the

Argentine Pampas. Journal of Range Management 53, 518-528.Piccolo, A., 1994. Interactions between organic pollutants and humic substances in the environment.

En: Humic substances in the global environment and implications in human health. Senesi N.,Miano, T.M. (Eds.). Elsevier, Ámsterdam. 961-979.

Piccolo, A., 2001. The supramolecular structure of humic substances. Soil Science 166, 834-840.Quiroga, A., Ormeño, O., Peinemann, N., 2001. Materia orgánica. Un indicador de calidad de suelos

relacionado con la productividad de los cultivos. Boletín de Divulgación Técnica 70. INTA. EEA G.Covas.

Quiroga, A., Fernández, D., Ormeño, O., Ventura, J., 1999. Efectos del manejo (rotación-agricultura)sobre los contenidos de materia orgánica, Nitrógeno y Fósforo en suelos de la región pampeanasemiárida. Boletín de Divulgación Técnica 61. INTA. EEA G. Covas.

Randle, P.H., 2005. Cambio climático, calentamiento global, efecto invernadero: ¿exageración–error–impostura? Presentación del Académico en la Academia Nacional de Geografía. Buenos Aires, 32 pp.

Rasse, D., Dignac, M.C., Haithem, B., Rumpel, C., Andre, M., Chenu, C., 2006.Lignin turnover in anagricultural field: From plant residues to soil-protected fractions. European Journal of Soil Science57, 530-538.

Rice, J., 2001. Humin. Soil Science 166, 848-857.Rice, J., McCarthy, P., 1989. Total Environment. 81/82. 61-69. Adv. Chem. Serv. No. 219. American

Chemical Society, 41-54.Righi, D., 1977. Génèse et évolution des podzols et des sols hidromorphes des Landes de Médoc.

Thèse Doct. État. Université Poitiers. 144 pp.Rook, J.J., 1974. Chlorination reactions of fulvic acids in natural waters. Environmental Science

Technology 11, 478–482.Rosenberg, N.J, Blad, B.L., Verma, S.B., 1983. Microclimate, the biological environment. John Wiley

and Sons. New York. 495 pp.Rosenzweig, C., 1994. Agriculture in Changing Global Environment. En: Soil and Water Science: Key

to Understanding Our Global Environment. Baker, R.S., Gee, G.W., Rosenzweig, C. (Eds.). SoilScience Society of America. Special Publication 41, 59-71.

Rump, H.H., Grayson, E.J., 1999. Laboratory manual for the examination of water, waste water andsoil. Wiley VCH. 225 pp.

Saluso, J.H., 2007. Comportamiento térmico, pluviométrico y energía erosiva de las lluvias en la EEAParaná INTA (1934-2004). En: Agricultura sustentable en Entre Ríos. Caviglia, O.P., Paparotti, O.F.,Sasal, M.C. (Eds.). INTA Buenos Aires. 230 pp.

Sánchez, R. O., 1976. Estudio bioquímico, mineralógico y micromorfológico de suelos «Rendzina».Séptima Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Bahía Blanca. IDIA. Suplemento 33, 414-424.

Sanchez, P.A., Couto, W., Buol, S.W.B., 1982. The Fertility Capability Classification System:interpretation, applicability and modification. Geoderma 27, 283-309.

Schaetzl, R.J., Anderson, S., 2005. Soils. Genesis and geomorphology. Cambridge University Press.817 pp.

Schroeder, D., 1984. Soils. Facts and concepts. International Potash Institute, Berna. 140 pp.Schweizer, M.S., Panigatti, J.L., Mosconi, F., 1972. Influencia del manejo sobre las propiedades físi-

cas del suelo Brunizem del Departamento Castellanos (Santa Fe). Boletín Interno de Divulgación24. INTA. EERA Rafaela. 10 pp.

Scoppa, C.O., 1978/79. Micropedología de series de suelos características del noreste bonaerense.Revista de Investigaciones Agropecuarias. Serie 3, Clima y Suelo 14, 37-69.

Senesi, N., Loffredo, E., 1999. The chemistry of soil organic matter. En: Soil physical chemistry.Sparks, D.L. (Ed.). 2a. ed. CRC Press. Boca Raton. 239-370.

Servici de Rondini, M.A., 1960. Esquema de la difusión geográfica de la materia orgánica del sueloen la República Argentina. IDIA, Suplemento 1, 80-83.

Simpson, A., Kingery, W., Hayes, M., Spraul, M., Humpfer, E., Dvortsak, P., Kerssebaum, R.,Godejohann, M., Hofmann, M., 2002. Molecular structures and associations of humic substances


in the terrestrial environment. Naturwissenschaften 89, 84-88.Skopp, J.M., 2000. Physical properties of primary particles. En: Handbook of soil science. Sumner,

M.E. (Ed.) CRC Press. Boca Raton. A3-A15.Soil Survey Staff, 1999. Soil Taxonomy. Agriculture Handbook 435. U.S. Department. of Agriculture.

2a. edición. 869 pp.Soil Survey Staff, 2007. Claves para la Taxonomía de Suelos. Traducción de la 10 edición (2006) de:

Keys to Soil Taxonomy. U.S. Department of Agriculture. 331 pp.Solbrig, O.T., 2007. El impacto del cambio climático sobre la vegetación y la fauna. XV Congreso de

AAPRESID, 191-195.Stephan, S., De Petre, A.A., De Orellana, J.A., Priano, L.J.J., 1977. Brunizem soils of the central part

of the province of Santa Fe (Argentina). Pédologie XXVII, 255-283.Stevens, P.R., Walker, T.W., 1970. The chronosequence concept and soil formation. Quaterly Review

of Biology 45, 333-350.Stevenson, F.J., 1969. Pedohumus: accumulation and diagenesis during the Quaternary. Soil Science

107, 470-479.Stevenson, F.J., 1994. Humus chemistry, genesis, composition, reactions. John Wiley & Sons. New

York. 2ª. edición. 496 pp.Stoops, G., 2003. Guidelines for analysis and description of soil and regolith thin sections. Soil Science

Society of America Inc. Madison, U.S.A., 184 pp.Stoops, G., Jongerius, A., 1975. Proposals for a morphological classification of soil materials. 1. A

classification of the related distributions of fine and coarse particles. Geoderma 13, 186-200.Susic, M., 2004. More than two centuries of humic acid research. Why so long? Seminar VII Sponsored

by Northeastern University. Boston. USA.Sutton, R., Sposito, G., 2005. Molecular structure in soil humic substances: the new view. Environmental

Science and Technology 39, 9009-9015.Swift, R.S., 1996. Organic matter characterization. En: Methods of soil analysis. Part 3. Sparks, D.L.

(Ed.) Soil Science Society of America. Book Series 5. Madison, USA. 1011–1069.Targulian, V.O., Krasilnikov, P.B., 2007. Rates and time scales of pedogenic processes in natural and

man-affected soil systems. Catena 71, 373-381.Tecchi, R.A., 1983a.Contenido de silicofitolitos en suelos del sector sudoriental de la Pampa Ondula-

da. Ciencia del Suelo 1, 75-82.Tecchi, R.A., 1983b. Distribución de silicofitolitos en dos perfiles de suelos de la Pampa Ondulada.

Ciencia del Suelo 1, 93-95.Tipping, E., 2002. Cation binding by humic substances. Cambridge University Press. 434 pp.Tisdall, J.M., Oades, J.M., 1982. Organic matter and water-stable aggregates in soils. Journal of Soil

Science 33, 141-163.Vázquez, M.E., 2007. Biocombustibles: análisis del posible impacto sobre los suelos de la provincia

Buenos Aires. XV Simposio Electrónico Internacional «La producción de biocombustibles coneficiencia, estabilidad y equidad». Centro de Energía de la Provincia de Chubut-Centro de Estu-dios Internacionales para el Desarrollo.

Velasco, M.I., Campitelli, P.A., Ceppi, S.B., Havel, J., 2004. Analysis of humic acid from compost ofurban wastes and soil by fluorescence spectroscopy. Agriscientia 21, 31-38.

Viglizzo, E.F., 2007. El agro argentino frente al cambio climático global. Amenazas y oportunida-des. XV Congreso de AAPRESID. 197-203.

Volovuev, V.R., 1964. Ecology of soils. Israel Program for Scientific Translations. Jerusalem. 260 pp.Waksman, S.A., 1938. Humus. 2ª. ed. Bailliere, Tindall & Cox, London, UK. 526 pp.Wander, M., 2004. Soil organic matter fractions and their relevance to soil function. En: Soil organic

matter in sustainable agriculture. Magdoff, F., Weil, R.R. (Eds.). CRC Press. Boca Raton. 67-102.Wylleman, R., 1999. Caractérisation et modélisation de l’évolution des stocks de la matière organique

des sols de grande culture en Picardie. Étude INRA pour l’Union des experts agricoles fonciers etimmobiliers du Nord de la France et la Chambre Regionale d’Agriculture de Picardie. Paris. 34 pp.

Yaalon, D.H., 1971. Soil forming intervals in time and space. En: Paleopedology. Yaalon, D.H. (Ed.).Jerusalem, Israel University Press. 29-39.

Zabala, M.E., Marelli, H., Sanabria, J., 2003. Caracterización del potencial erosivo de suelos del cen-tro sudeste de la provincia de Córdoba. Información para Extensión 82. INTA EEA Marcos Juárez.

Zalba, P., Quiroga, A.R., 1999. Fulvic acid carbon as a diagnosis feature for agricultural soil evaluation.Soil Science 164, 57-61.

Proceso de ilimerización


Introducción

Definiciones y antecedentesEntre los procesos que generan movilización demateriales en el suelo, la argiluviación oilimerización, términos que en la literatura seutilizan como sinónimos, se define como el con-junto de procesos de eluviación e iluviación delos filosilicatos de la fracción arcilla del suelo(Dorronsoro y Aguilar, 1988).

El proceso, es complejo y puede sintetizarse así:el agua de las precipitaciones moviliza la arcillade los horizontes superiores, la cual se desplazaen estado disperso a través de los macroporospor acción de la gravedad. Si los horizontesinfrayacentes están secos, el agua es succionadapor los microporos y absorbida dentro de la masadel suelo. La arcilla suspendida es filtrada y rete-nida sobre las paredes de los poros mayores ygrietas, formando finas películas de arcilla orien-tadas, dispuestas paralelamente entre sí y a lasparedes de los vacíos.

La ilimerización se reconoce como proceso dife-renciado en tiempos relativamente recientes. Enel pasado estaba incluido en el concepto depodzolización, el cual tenía connotaciones másamplias que en la actualidad, ya que hacía refe-rencia a la eluviación e iluviación tanto decoloides minerales como orgánicos. Así, Byers etal. (1938) describen a la podzolización como unproceso que comprende la acumulación superfi-cial de materia orgánica poco transformada y lamigración de arcilla y compuestos de hierro yaluminio, desde los horizontes superiores a losinferiores. Los materiales translocados son par-cialmente fraccionados al ser depositados en di-ferentes horizontes: en primer lugar la materiaorgánica, luego los compuestos de hierro y alu-minio y la arcilla en profundidad. Los suelos conestas características se denominan Podzoles (A00,A0, A1, A2, B2h, B3, C, D). De todas maneras, losautores reconocen que se generan suelos con dis-tinta secuencia de horizontes, como por ejem-plo en los suelos gris-pardo podzólicos (A00. A0,A11, A2, A3, B1, B21, B22, B3, C, Dr).

El proceso de argiluviación se reconoce implíci-tamente en suelos con alto contenido de sodiointercambiable, en los cuales la accióndispersante de este catión favorece la moviliza-ción de arcilla y la acumulación en el horizontedenominado «pan de arcilla» (claypan). Por ello,el suelo resultante se denominaba «alcalino conpan de arcilla» (alkali-claypan soil), también lla-

mado «suelo de álcali negro» o Solonetz. Estesuelo tiene muchas características en común conlos «suelos con pan de arcilla» no sódicos oPlanosoles.

A comienzos de la década de 1950, todavía seconsideraba que la migración de arcilla caracte-rizaba a los suelos podzólicos y sólo se observaen suelos ácidos de clima húmedo (Demolon,1951). Sin embargo, en la misma época apareceun trabajo en Francia en el cual se diferencia alproceso de migración de arcilla - denominado«lessivage»- de la «podzolización» (Duchaufour,1951). Más tarde, en la URSS, Fridland (1958) creael término «ilimeratziia» («ilimerización»), deri-vado del ruso «il» («partículas menores a 1micrómetro», Morras, 1993) para referirse a latranslocación de arcilla, y distinguirla del proce-so de «podzolización». Posteriormente,Duchaufour (1968) describe con más detalles es-tos procesos al analizar la evolución climática desuelos de climas templados y fríos. Reserva el tér-mino «podzolización» para el proceso desarro-llado en suelos muy ácidos, con escasa actividadbiológica y horizontes superficiales que contie-nen humus tipo moder o mor, donde los com-puestos orgánicos agresivos producen lacomplejación y migración de constituyentes mi-nerales silicatados. Por otra parte, utiliza el tér-mino «lessivage» para referirse al arrastre mecá-nico de arcilla y hierro, que migrarían en formaconjunta en medios poco ácidos, bien aireados,ricos en calcio, y separadamente en medios áci-dos y mal aireados. Más tarde, se diferencian tresmecanismos de migración de componentes delsuelo:

1) lixiviación («lixiviation»):translocación de sales solubles;2) queluviación («chéluviation»):migración de complejos organo-metálicos y3) ilimerización («lessivage»):arrastre de partículas de arcilla en suspensión(Duchaufour, 1977).

El reconocimiento del horizonte de diagnósticoargílico a partir de la 6ª Aproximación del siste-ma de clasificación de los EE.UU en 1958, contri-buyó a identificar y diferenciar bien este proce-so, al que se denominó «translocación de arci-lla» (clay translocation) (Soil Survey Staff, 1967),y por ese motivo se prestó considerable atencióna la identificación de barnices y revestimientosarcillosos en la identificación de horizontes dediagnóstico, especialmente en la definición delhorizonte argílico.


El término francés «lessivage», con la acepciónrestringida de los autores franceses, se adoptósin traducción por diversos autores de habla in-glesa (Buol et al., 1989; Fanning y Fanning, 1989;Schaetzl y Anderson, 2005), y rusa (Gerasimovaet al., 1996), alternando con otros términos como«clay translocation», «clay illuviation» o«argilluviation», de manera que en la actualidadse utilizan en la literatura inglesa varios térmi-nos para el mismo proceso.

En la Argentina, Bonfils (1966) reseña los proce-sos pedogenéticos de la Región Pampeana, e in-dica al proceso de «lixiviación» como el de ma-yor expresión y representatividad. Lo define como«el arrastre mecánico de coloides minerales», aun-que en el mismo trabajo amplía la variedad demateriales movilizados al señalar que «hay mi-gración de sales solubles y sustancias coloidalesque se depositan más abajo al disminuir la aci-dez o existir una capa de agua duradera, etc.».El término «lixiviación» es evidentemente unatraducción del francés «lessivage» (de lessiver, la-var) tomado de Duchaufour (1960), autor queBonfils reconoce haber consultado por el buenenfoque que da al tema de procesospedogenéticos. En el mismo trabajo, se señalaque se describe el proceso de podzolización, noporque exista en la Región Pampeana, sino paraadvertir las diferencias con la lixiviación, tenien-do en cuenta que a veces se confunden ambosprocesos.

Fuera de la Región Pampeana, en un trabajo so-bre los procesos pedogenéticos en la provinciade Tucumán, Zuccardi (1969) hace referencia a lalixiviación como proceso típico de la región hú-meda de la provincia. Señala que los alcancesdel término no están claramente definidos y quela acepción más común se refiere a la remociónde sales solubles, de los carbonatos alcalinos-térreos y el reemplazo de las bases por el iónhidrógeno, aunque hace referencia al sentido dearrastre mecánico de las fracciones coloidales quele dan los autores franceses y al términoilimerización de Fridland. Más recientemente,Morrás (1993), en una discusión sobre términosque hacen referencia a translocación de compo-nentes en el suelo, reconoce que el términolixiviación es bastante ambiguo en castellano.

También en distintos lugares del país se mencio-na el proceso de ilimerización indirectamentemediante el reconocimiento de barnices, estruc-tura y rasgos asociados, tanto relacionado a pro-cesos pedológicos actuales como antiguos, porejemplo, en la región húmeda-subhúmeda de la

provincia de Tucumán, con procesos principal-mente actuales de iluviación de arcilla (Fadda,1969; Zinck, 2006 ); en las cercanías de la ciudadde Salta, al sur del río Arenales donde hay suelosmuy desarrollados con abundantes barnices arci-llosos (Sastre y Salfity, 2006); en los Argides delas provincias de Jujuy, Salta, Catamarca,Tucumán Santiago del Estero, La Rioja, Córdo-ba, San Juan, San Luis, La Pampa, Neuquén, RíoNegro, Buenos Aires, Chubut y Santa Cruz, cuyagénesis se vincula a condiciones climáticas hú-medas acaecidas durante el Plio-Pleistoceno(Scoppa y Digiacomo, 1991); en horizontesargílicos de Alfisoles en la Llanura Chaqueña, Lla-nura Pampeana, Sierras Subandinas, Meseta Mi-sionera, sector pedemontano de AndesPatagónicos, Sierras Pampeanas, PlaniciePatagónica Extrandina (Ferrer et al., 2001).

En Argentina se usan distintos términos para re-ferirse al proceso de ilimerización y los rasgosresultantes del mismo. Así, para el primero seutiliza tanto iluviación de arcilla (clay illuviation)(Pazos, y Stoops, 1987; Zinck y Sayago, 2001),como translocación de arcilla (clay translocation),(Kemp et al., 2006). Con respecto a los rasgosmorfológicos hay gran disparidad de formas dedenominación; en las Cartas de Suelos del INTAse puede encontrar: «cutanes», «clay skins», y«barnices»; más aún, en el Libro de campaña paradescripción y muestreo de suelos (INTA, 2000) semenciona «películas de arcilla» o «argilanes».Los autores sugieren que se use barnices yrevestimientos de arcilla para la expresión macro-morfológica y micromorfológica, respectivamen-te, respetando la terminología castellana(Jongerius y Rutherford, 1979).

Más clara es la denominación micromorfológica,como se verá más adelante, ya que se usan tér-minos genuinos de la especialidad tales comocutanes (cutans, Teruggi et al., 1973), cutanes deiluviación (illuviation cutans, Imbellone yGiménez, 1998; revestimientos o recubrimientosde arcilla iluvial (clay illuvial coatings, claycoatings, Bouza y Del Valle, 1998, Imbellone yCumba, 2003; Kemp et al., 2006).

El término «B textural» se utiliza ampliamentepara señalar la presencia de rasgos de iluviaciónde materiales tamaño arcilla en horizontes B, alos cuales se afecta con la letra «t» que en la taxo-nomía en uso en el país indica precisamente lapresencia de arcilla iluvial (del alemán Ton: arci-lla). En la Argentina se utiliza desde la décadadel 60 (Bonfils et al., 1960); Miaczynski y Tschapek(1965) dicen «Los chernozoides con fuerte hori-


zonte B textural se encuentran…..». Frecuente-mente se menciona en las cartas de suelos (Hoja3563-5, Sancti Spiritu. INTA, 1985). El adjetivo«textural» es tomado de la literatura pero no sepudo establecer el origen de la aplicación de esetérmino con el significado que comunmente sele asigna. En el libro Soil and Men (USDA,1938)no se utiliza el término en forma explícita sinoque se emplean los términos «heavier textured»para referirse a algunos horizontes de acumula-ción de arcilla.

Distribución del procesoEste proceso es uno de los más difundidos enregiones húmedas y subhúmedas y queda refle-jado en los sistemas de clasificación de distintospaíses. Así en Rusia cuyo sistema se basa en lasregularidades zonales y topolitológicas (en losniveles taxonómicos más altos y bajos, respecti-vamente), el proceso se manifiesta en ambientesde tundra, taiga, bosques y estepa. En países queutilizan el sistema Taxonomía de Suelos (SoilSurvey Staff, 1999) el proceso se desarrolla enAlfisoles y Ultisoles y en algunos Molisoles,Aridisoles y Vertisoles.

Considerando el último sistema mencionado, ypara cuantificar la distribución mundial del pro-ceso se consideró en primer lugar los suelos quedeben poseer horizontes de acumulación de ar-cilla iluvial (argílico, nátrico, kándico): Alfisolesy Ultisoles, los que ocupan una superficie de 23,6millones de km2 (18,1%). Los Alfisoles con 12,6millones de km2 ocupan el 4º lugar y los Ultisolescon 11 millones de km2 el 6º lugar en extensión.Además, el Suborden Argid de los Aridisoles cu-bre unos 5,4 millones de km2. Habría que sumarotros suelos que también pueden tener los hori-zontes mencionados, principalmente enMolisoles y Vertisoles, los cuales no se cuantifi-caron mundialmente (Soil Survey Staff, 1999).

En la Argentina los suelos con horizonte argílicoocupan una superficie de alrededor de 800.000km2,,,,, de los cuales alrededor de 330.000 km2 seencuentran en la Región Pampeana (basado enINTA, 1990c).

Utilizando un criterio genético más amplio, lossuelos afectados por el proceso de ilimerizaciónocupan una superficie mayor no cuantificada,que excede los límites de la Región Pampeana ylos Grandes Grupos cartografiados, ya sea quetengan o no horizonte argílico. Habría que in-cluir aquellos suelos en los que hay evidenciasde translocación de arcilla pero no reúnen losrequerimientos taxonómicos. Estos temas se tra-

tarán en la sección Clasificación.El área general, como las características de lossuelos con horizonte argílico, adoptada en estelibro, son coincidentes con los mapas inicialesde la Región Pampeana con solo algunas modifi-caciones menores en los límites, sobre todo losnoroccidentales (Figuras 1.3 y 1.4). Está claro quelas denominaciones de los suelos correspondena las vigentes de la época e interpretaciones delos autores (Miaczynski y Tschapek, 1965, Bonfilset al., 1966).

El proceso de ilimerización se reconoce tempra-namente en la Región Pampeana cuando comien-za el interés por la Geografía de suelos y laPedología, con pioneros como Miaczynski,Tschapek, Bonfils, Papadakis, Etchevehere y otros,quienes complementaban las observaciones decampo con ideas pedológicas de la época. Unode los primeros trabajos regionales con dichoenfoque es de Bonfils et al. (1960) en el que sedescriben los suelos del O de Buenos Aires y E deLa Pampa y el problema de erosión eólica, men-cionando a algunas Series de suelos con horizon-tes B texturales y planosólicos y su relación conla topografía.

Posteriormente, Miaczynski y Tschapek (1965) ha-blan de suelos «Chernozoides de la RegiónPampeana» por analogía con los Chernozem ru-sos, debido a: a) en primer lugar por el elevadocontenido de materia orgánica de los horizontessuperiores, generada por la acción de la vegeta-ción de pastizal y su fauna asociada, b) por la pre-sencia de un horizonte de carbonato iluvial y c)por la presencia de horizonte B textural, que tam-bién poseen algunos Chernozems (Figura 1.3).

Se sabía que el Chernozem típico con un perfilrico en humus no existía en la Región Pampeana;en todo caso, los suelos pampeanos se asemeja-rían a los Chernozems lixiviados, como los quese describen en una catena zonal regional de sue-los de estepa rusa, en el denominado cinturónsubboreal (Gerasimova et al.,1996), donde se en-cuentran desde la zona más alta a la más baja(Clasificados por clasificación rusa, WRB y Taxo-nomía de Suelos): como se muestra en el esque-ma siguiente.

Más tarde se abandonó esta idea porque, aun-que de morfología con cierta semejanza, los sue-los de la Región Pampeana nunca poseen mate-ria orgánica tan profunda como en losChernozems, en los cuales puede alcanzar hastaaproximadamente 1 m de profundidad. De to-das maneras e independientemente de la clasifi-cación, el proceso de ilimerización se reconoció


en los suelos rusos y pampeanos por la presenciade barnices a los que se les asignó un carácteriluvial (Figura 3.1).

La Tabla 3.1 muestra suelos de algunas zonas dela Región Pampeana. Inicialmente se trató deejemplificar con suelos cuyos rasgos morfológicosfueran indicativos de la evolución del procesode ilimerización, y a su vez que los distintos gra-dos de éste, mostraran la influencia de los facto-res formadores, fuera del concepto estricto dezonalidad climática. Este objetivo resultó muydificultoso porque los escasos trabajos que abor-dan el tema se refieren generalmente aclimosecuencias que precisamente son regiona-les (Scoppa, 1978) y no permiten establecer rela-ciones catenarias locales, donde los procesosgeomórficos y pedológicos impriman su influen-cia en los procesos intrapedónicos. Estos estudiospioneros, tratando de establecer relacionesgenéticas con los factores de formación(climosecuencias), posiblemente se abordaronpara mostrar una de las relaciones regionales másevidentes en la Región Pampeana, ya que porrazones geomorfológico-climáticas, la zona oc-cidental-austral de la Región Pampeana poseemenor oferta hídrica, y en ella predominan losHaplustoles sobre los Argiudoles. En los años quesiguieron estos temas no se desarrollaron a esca-las de mayor detalle que las utilizadas para estu-dios regionales.

Con los datos disponibles (descripcionesmorfológicas y análisis texturales de rutina) to-mados de las Cartas de Suelos del INTA y traba-jos locales, algunos de los cuales se incluyen enla Tabla 3.1, se intentó estimar grados deilimerización para suelos de la Región Pampeana.Se consideró como un parámetro aceptable elvalor de la relación entre el contenido de arcilladel/los horizontes B y arcilla del/los horizontes A(%aBt y/o Bw/%aA). En este caso se tomó en cuen-ta también los horizontes Bw que poseen barni-ces y se calculó para suelos que según la infor-mación existente son monogenéticos, hecho ésteque no es posible afirmar con certeza. Se estimóla cantidad de arcilla del espesor de los horizon-tes A y B2 mediante promedios ponderados denumerosos perfiles. Mediante esta simplificación

y presencia y abundancia de barnices, se estima-ron tres grados de ilimerización:

1 - Escaso: relación menor a 1,2; barnices escasos.2 - Moderado: relación entre 1,2 y 1, 8; barnicescomunes3 -Fuerte: relación mayor a 1,8; barnices abun-dantes.

No se encontró relación biunívoca entre ambosindicadores, uno de campo y otro de laborato-rio, para todos los grados sugeridos. Se encontróvinculación entre la relación %aBt y/o Bw/%aAy la abundancia de barnices en el grado extremo(fuerte), como era de esperar ya que en este casohay mínimo grado de complejidad en la estima-ción y no se necesita experiencia pedológica paradetectar la presencia de barnices bien definidos,a menos que se los confunda con barnices de fric-ción. Es más, son rasgos reconocidos fácilmentepor profesionales de distintas ramas de las cien-cias naturales. Por otro lado, para los grados in-termedios, con relaciones entre 1,2 y 1,8 se des-criben barnices escasos, comunes, abundantes ymuy abundantes y para relaciones menores a 1,2se describen barnices escasos y comunes. Es dedestacar que muchos suelos poseen barnicescomo evidencia del proceso de ilimerización yno cumplen las exigencias de la clasificación,como lo señalan Villegas et al. (1998), por locual el proceso está más extendido en la RegiónPampeana que su manifestación cartográfica.

Suelos con barnices abundantes se describen enlas pampas Ondulada, Deprimida, Serrana,Interserrana y Arenosa, tanto en posiciones deloma (Tabla 3.1., perfiles 1, 3) como en posicio-nes más bajas de la pendiente (perfil 2). Los sue-los con ilimerización escasa se describen en laPampa Llana Cordobesa (perfil 8 y 9) y en losmiembros menos desarrollados de transectas clá-sicas de la Pampa Ondulada, (Serie Seguí,Hapludol típico; Serie Rojas, Argiudol típico; Se-rie Navarro, Argialbol argiácuico, Scoppa, 1978/79). También se encuentran en los miembros mássecos de algunas climosecuencias regionales enla Región Pampeana (Hapludol, Argiudol,Albacualf), y en suelos formados en sedimentosdel Holoceno.

Chernozems podzolizadosy lixiviados

Chernozems lúvicosArgiboroles

Chernozems típicos

Chernozems háplicosVermiboroles

Chernozems de praderahúmeda

Chernozems gleicosCalciacuoles.


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Considerando el concepto genético de zonalidadclimática se pensaría que la mayor expresión delproceso de ilimerización se encuentra en los sue-los zonales de las zonas más húmedas. Esta ideaes parcialmente cierta, pues como se observa enla Tabla 3.1., los rasgos de ilimerización (barni-ces y lamelas) se describen en suelos de distintaszonas de la Región Pampeana, tanto en la zonahúmeda (suelos 1, 2, 3, 4, 5, 6, como subhúmeda(suelos 7, 8, 9); en los suelos zonales (1, 3, 4, 5),intrazonales (2, 8?) y azonales; en las denomi-nadas, Pampa Ondulada (suelos 1, 2, 3), PampaDeprimida (suelo 4), Pampa Arenosa (suelo 5),Pampa Serrana (suelos 6, 7), Pampa Llana Cordo-besa (suelos 8, 9) y en distintas posiciones delpaisaje que exceden el concepto de zonalidadclimática.

En la Pampa Húmeda se podría inferir que el pro-ceso de ilimerización es generalizado. Al anali-zar pedones de asociaciones o complejos queestán en unidades cartográficas contiguas, se en-cuentran diversas situaciones, ya sea que:

1. Posean rasgos de ilimerización (barnices), y gra-do de ilimerización semejante (Suelos de las Sie-rras Australes y Septentrionales Vargas Gil yScoppa, 1973), o distinto (Scoppa, 1978).

2. Algunos posean rasgos de ilimerización (bar-nices) y otros no. Por ejemplo: una catena ubica-da en la zona de 25 de Mayo (Pampa Arenosa),de aproximadamente 200 m entre la parte altade una acumulación medanosa, la pendiente yla parte baja de una depresión interdunaria. Enla zona medanosa los suelos carecen de barnices(Entisoles), en cambio en posiciones más bajasdel relieve se encuentran horizontes iluviales conbarnices abundantes (Hapludoles tapto árgicos),claro está que en este caso no tiene sentidogenético establecer la relación %aB2t o B2/%aA.En la provincia de Córdoba, hay suelos con y sinrasgos de ilimerización, y aquellos que los po-seen, aún con igual grado de expresión, poseendistinta relación entre el contenido de arcilla delos horizontes B y A.

Por otro lado, el hecho que la mayoría de lossuelos de la Región Pampeana se desarrollen ensedimentos loéssicos, condujo en los primerosaños de la pedología argentina a la idea de unacierta zonalidad sedimentaria, tal que los mate-riales originarios se consideraron casi homogé-neos, con solo alguna variación textural en sen-tido este-oeste. Esta idea se tomó de la vertientegeológica, ya que la mayor parte de los sedimen-tos poseen origen eólico y/o fluvial con variacio-nes intrínsecas dentro de un mismo tipo de ma-terial como son los sedimentos loéssicos. Con elavance del conocimiento se establecieron dife-rencias texturales y mineralógicas de los mate-riales originarios de los suelos, propias de cadazona de la Región Pampeana, como tambiénintra-pedónicas heredadas (Bertoldi de Pomar,1969; Morrás, 1999; Zárate, 2003 y trabajos allícitados). Por eso, la totalidad de la arcilla de loshorizontes ricos en arcilla no puede asignarse soloa procesos de ilimerización o transformaciónmineral o neogénesis, sino también a alguna es-tratificación original, que muchas veces es más omenos sutil y no fácilmente visible si no se tieneen cuenta el concepto sedimentario.

La conclusión es que se encuentran distintos gra-dos de ilimerización en suelos de la RegiónPampeana que responden a un conjunto de fac-tores de formación particular en cada caso. Sonparcialmente dependientes del clima general yestarían muy relacionados con la posición de lossuelos en el paisaje y con las característicassedimentarias y edad de los materiales origina-rios. O sea, que en el concepto genético clásico,el proceso de ilimerización se registra en sueloszonales, intrazonales y hasta en los azonales(lamelas texturales).

Tratando de estimar el grado de ilimerización através de la expresión morfológica de campo(presencia de barnices), no es posible establecergrados del proceso para todo el ámbitopampeano, aunque quizás se podría determinarcon más certeza dentro de cada zona; más aún,sería deseable establecer grados de ilimerizacióndentro del concepto de catena, hecho dificulto-so pues la aplicación de este concepto está pocoarraigado en la pedología argentina y si bien haymucha información sobre la presencia del proce-so, no está elaborada en ese sentido.

La evolución de los horizontes B y el grado deilimerización se pueden estimar con cierta certe-za por observación y comparación de rasgos enel campo, tales como expresión y profundidadde barnices, tamaño y profundidad de prismas ocolumnas, colores, etc. La metodología aplicadaen los relevamientos de suelos solo permite lacomparación entre los suelos cuando los méto-dos están normalizados, tema que se tratará másadelante. De todos modos, se suele vincular elgrado de evolución de los suelos con el grado deilimerización, como en una climosecuencia ubi-cada en el límite N de la Región Pampeana, en-tre Santa Fe, Córdoba y Santiago del Estero (INTA,1990a).


Material originarioJuega un papel importante en el desarrollo delproceso de ilimerización a traves de lagranulometría y mineralogía Está mejor expre-sado en los materiales francos que en los arcillo-sos. Con un concepto más amplio, las caracterís-ticas geológicas y/o geomórficas y las propieda-des del material originario son decisivas en elproceso, como se tratará más adelante (por ejem-plo: acción floculante y o dispersante de distin-tos cationes).

Posición geomorfológicaComo factor más específico, permite teorizar queen función de la posición de los suelos en el pai-saje, la capacidad de arrastre mecánico de partí-culas del agua que llega al suelo, ya sea superfi-cial o intrapedónica, difiere en cada caso; porello el grado de ilimerización también sería dis-tinto, en función del escurrimiento superficial,el grado de pendiente, permeabilidad y otros fac-tores que afectan la zona no saturada del perfilhídrico.

Este tema está extensamente tratado en trabajosgeomorfológicos (Conacher y Dalrymple; 1977;Huggett, 1975) que analizan los parámetroshídricos y propiedades de los suelos en los pro-cesos de pendiente, aunque en el país son esca-sas las investigaciones de ese tipo desde la ópti-ca pedológica. Llama la atención esta situaciónen momentos en que los aspectos de impactoambiental deben tratarse tanto a escala de cuen-ca hidrológica como también a escalas de mayordetalle, ya que, por citar un caso, el transportede contaminantes está muy relacionado con lafracción coloidal (Tack et al., 1997) y la capaci-dad conductora del suelo (Lexow, 2002), temaque excede el análisis del proceso en sí mismoen este libro.

En Argentina el tema está planteado pero nodesarrollado. Tal es el caso de los suelos afecta-dos por varios procesos pedogenéticos, entre ellosde ilimerización, presentados en una catena re-gional de 50 km (De Petre et al., 1977); aquí seconsideran conceptualmente los procesosintrapedónicos y los superficiales y los suelos re-lacionados con la posición topográfica. Tambiénen las cartas de suelos se menciona la posicióngeomorfológica de los suelos, aunque el análisisde la dinámica de procesos excede los alcancesde la cartografía de suelos. En estos casos el lec-tor debe poseer conocimientos para deducir losprocesos que han acaecido en cada caso.


El concepto de zonalismo de suelos nació en laescuela rusa con Dokouchaiev y fue una de lastres ideas conceptuales: a) el suelo como cuerponatural, independiente y variante, b) la interde-pendencia de los fenómenos naturales y c) lazonalidad de los suelos (Boulaine, 1989) y seadoptó en los Estados Unidos (USDA, 1938).

En los años 60 y por mucho tiempo se consideróa la Región Pampeana una región caracterizadapor la homogeneidad de los factores formadores(clima templado cálido, húmedo a semiárido,sedimentos loéssicos y vegetación de estepa),aunque con sectores de características propias de-nominadas provincias fisiográficas (Miaczynski yTschapek, 1964). Más allá de esa generalización,los estudios de variabilidad espacial muestran lainfluencia particularizada de los factores de for-mación, ya que para comprender el concepto decatena es necesario reconocer que todos los sue-los son anisótropos. En este punto la anisotropíaes el factor más importante en la determinaciónde los procesos que actuan en los suelos, su gra-do de intensidad y la morfología resultante (Hally Olson, 1991). Así la anisotropía de los suelosresulta de la horizontación pedogénica, sedimen-tación, estructura geológica, hidrología de lazona no saturada, y procesos antrópicos diversos.

ClimaEs el factor de formación preponderante en lailimerización. Para que se produzca este procesoes necesario que el suelo posea un régimenhídrico con contrastes estacionales de humedad,que provea suficiente cantidad de agua para pro-ducir arrastre de arcilla y períodos suficientemen-te secos como para producir la desecación en losmicroporos de los horizontes subsuperficiales. Elexceso de agua es inadecuado para el desarrollodel proceso; tanto es así que bajo el régimen dehumedad perúdico no son comunes los horizon-tes argílicos y en este caso el proceso es deeluviación y no de iluviación y la arcilla es elimi-nada del sistema. Las observaciones indican queun régimen hídrico estacional alternante es elmás adecuado. En Argentina los primeros estu-dios genéticos del proceso de ilimerización se rea-lizaron en climosecuencias (Fadda, 1969; Stephanet al., 1977; Panigatti, 1980; Pazos, 1984). Alvarezy Lavado (1998) establecen una relación regionalgeneral entre el clima y contenido de arcilla delos suelos.


Subprocesos que intervienenen la ilimerización

El proceso de ilimerización comprende un con-junto de subprocesos complejos y dinámicos,entre los que se destacan la movilización y laacumulación de arcilla (McKeague, 1983).

Movilización de arcillaPara ser susceptible de movilizarse, el coloide mi-neral debe estar en estado disperso. Dispersión yfloculación son propiedades electroquímicas delos coloides y están influenciadas por: pH, con-centración de electrolitos, naturaleza del coloi-de, tipo de cationes presentes y presencia de ma-teria orgánica.

El pH influye decisivamente en la estabilidad dela suspensión de arcilla ya que ésta se comportacomo un ácido débil poco disociado. La movili-zación de la arcilla alcanza la máxima intensi-dad en el intervalo de pH entre 5 y 7, y es débil onula fuera de estos límites a causa de la acciónfloculante del Ca2+ y el Mg2+ para pH mayores de7 y del Al3+ para aquellos menores a 5. Tambiénse puede producir dispersión con valores altosde pH si el Na+ domina el complejo de intercam-bio. La naturaleza de los cationes presentes en lasolución micelar e intermicelar actúan según sucarga y radio, y el efecto floculante de loscationes guarda una relación de 1:20:350 paracationes monovalentes, divalentes y trivalentes,respectivamente. Conceptualmente, la presenciade carbonato de calcio evita la dispersión de ar-cilla, aunque se encuentran rasgos deilimerización en suelos carbonáticos (Aguilar, etal., 1983; Pazos, 1990; Imbellone, datos inéditos),donde ambos procesos no son coetáneos. Tam-bién se menciona un posible mecanismo en elque la migración de arcilla se produciría a unaconcentración baja de iones Ca2+2+2+2+2+, durante las pri-meras etapas de humedecimento, cuando aún nose ha alcanzado el equilibrio con la calcita(Wieder y Yaalon, 1978).

La concentración de electrolitos produce una dis-minución del potencial electro-cinético de laspartículas de arcilla, provocando la floculaciónde la suspensión coloidal. El tipo de mineral dearcilla en suspensión tiene influencia ya que deacuerdo a su naturaleza mineralógica varía el nú-mero de cargas eléctricas por unidad de superfi-cie, así como el grado de potencial de actividadde dichas cargas y, por lo tanto, su potencial eléc-trico. La estabilidad de las suspensiones de arci-

lla aumentará en razón directa a su capacidadde intercambio.

Un factor importante es el tamaño de las partí-culas de la suspensión ya que al disminuir el ta-maño aumenta la superficie específica, la densi-dad de carga y la estabilidad en suspensión. Laarcilla fina es más fácilmente transportada quela gruesa; por eso la relación arcilla fina/arcillatotal es utilizada como parámetro para verificarel proceso de ilimerización si el material origi-nario es homogéneo (Kozlovskii, et al., 2001).Además, la materia orgánica facilita la migraciónde arcillas ya que forma con ella complejos ór-gano-minerales móviles.

Acumulación de arcillaUna vez que la arcilla es movilizada en el suelo,en relación con la cantidad de agua y porosidad,se acumula en el perfil por dos mecanismos in-dependientes o conjuntos: depositación físi-depositación físi-depositación físi-depositación físi-depositación físi-ca ca ca ca ca y/o floculación floculación floculación floculación floculación. El último proceso se tieneen cuenta escasamente, quizás porque la expre-sión del primero es más fácilmente identificable.

La acumulación por depositación física se expli-ca en la Taxonomía de Suelos (Soil Survey Staff,1975). Se produce por una paralización del fren-te de agua gravitacional a una determinada pro-fundidad debido a la reducción de lamacroporosidad o, simplemente, por la totalretención de agua gravitacional por parte de losporos y en particular los microporos que gene-ran tensión mátrica.

La orientación y facil identificación de arcillailuvial es sólo posible si no hay floculación, yaque la arcilla flocula desordenadamente en unaestructura abierta llamada «castillo de naipes»(Goldberg et al., 2000); la arcilla translocada quese acumula por floculación es difícil diferenciar-la de la matriz del suelo, aún por métodosmicromorfológicos pues carece de las propieda-des ópticas que poseen las unidades orientadas(extinción y continuidad óptica). La floculaciónse puede producir por aumento de concentra-ción de electrolitos o aumento del pH en hori-zontes subsuperficiales; posiblemente parte dela arcilla de la matriz posee este origen.

Fases evolutivasSe establecen dos fases que pueden actuar suce-sivamente en el proceso de ilimerización:iluviación primaria y secundaria (Jamagne yJeanson, 1978). La primera puede considerarsecomo la «iluviación normal» y se desarrolla ensuelos bien drenados, moderadamente


humíferos, débilmente ácidos y biológicamenteactivos. Las partículas de arcilla se unen al hierroformando complejos estables, migrando conjun-tamente. Es característica la presencia deferriargilanes rojizos y/o amarillentos, conmicrolaminaciones de distinto contenido de hie-rro que indican diferentes fases de acumulación.

La iluviación secundaria o hidromórfica se pro-duce cuando en un suelo maduro comienza adegradarse la estructura del horizonte B, conobliteración de la porosidad y desarrollo de pro-piedades hidromórficas. El suelo se va acidifi-cando progresivamente y se crea un medio re-ductor que produce la desferrización de la arci-lla. En este estado la arcilla forma complejos muyestables con la materia orgánica que puedenmigrar a zonas más profundas del perfil. Esta fasese caracteriza por la presencia de argillanes decolor blanco o gris verdoso, con presencia de limoy materia orgánica. Este proceso conduce a laformación de suelos ilimerizados hidromórficos.

Morfología de los suelos

Cambio textural abruptoLa movilización de las partículas de arcilla se tra-duce en rasgos macroscópicos y microscópicos.Una manifestación macromorfológica es un fuer-te cambio textural en el perfil, con la formaciónde un horizonte superior empobrecido en partí-culas finas (horizontes A y/o E) y horizontessubsuperficiales de acumulación de arcilla iluvial(horizontes Bt), como en Argialboles, Natralboles,Albacualfes, Natracualfes, etc. de la RegiónPampeana (Figura 3.2). Cuando el proceso deilimerización es intenso se forman los denomi-nados «panes de arcilla». La depositación de ar-cilla iluvial concentrada en horizontessubsuperficiales da lugar a revestimientos de ar-cilla que recubren las paredes de los macroporosy/o las superficies de los agregados.

El término planosolización se utiliza en algunoscasos para referirse a suelos (Planosoles) que po-seen cambio textural abrupto entre la porcióneluvial e iluvial del suelo, con una diferencia-ción textural muy pronunciada, generalmenteproducida por ilimerización. El resultado de esteproceso es el desarrollo de suelos con horizontesA-E-Bt-C, vinculados generalmente a relieves pla-nos o deprimidos, vegetación de gramíneas y cli-ma templado húmedo con alternancia bien mar-cadas en la humedad del suelo. Duchaufour (1977)señala tres fases sucesivas en este proceso: 1) unafase inicial que consiste en un empobrecimiento

superficial de arcilla que migra verticalmente, yse deposita en muchos casos en forma de barni-ces pardos o negros sobre superficie de prismasdel horizonte Bt, 2) una fase relacionada con re-acciones de oxido-reducción por presencia de «ca-pas colgadas» sobre el horizonte Bt. Estas reac-ciones, inicialmente limitadas por ser el mediopoco ácido y rico en calcio, favorecen la degra-dación de las arcillas del horizonte E y parte su-perior del Bt, debido al proceso de ferrólisis (vercapítulo 4), 3) una fase de acidificación acentua-da con pérdida de bases de intercambio, que aveces está ausente.

El cambio textural abrupto, además de los ras-gos detectables por distintos métodos, tiene dis-tintos orígenes. Este hecho es reconocido en elsistema WRB (IUSS Working Group WRB, 2006)al desarrollar la génesis de los Planosoles, dondese afirma que el horizonte subsuperficial pocopermeable de textura más fina puede mostrarevidencias de iluviación de arcilla, y señala queaparte de la ilimerización, existen otros meca-nismos causantes del cambio textural abrupto:1) disolución de arcilla en el epipedón, 2) ero-sión, 3) formación de arcilla in situ, 4) destruc-ción de arcilla en los horizontes eluviales.

El cambio textural abrupto es necesario analizarlocuidadosamente, tanto en el perfil de suelo comoanalíticamente cuando interesa conocer su ori-gen, ya que puede ser generado por: a) la evolu-ción avanzada de un proceso normal deilimerización en materiales originarios homogé-neos, o en materiales heterogéneos, o b) por pro-cesos de poligénesis. El distinto origen de esterasgo puede ser a veces, de importancia menorpara la clasificación de los suelos, pero es impor-tante para la correcta denominación de los hori-zontes del perfil y la interpretación genética. Laexperiencia de los autores muestra que en la Re-gión Pampeana se puede confundir los horizon-tes E de un suelo maduro monogenético, con ho-rizontes AC y C de suelos poligenéticos y vice-versa; por ejemplo: A, E, B2t, BC, C (suelomonogenético); A, AC, B2tb, BCb C (suelopoligenético). Adicionalmente, se suma la posi-ble presencia de discontinuidades litológicas, sos-pechadas (Pazos y Stoops, 1987, Ferrer et al., 2001)y mencionadas por distintos autores, tema éstesomeramente tratado en Argentina y abordadomás profundamente en pocas investigaciones(Camilión e Imbellone, 1984; Nabel et al., 1999).Es de mencionar la relación que establece Pazos(1989) entre la génesis y la clasificación deArgiudoles con horizontes A2 incipientes y cam-bio textural abrupto de la Región Pampeana.


Sobre la base de rasgos morfológicos,micromorfológicos y algunas propiedades de lossuelos propone la definición de extragrados parasuelos que responden a las características deArgiudoles y poseen cambio textural abrupto,denominándolos Argiudoles abrúpticos. AquellosArgiudoles que además poseen rasgoshidromórficos serían intergrados a los Alboles, osea Argiudoles álbicos. Los Argiudoles abrúpticosfueron incorporados a la Taxonomía de Suelosen 1996 (Pazos y Roca, 2006).

Un caso particular sin antecedentes en Argenti-na, es el de suelos bisecuales. Los suelos bisecuales(bisequal) suelen formarse donde en un mismopedón hay dos conjuntos de procesos deeluviación e iluviación (secuos), por ejemplotranslocación de hierro/aluminio en la partesuperir del suelo (secuo E-Bs) y translocación dearcilla más profunda (secuo E-Bt), Oi, E, Bhs,Bs,E´, Btx1, Btx2, CBg, 2Cg; A, E, Bs1, Bs2, E´x, Btx,Bx, BC (Schaetzl, 1996; Schaetzl y Anderson,2005). Definiciones: Bisecual es un suelo consti-tuido por dos secuos, uno arriba del otro en elmismo depósito (Soil Science Society of America,2001). Un secuo (inglés, sing.:sequum; pl.:sequa)es el par formado por un horizonte eluvial arri-ba y un iluvial abajo, generalmente un E y un Binfrayacente.

Lamelas texturalesTextural subsoil lamellae (Dijkerman et al., 1967),clay bands (Gile, 1979), lamellae, plural, lamella,singular (Soil Survey Staff, 1999). Son rasgosmacromor-fológicos de ilimerización y consistenen acumulaciones de arcilla en forma de láminasque alternan con niveles arenosos. Poseen me-nos de 5 mm de espesor, generalmente la orien-tación de las láminas entre sí es convoluta, sononduladas y discontinuas. Suelen ser más ricasen arcilla y hierro que la matriz circundante ypor eso más rojizas (Schaetzl, 1992, Rawling,2000). Se encuentran en la parte inferior delsolum e infraciendo a horizontes A, E, Bs o A, E,Bw en suelos con fuerte horizontación. Poseenun límite superior abrupto y el inferior es difu-so. Contrariamente, las obsevadas enUdipsamentes del Albardón Costero de Santa Fe,poseen límite superior e inferior abrupto.

Las lamelas se designan como horizontes Bt y laszonas entre ellas como horizontes E. Dada laimposibilidad de describir cada lamela indepen-dientemente se agrupan y denominan colectiva-mente como horizontes E&Bt o Bt&E, ya sea quedomine la arena limpia o las bandas. La zonacon lamelas se califica como horizonte argílico

cuando el espesor de cada una tiene 0,5 cm omás de espesor y sumando sus espesores se tota-liza 15 cm o más. Además, debe haber un incre-mento de arcilla respecto a los horizontessuprayacentes (Soil Survey Staff,1999). Se descri-ben principalmente en Entisoles (Berg, 1984),Alfisoles (Kemp y McIntosh, 1989) y Espodosoles(Schaetzl, 1992) con texturas gruesas, conpredominancia de arena fina, muy fina, limo yen clima húmedo a semiárido.

Numerosas investigaciones tratan acerca del ori-gen de las lamelas (Dijkerman et al., 1967; Berg,1984; Schaetzl, 1992; Rawling, 2000) aunque losprocesos que las generan no se conocen con exac-titud. La mayoría de ellas les asignan origenpedológico aunque también pueden serestratificaciones propias del material originarioy en ese caso se denominarían láminas. La dife-renciación de unas y otras depende de la habili-dad al describirlas en el campo. Muchas acumu-laciones de arcilla parecen lamelas pero son ca-pas sedimentarias con planos de estratificaciónvisibles y en ocasiones se encuentran tan profun-das que no serían pedogenéticas, a menos quepertenezcan a paleosuelos (Paisani, 2004). Cual-quiera sea su origen inicial, se acepta que lailuviación de arcilla modifica y altera la textura,posición, espesor, espaciamiento y característi-cas químicas de las bandas de arcilla.

La pedogénesis es esencial para la formación debandas de arcilla (Berg, 1984 y trabajos allí cita-dos). Se formarían por uno o más de los siguien-tes procesos: 1) ciclos de humedecimiento y se-cado del suelo que producen sedimentación dearcilla en frentes de humectación inestables, 2)zonas calcáreas que producen floculación de ar-cillas, 3) floculación conjunta de hierro y arcilla,4) diferencias en la distribución del tamaño departículas del material originario(discontinuidades litológicas) que generandiscontinuidades capilares.

La iluviación de arcilla en lamelas se comprobóexperimentalmente en columnas de arena (Bond,1986). Los procesos de tamizado pueden actuarengrosando las bandas arcillosas, especialmenteen los suelos de textura más fina. Lasdiscontinuidades litológicas pueden detener elfrente de humectación donde está el cambiotextural o cerca del mismo, favoreciendo la for-mación de bandas arcillosas. La posicióntopográfica contribuiría a la formación de lasbandas, ya que los suelos ubicados en pequeñasdepresiones o cercanos a ellas, poseen lamelasmás espesas y superficiales que las ubicadas enzonas altas (Schaetzl, 1992).


Las lamelas pedogenéticas son muy finas y pue-den cortar los planos de estratificación. Se for-man por el agua percolante que arrastra peque-ñas cantidades de arcilla en suspensión y la de-posita en bandas finas. El límite del frente dehumectación en suelos arenosos tiene formageneralmente ondulada y allí se depositan ini-cialmente las pequeñas cantidades de arcilla ini-cial que constituye la lamela incipiente. Una veziniciado el proceso, la «protolamela» actúa comofiltro de posteriores humectaciones y se comien-za a espesar. La pregunta es porqué el frente dehumectación se detiene donde lo hace. Cuandola arena posee algún grado de estratificación sesupone que la lamela comienza a formarse don-de existe una sutil discontinuidad del tamaño delos poros del material (Soil Survey Staff, 1999).

También se postula que el frente de humecta-ción no se mantiene estático y la iluviación dearcilla se produce mientras aquél se está movien-do. Durante el movimiento del frente de humec-tación, los coloides son continuamente arrastra-dos. En ese punto puede producirse una alta con-centración de coloides, forzando a la arcilla adepositarse, aun cuando el frente de humecta-ción continúe su desplazamiento (Bond, 1986).También puede haber floculación que forma labanda arcillosa, donde hay aumento local de pHo de contenido de óxidos de hierro libres. Así,las lamelas se formarían rápidamente ya quepequeñas cantidades de arcilla son fácil y rápi-damente movilizadas en materiales arenosos(Berg, 1984).

Numerosos autores consideran que las lamelasse forman inicialmente en la parte superior delsolum y con la acidificación temporal del suelo,aumentan de espesor y contenido de arcilla, aun-que también pueden degradarse. Se produciríaun movimiento episódico de degradación de laslamelas con migración y depositación hacia zo-nas inferiores del solum (Soil Survey Staff, 1999).Esta migración podría acontecer también a par-tir de bandas de arcilla en planos de estratifica-ción (Schaetzel, 2001). Cualquiera sea el origende las lamelas, podríamos pensar como Rawling(2000) que las mismas constituyen un buen ejem-plo en Pedología donde una misma forma sepuede generar por diferentes caminos.

En el país no existen investigaciones sobre eltema. Se mencionan en la provincia de Santa Fe,en Udipsamentes álficos (actualmenteUdipsamentes lamélicos) y Udipsamentes taptoárgicos, desarrollados en antiguos albardones delrío Paraná (INTA-MAG Santa Fe, 1981, 1983), y

«formadas a partir de acumulaciones de arcillasobre granos de arena» (INTA, 1990c).

En la llanura costera del río de la Plata se en-cuentran dunas asociadas al borde exterior decordones conchiles, en contacto con la planiciealuvial del estuario. Estas geoformas, constitui-das por arenas terrígenas de origen continentaly marino, se depositaron durante el episodio re-gresivo de la transgresión holocena. En dunas delpartido de Punta Indio se observaron variaslamelas en el horizonte C de un Udipsament en-tre 1,10 y 1,40 m de profundidad; el espesor esde 2 a 5 mm, forma irregular y se disponen demanera subparalela (IGS, 1988).

Las lamelas de la Figura 3.3 se observaron en elcampo (sin saber con exactitud la distribuciónareal del fenómeno) en un suelo semejante aldescrito inicialmente en una duna (35º 10´00´´ S,57º 21´00´´O) como A, AC, C, 2Btkb (Imbellone,1996) y muy representativo para la zona. En elsuelo actual la fracción arena tiene predominan-temente distribución unimodal entre 2 y 3 φ (are-na fina, 250-125 μm), muy marcada en el mate-rial originario, y semejante a la encontrada porSpalletti y Mazzoni, (1979), en médanos del lito-ral bonaerense Si bien en estos suelos no se rea-lizaron investigaciones específicas sobre laslamelas, se podría suponer que la meteorizaciónen dunas de arena, con alto porcentaje de cuar-zo, no produciría fácilmente concentraciones dearcilla en intervalos de tiempos holocenos. Elorigen del escaso contenido de arcilla en las du-nas estaría relacionado con la depositación dematerial originario, aunque las lamelas tendrianorigen pedogenético por la granulometría delmaterial y el clima húmedo.

En el sur de la provincia de Corrientes (Departa-mentos de Sauce y Curuzú Cuatiá, Ligier et al.,2001) describen Udipsamentes lamélicos, ubica-dos en albardones con pendientes de 1-3%, conpresencia de lamelas texturales finas sin orienta-ción definida dentro de los primeros 200 cm. Porejemplo, la Serie Estancia Madre posee horizon-tes: A1, A2, AB, Eb, 2Btvb y lamelas en el AB evi-denciadas por puentes de arcilla incipientes, en-tre 50 y 70 cm de profundidad.

Horizonte BetaUn horizonte Beta B, es un horizonte Bt que estádebajo y separado del horizonte Bt principal dela parte superior del solum (Schaetzl y Anderson,2005). Es un tipo de acumulación constituida porun nivel de pequeño espesor (menos de 5 cm)con fuerte enriquecimiento en arcilla y formada


debajo del horizonte B. Esta lámina se denomi-nó horizonte Beta y se demostró su origen iluvial(Bartelli y Odell, 1960 a y b; Mathieu y Stoops,1974). El primero es un trabajo clásico y describeacumulaciones de arcilla iluvial que se producenen el contacto entre depósitos de till glacial y elmaterial suprayacente, en discontinuidadlitológica.

El horizonte Beta se encuentra en áreas con in-fluencia glacial, se caracteriza por poseer coloroscuro, límite inferior abrupto e irregular y cam-bio textural abrupto, sobre todo en los suelospodzólicos bien drenados. También se lo identi-ficó en Argiudoles típicos con un solum de aproxi-madamente 90 cm desarrollado sobre loess y ca-lizas infrayacentes (Ballagh y Runge, 1970).

A diferencia de la acumulación iluvial de arcilla,típica de suelos monogenéticos de regiones hú-medas, donde el contenido de arcilla aumentacon la profundidad en los horizontes B2 y luegodecrece progresivamente en los horizontes C, haysuelos donde este decrecimiento de arcilla no seencuentra. En cambio, hay una segunda zona deacumulación de arcilla, en contacto con elsustrato, correspondiente al horizonte Beta.

El horizonte Beta es un horizonte genético y laevolución está influenciada por el movimientodel agua percolante, hecho verificado en obser-vaciones catenarias, donde la mejor expresión delhorizonte se encuentra en las posiciones mejordrenadas del paisaje y están ausentes en las maldrenadas.

No existen investigaciones en el país acerca dehorizontes Beta, pero las condiciones genéticasestarían dadas en suelos con suficiente aportehídrico, textura adecuada y capa de tosca cerca-na a la superficie que limite el descenso del fren-te de humedad, como en el SE de la provincia deBuenos Aires. De hecho, Pazos (1990) mencionala posible presencia del mismo en Molisoles quese encuentran en el piedemonte de las Sierras deBalcarce.

Horizonte ágricoEs un horizonte iluvial que subyace a un hori-zonte Ap o está dentro de grietas profundas ensuelos arcillosos y se forma después de largosperíodos de cultivo. Estos horizontes poseen plas-ma fino, arena muy fina y partículas orgánicasfinamente granuladas provenientes de un hori-zonte sobreyaciente cultivado y fertilizado; laarcilla iluvial y humus rellenan los vacíos deja-dos por actividad biológica y cubren paredes de

agregados o se acumulan como lamelas o fibrassubhorizontales y se denominan colectivamenteagricutanes (agricutans). Se forman por rupturaestructural y disminución de densidad aparentede los horizontes superficiales del suelo cuandose prepara para el cultivo. La formación depen-de de la capacidad del suelo para producirparticulas que se movilicen fácilmente en suelosarados y de la capacidad conductora y estadogeoquímico del suelo (Jongerius, 1970). Los ho-rizontes ágricos en suelos enterrados holocenosson importantes para identificar procesos deagriculturización en investigaciones arqueológi-cas (Courty et al., 1989). En una toposecuenciadel SE de la provincia de Buenos Aires (estudiadaen la Estación Experimental del INTA Balcarce) sedescriben detalladamente horizontes ágricos enSolonetz solodizados. Un suelo representativoposee cambio textural abrupto entre los horizon-tes A2 (20-38cm) y B2t (38-60 cm). La mezcla delsuelo por actividad biológica es notable y se ob-serva abundantes canales rellenos de la mismaque sugieren homogeneización del suelo, con si-multáneo proceso de ilimerización evidenciadapor revestimientos de arcilla iluvial (Pazos yStoops, 1987).

Relacionando las características del procesodescripto con las ideas de evolución pedológica,éste sería un ejemplo del modelo de evoluciónpedológica regresiva de Johnson y WatsonStegner (1987), donde la mezcla intrapedónicada identidad a nuevos horizontes, como en elcaso el horizonte ágrico. Así, la evolución delsuelo muestra un avance bidireccional simultá-neo de horizontación y haploidización:profundización del horizonte E a expensas delBt, translocación de arcilla, mezcla de horizon-tes eluviales e iluviales con incorporación de ma-teria orgánica y formación del horizonte ágrico.

Costras iluvialesEn la superficie de los suelos se forman costrasde distintos orígenes. Las costras iluviales super-ficiales se forman debido a la iluviación de partí-culas finas (limo y arcilla), por la acción de laslluvias, sobre todo por el impacto de las gotasde lluvia sobre la superficie del suelo desnudo(Bresson y Calot, 1992). McIntyre (1958 a, b) des-cribe el proceso y lo denomina «washing in», queno es estrictamente un proceso de ilimerizaciónaunque también interviene la iluviación de lafracción arcilla. Utiliza la expresión partículas fi-nas y no partículas de arcilla aunque da impor-tancia a la dispersión del material. En cambio,otros autores claramente consideran la iluviaciónde partículas de arcilla (Smith et al., 1990). Así,


los puentes y rellenos de limo y revestimientostexturales entre vacios de compactación y agre-gados son claros rasgos de iluviación. Costras es-tructurales con intervención del proceso deiluviación se estudian en Argentina en el ambien-te patagónico, en Aridisoles que poseen horizon-tes subyacentes con rasgos de ilimerización per-tenecientes a ciclos pedológicos antiguos (Bouzaet al., 1993; Bouza, 1995; Bouza y Del Valle, 1998).Este tema es muy importante desde el punto devista aplicado, sobre todo en regiones húmedaspor la dificultad que generan en la emergenciade plántulas y disminución de la infiltración(Montico y Zerpa, 1993) (Figura 3.4). En Argenti-na se menciona frecuentemente la presencia decostras en los trabajos de campo (Michelena etal., 1989) pero el tema tiene escaso desarrollobásico.

Horizonte argílicoEl horizonte argílico es un horizonte de diag-nóstico en Taxonomía de Suelos (Soil SurveyStaff, 1975) formado por ilimerización y defini-do por parámetros macromorfológicos,granulométricos y micromorfológicos (Buol yEswaran, 1977; Mc Keague, 1983). A los efectosde no limitar la extensión del procesopedológico a un concepto taxonómico y evitarconfusiones, en las discusiones generales se de-nominará: a) horizonte argílico a todo aquelhorizonte que presenta rasgos de iluviación dela fracción arcilla y b) minerales arcillosos o dearcilla cuando se hace referencia a especiesmineralógicas.

Hay acuerdo general en que la arcilla se dispersaen los horizontes superiores de suelos con hori-zonte argílico, se mueve en suspensión hacia loshorizontes subyacentes y queda inmovilizadacomo argilanes de iluviación. Inicialmente sepensó que todos los suelos con evidencia de arci-lla translocada los poseían. Esta fue una ideademasiado simplista pues hubo dificultad en re-conocer argilanes de iluviación en Argides detextura fina; también se confundió arcilla orien-tada por esfuerzos en la superficie de los agrega-dos (Nettleton et al.,1969), como se presentan enlas superficies de deslizamiento de los horizon-tes con características vérticas; sin embargo, ac-tualmente se sabe por estudios micro-morfológicos que la arcilla iluvial, en suelos conelevados contenidos de arcilla, se halla en vacíosde conducción de la matriz en los horizontes in-feriores del solum, donde la actividad física norompe los agregados (Scoppa, 1978; Imbellone,1980; Imbellone y Giménez, 1990).

Considerando el grado de desarrollo de los hori-zontes argílicos, suele referirse a los mismos comojóvenes o muy evolucionados. . . . . Los primeros co-rresponderían a los Alfisoles y los segundos a losUltisoles, aunque hay excepciones ya que mu-chos suelos viejos no son suficientementelixiviados como para reunir los requisitos de losUltisoles (Bullock y Thompson, 1985). La princi-pal diferencia entre horizontes argílicos jóvenes(comunes) y horizontes argílicos más viejos(paleoargílicos) es la cantidad y posición de la arci-lla iluvial, y se caracterizan sobre la base de rasgosmacro y micromorfológicos (Avery, 1973):

Horizontes argílicos comunes («ordinary»). Laarcilla se encuentra como recubrimientos sobreagregados y vacíos y poseen muy escasosrecubrimientos inmersos en la matriz que nopueden atribuirse a relleno de vacíos. Se han for-mado después de la última glaciación y suelencontener menos del 8% de arcilla iluvial.

Horizontes paleoargílicos («paleargillic»). El con-cepto central de horizonte argílico es la presenciaen el perfil de una zona de enriquecimiento dearcilla que subyace a una eluvial, de la cual pro-vienen las partículas. Sin embargo, en los suelospoligenéticos formados por procesos de erosión ysedimentación, los argillanes de horizontes Bt se-pultados pueden no estar relacionados temporal-mente con procesos de iluviación recientes.

Los horizontes paleoargílicos poseen unamicrofábrica muy compleja, con numerosos cuer-pos de arcilla birrefringente inmersos y enrojeci-mientos de la arcilla. Mucha arcilla iluvial apare-ce como revestimientos quebrados y si hay algu-nos en vacíos, generalmente se atribuyen a pe-ríodos de reciente depositación. Se habrían for-mado por lo menos en el transcurso de uninterglaciar y contienen más del 30% de arcillailuvial. En el campo se pueden identifican por elcolor del material ya que los recubrimientos pue-den ser escasos. Micromorfológicamente, se dis-tinguen por la cantidad y posición de la arcillailuvial, y además por:a) color de los recubrimientos: pardo amarillen-tos (común), «amarillo huevo» (paleoargílico) yb) color de nódulos y segregaciones: 5YR (común),5YR o más rojo (paleoargílico)

Horizontes argílicos en microdepresiones. Exis-te un interés creciente en el estudio de las varia-ciones pedológicas que acontecen a escalas gran-des, como las que ocurren en microrrelieves. Esinteresante mencionar la influencia catenaria enla presencia de suelos con horizontes argílicos


constitutivos de complejos de suelos, hecho ob-servado en distintas zonas de la RegiónPampeana tanto a escalas de mesorrelieve comode microrrelieve.

En el sector nororiental de las Sierras Australesde la provincia de Buenos Aires la posición cate-naria tanto como el microrrelieve poseen influen-cia en las propiedades morfológicas del horizon-te argílico, tales como profundidad, espesor ygrado de desarrollo (Villegas et al., 1998). Enzonas planas de la Región Pampeana como elcentro oeste de Santa Fe (Pampa LlanaSantafesina) el techo del horizonte argílico sepuede encontrar a profundidades variables enfunción del microrrelieve, en distancias muy cor-tas y diferencias topográficas menores a 15 cm.Así se generan polipedones de muy reducida su-perficie, distribución intrincada y sin un ordendefinido. En estos casos, la variación de lospedones (y polipedones) se produce con diferen-cias de centímetros y la individualización super-ficial como también los procesos generados porla diferencia topográfica, es sólo posiblecartografiar y cuantificar mediante estudios dedetalle (Panigatti et al., 1971; Imbellone, 2006).Esta heterogeneidad edáfica generada por elmicrorrelieve también se muestra en el centrode la provincia de Santa Fe en una transecta de15 a 20 m en la que se encuentran 5 Subgrupos:Serie Esperanza, Argiudol típico; Serie Pilar,Argiudol ácuico; Serie Santa María Norte,Argialbol típico; Serie Las Prusianas, Natralboltípico; Serie América, Natracuol típico (Hein, etal., 1989).

Un concepto clásico en Pedología es que en laszonas bajas de un relieve actual suavemente on-dulado, se produce mayor diferenciación y evo-lución de los suelos. En zonas húmedas como laRegión Pampeana la evolución normal de lossuelos estaría acentuada en zonas relativamentemás bajas del terreno y consecuentemente lailimerización primaria y secundaria. Este concep-to teórico se verifica en algunos estudios, aun-que es necesario prestar atención a la influenciade procesos geomórficos no actuales que mode-lan la superficie y generan paleosuperficies.A continuación se presentan dos casos de estu-dio que muestran la influencia de la heteroge-neidad superficial del relieve a escala regional ylocal en la distribución de los suelos. En amboscasos los suelos presentan una gran variabilidady están cartográficamente reunidos en Comple-jos de suelos con distintos elementos constituti-vos en proporciones variables.

CASO 1. NORTE DE LA REGION PAMPEANA. PRO-VINCIA DE SANTA FE. En la Pampa LlanaSantafesina las pendientes son extensas y de bajogradiente, (inferior a 0,3%), y los suelos suelendiferir en distancias de pocos metros enSubgrupos, Series o fases. A grandes rasgos sepuede afirmar que coexisten dos conjuntos desuelos, uno que acompaña las variaciones de lapendiente regional E-O de la provincia(macroescala- macrorrelieve), y otro local, super-puesto con el anterior, en cada una de las posi-ciones anteriores (microescala microrrelieve).

En una transecta de 20 km desde la Pampa LlanaSantafesina hasta los Bajos Submeridionales, cadauno de los Subgrupos regionales está presente enel microrrelieve. Las tres macrounidades del sec-tor oeste de relieve más alto poseen aptitud agrí-cola, mientras que en los complejos de las zonasmás bajas ésta es menor, disminuyendo a medi-da que los suelos se hacen más alcalinos y salinosen el sector oriental con predominio deNatracualfes. El conjunto de suelos de lasmicrodepresiones modifica las unidadescartográficas regionales, así los Argiudoles típicosmejor drenados, de las zonas más altas están acom-pañados por Argiudoles ácuicos y Argialboles enlas microdepresiones (Figuras 3.5 y 3.19).

En cada unidad del macrorrelieve, elmicrorrelieve genera un conjunto genético desuelos de mejor clase de drenaje en la microlomay otro de peor clase en la microdepresión. Porejemplo, si en el macrorrelieve se encuentranArgiudoles ácuicos, en el microrrelieve las lomasestán formadas por Argiudoles típicos y las de-presiones por Argialboles. Este concepto se apli-ca a todas las unidades de la macrotopose-cuencia. En algunas cartas de suelos la compleji-dad es tan grande que algunas unidadescartográficas están integradas por cuatro o mássuelos, los que no se identifican por su bajarepresentatividad y razones prácticas (gruposindiferenciados).

La distribución y complejidad de las unidadescartográficas varía con la pendiente regional E-O, y en ese sentido a medida que la altura sobreel nivel del mar es menor, pueden variar de 70%de Arguidoles típicos con 15% de Argiudolesácuicos y 15% de Argialboles, con proporcionesvariables hasta llegar a 80% de Natracualfes consolo 10% de Natracuoles y Natralboles.

En una microcatena de 25 metros de extensión ydiferencia topográfica de menos de 10 cm (Figu-ra 6.2), se establecen complejos de suelos consti-


Figura 3.5. Block diagrama del macrorrelieve. Subgrupos de suelos en el relieve regional.

La ilimerización es un proceso muy desarrolladoen todos los suelos mencionados, aunque su gra-do no es cuantificable con la información dispo-nible en las cartas de suelos, principalmente porla metodología utilizada en los análisisgranulométricos.

CASO 2. CUENCA MEDIA DEL RIO LUJAN. PRO-VINCIA DE BUENOS AIRES (Costa, 2003). En lacuenca media del río Luján los interfluvios derelieve plano convexo y escaso gradiente (0,25-1%) presentan microdepresiones con escaso des-nivel y superficie variable. En este ambiente sedetectaron numerosos casos de respuestaheterogénea de los cultivos, posiblemente rela-cionados con la heterogeneidad edáfica. Pormencionar algunos: 1) la preparación de la camade siembra presenta dificultades pues la labran-za se produce en distintas condiciones de hume-dad produciendo un disturbio diferencial ya queen las microdepresiones el contenido de agua delsuelo puede superar el índice plástico; 2) Hay va-riación en praderas implantadas de alfalfa(Medicago sativa) ya que ésta no prospera en las

tuidos por pedones correspondientes a: Argiudoltípico, Argiudol ácuico, Argialbol típico, desdela parte más alta (convexa) hasta la más baja (cón-cava) de la microcatena. En estos suelos habríadiferenciación pedológica «normal» y hasta condegradación del horizonte argílico y generaciónde eluviales en las microdepresiones, donde eltecho de horizonte iluvial se encuentra menosprofundo (Panigatti, 1980),

microdepresiones; igualmente se vieron afecta-dos el pasto ovillo (Dactylis glomerata) y lacebadilla criolla (Bromus catharticus).

Como en el ejemplo anterior, se toma como basela cartografía regional a escala de semidetalle1.50.000 y las fotografías aéreas, que muestrantexturas heterogéneas con alternancia de tonosclaros (microdepresiones) y grises oscuros(microlomas) en un patrón irregular. La morfo-logía local, superficial y subsuperficial del terre-no a escala detallada 1:500, indica que la variabi-lidad espacial de los suelos está vinculada tanto ala morfología del microrrelieve superficial comosubsuperficial, y principalmente a éste último(Figura 3.6). En las microlomas los horizonteseluviales y transicionales de Argiudoles típicosposeen mayor espesor que en los Argiudolesácuicos de las microdepresiones, de tal maneraque el techo del horizonte B está a mayor profun-didad en los primeros que en los segundos.

En este caso, si se pasa por alto la topografíasubsuperficial, generada por un procesogeomórfico (el techo del horizonte B es unapaleosuperficie) se pensaría que existe una evo-lución puramente pedológica en función de al-gunas propiedades morfológicas de los suelos,ya que éstos poseen fuerte cambio textural en-tre horizontes eluviales e iluviales, grado deilimerización y desarrollo estructural fuerte de loshorizontes iluviales e índice I/E: 1,77 en microlomasy mayor, (1,85) en las microdepresiones.Superficies


reducidas (de 4,5 y 1 ha) presentan dos suelosque desde el punto de vista cartográfico consti-tuyen un complejo con proporciones variablesde uno y otro. La varibilidad espacial dependede la profundidad a que se encuentra el techodel horizonte B. Este hecho influyemarcadamente en la vegetación tal que simplevista se observa que en la microdepresión predo-minan leguminosas principalmente trébol blan-co y en el resto de la unidad abundan lasgramíneas.

La comprobación que no existe correspondenciaentre la morfología superficial del terreno y lasubsuperficial del techo del horizonte B fuerte-mente ilimerizado, generada un estudio degeomorfología de suelos en escala detallada, abrenuevos caminos de pensamiento acerca de laimportancia de la Pedología en estudios delCuaternario si se piensa que el techo de los hori-zontes iluviales constituye una paleosuperficie,que estaría labrada sobre el suelo S2 (horizonteBt) de Iriondo y Kröling (1995).

Analizando ambos casos de estudio cabría pre-guntarse si el origen del microrrelieve sería se-mejante, con la diferencia que en el primero elenfoque del estudio es puramente pedológico, adiferencia del segundo donde se suman concep-tos geomorfológicos.

Figura 3.6. Mapa topográfico superficial. Equidistancia 0,20m. Escalaoriginal E: 1:500. Partido de Luján. Provincia de Buenos Aires.Costa, 2003.

Horizontes argílicos degradados. El proceso porel cual los horizontes argílicos se alteran en hori-zonte o materiales álbicos se denomina degra-dación. Este proceso es muy estudiado desdemediados del siglo XX en una amplia variedadde suelos: Espodosoles, Alfisoles y Ultisoles. Lapresencia de acumulaciones de material silíceode tamaño arena y limo sobre la superficie delos agregados de la parte superior del horizonteargílico es la evidencia de degradación activa yse la calificó como: revestimientos gris pálido(pale gray coatings), polvo síliceo (silica powder),silanes (silans) y masas Be (Be masses).

Típicamente tiene lugar en el techo del horizon-te argílico donde los procesos eluviales remue-ven y destruyen los materiales originales y los yaedafizados (Homes y Stace, 1968). Algunas de lashipótesis que tratan de explicar la presencia derevestimientos álbicos sobre las caras de los agre-gados en las zonas degradadas incluyen: 1)meteorización y desintegración de las estructu-ras cristalinas de los minerales arcillosos, 2)translocación de arcilla desde la parte superior ala inferior de los horizontes B, 3) combinaciónde destrucción y translocación de arcilla. Se ob-servó en horizontes B arcillosos degradados, dis-tintos grados de destrucción de arcillas desde casicompleta a ausente (Bullock et al., 1974). Los pro-cesos mencionados se registran tanto en suelos


bien drenados como pobremente drenados,incrementándose las evidencias en este sentido.

El rasgo micromorfológico más común asociadoa procesos de degradación del horizonte argílicoson los revestimientos de limo y/o arena media yfina a lo largo de caras verticales de agregados.Estos son generalmente más claros y contienenmenor tenor de arcilla y hierro que el interior delos agregados adyacentes y suelen ser más nota-bles cuando el suelo está seco. En suelos sobreloess, los recubrimientos consisten en partículasde limo grueso, mientras que en Alfisoles desa-rrollados sobre till se han hallado lenguas ointerdigitaciones de material álbico desde el ho-rizonte E hasta el Bt, tan bien desarrollados quelos suelos pueden clasificarse dentro de los Gran-des Grupos Glos (ej. Glosacualf) o subgruposglósicos en Taxonomía de Suelos (Soil SurveyStaff, 1999). En el sistema WRB los Albeluvisolesagrupan a los suelos que poseen «lenguasalbelúvicas».

En cortes delgados de horizontes argílicos degra-dados son evidentes los recubrimientos de mate-rial más grueso en la superficie de los agregadosque el del interior de los mismos. Arcilla y hierroson eliminados, dejando granos esqueletales, quealgunos autores denominan silanes. El interiorde los agregados de un horizonte degradado essimilar al Bt no modificado con revestimientosiluviales prístinos.

El fenómeno de degradación de horizontesargílicos se estudió detalladamente en secuen-cias del oeste de Europa: suelo pardo – suelopardo poco lixiviado – suelo lixiviado – suelolixiviado degradado – suelo lixiviado glósicohidromórfico. Los rasgos micromorfológicos ha-llados en este último son (Bullock y Thompson,1985):

Fracción esqueletaria (skeleton fraction): poseemarcada heterogeneidad en la distribución delos granos del esqueleto. En las lenguas hay ca-pas donde el plasma se eliminó totalmente de-jando granos de tamaño arena y limo.

Plasma (plasma): la distribución del plasma esvariable. El plasma posee baja birrefringenciadebido a la presencia de segregacionesferruginosas, las cuales son particularmente evi-dentes en la base del horizonte E y parte degra-dada del horizonte Bt. Segregaciones localesimpregnan la fábrica plásmica original. Algunaszonas pierden hierro pero poseen igual distribu-ción de partículas que la matriz; así, hay zonas

grises debido a la eliminación de arcilla y otrasdel mismo color debido a la eliminación de hie-rro asociado a condiciones reductoras. La fábricaplásmica es principalmente silasépica, débilmenteesquelsépica en el horizonte A, y se hace masépicaen el B.

Revestimientos (coatings): son particularmentecomplejos e incluyen: ferriargilanes simples, mo-deradamente orientados con baja birrefringencia(menos que el suelo pardo); concentracionesalternantes de capas arcillosas y limosas; bandasoscuras ricas en Fe y/o Mn, interestratificadas conlas bandas arcillosas. En los horizontes Btg y BCgxse encuentran recubrimientos de arcilla de coloramarillo claro como rasgos de iluviación secun-daria asociada con desferrización de arcilla enambientes hidromórficos.

Nódulos (nodules): están compuestos por óxidosde hierro, tienden a presentar límites netos enlos horizontes A, E, y Bg, mientras que en loshorizontes Bt los límites se hacen difusos.

Los procesos de degradación descriptosprovendrian de la eluviación de arcilla desde laparte superior del horizonte Bt con incrementode espesor del horizonte E. Se produce un au-mento en el relleno de poros y en la densidad dela porción inferior de ese horizonte, producien-do la obstrucción del movimiento del agua, es-tableciendo estados de hidromorfia temporariadurante períodos cortos y alternantes de condi-ciones anaeróbicas (Vepraskas y Wilding, 1983).Otros autores sugieren que la degradación delhorizonte argílico se relaciona con la descompo-sición química de la arcilla debido a la fluctua-ción de la capa freática. Brickman, (1970,1979)desarrolla el modelo denominado ferrólisis paradescribir la descomposición de arcilla en medioácido de suelos estacionalmente húmedos, inclu-yendo Alfisoles y Ultisoles.

Procesos físicos también inervienen en la degra-dación de horizontes argílicos. La degradaciónde la zona eluvial situada encima de un fragipánse puede producir por movimiento lateral deagua sobre el fragipán, removiendo arcilla y pro-ductos de meteorización (Miller et al., 1971). Lapresencia de pápulas en horizontes Bt se atribu-ye a procesos de expansión y contracción. Sinembargo, la ruptura física no permite explicar ladiferencia entre la zona exterior e interior de losagregados en un horizonte degradado.

En el norte de la Región Pampeana (Centro deSanta Fe y Pampa Llana Santafesina) hay una gran


superficie con suelos cuyos horizontes B estánafectados por procesos de degradación produci-da por excedentes hídricos, que si bien sonaperiódicos y de corta duración, saturan partedel perfil y dejan su impronta en varias caracte-rísticas. Suelen estar asociados a microdepre-siones, como se mencionó anteriormente y co-rresponden principalmente a los Argiudolesácuicos con horizontes A&B (E/B), B&A (B/E), Bcon la parte superior de los prismas lixiviados,donde se puede apreciar a simple vista su morfo-logía en las superficies de los agregados lixiviados(A2, actualmente E) y el interior de los mismoscon netas características de B. También se pue-den presentar en lugares planos o ligeramentecóncavos, formando manchones de Argiudolesácuicos o Argialboles en complejos con otrosSubgrupos. Es común encontrar degradacion deltecho del horizonte B en Natralboles y Natra-cuoles en áreas con capas salinas cercanas a lasuperficie y en Albacualfes de depresiones o áreascóncavas, asociadas a zonas bien drenadas. A lascaracterísticas mencionadas se agrega la presen-cia de horizontes E incipientes, interdigitacionesy presencia de columnas en diversos estados dedesarrollo, en suelos evolucionados sobre loess,principalmente formando complejos de suelos enlas zonas planas de Santa Fe (INTA, 1988 a y b;1990 a y b; 1991; INTA-MAG, 1981) (Figura 3.7).

Tanto la presencia de granos de arena desnudosen las caras de los agregados, caras de prismaslixiviados, como la presencia de horizontes detransición como los mencionados son rasgos deilimerización combinada con otros procesos. Esnecesario observar detalladamente las caracterís-ticas de esos horizontes y sus límites, ya que aveces son difíciles de identificar en suelos húme-dos o saturados.

En la Región Pampeana norte (centro de la pro-vincia de Santa Fe), se estudió el proceso de de-gradación de horizontes argílicos (Panigatti,1975,1980). Como evidencia del mismo se encuen-tran esqueletanes en vez de argillanes en la su-perficie de los agregados de los horizontes B&A yA2 de las Series Lehmann (Argiudol ácuico) y Cas-tellanos (Argialbol típico). Asimismo, se observanargillanes dentro de algunos poros de los agrega-dos de los horizontes B&A y A2 y se afirma: «he-cho que indica que este horizonte creció, en par-te, a expensas de la parte superior del horizonteB2t». También Morrás (1983) estudia, en los «Ba-jos Submeridionales», N de la provincia de SantaFe, argillanes degradados en horizontes A2 dePlanosoles solódicos. Considera que la degrada-ción queda expresada por la abundancia de

microfisuras, poros que en casos extremos danapariencia esponjosa al plasma cutánico. Estos ras-gos serían generados por procesos deremovilización de partículas de arcilla más quepor alteración química. Es interesante mencionarque en este caso la degradación se habría produ-cido sin la intervención del proceso de ferrólisis.

Horizontes argílicos en suelos poligenéticos. Enlos sistemas naturales la poligénesis suele ser máscomún que la monogénesis; ésta última permitevisualizar claramente la explicación de los pro-cesos que acontecen en el suelo, en una secuen-cia temporal propia del proceso y así estimar elgrado de desarrollo de un ciclo pedológico. Estees un campo de estudio propio de la Pedología.Más complicado es cuando en el suelo están pre-sentes más de un ciclo pedológico, con atributossimilares o distintos entre sí pero temporalmen-te distintos. En este caso comienzan a intervenircriterios geológicos interdisciplinarios del cam-po de la Paleopedología.

El horizonte argílico es un referente pedológicomuy estudiado en Paleopedología porque sus ras-gos persisten durante escalas de tiempo geológicoy el reconocimiento del proceso que lo generaposee implicancias paleogeográficas ypaleoambientales (Yaalon, 1971). Además, es unode los horizontes más fácilmente identificableen sucesiones antiguas y el techo del mismo seutiliza como nivel guía en el establecimiento depaleosuperficies y de unidades pedoes-tratigráficas. En Argentina, tanto en la RegiónPampeana como fuera de ella hay numerosos tra-bajos donde se reconoce el proceso de ilime-rización en sucesiones con suelos enterrados su-perpuestos en depósitos loessoides del PleistocenoSuperior - Holoceno y donde sus rasgos permi-ten identificar discontinuidades pedológicas(Teruggi e Imbellone, 1987; Imbellone y Teruggi,1993; Iriondo y Kröhling, 1995; Cantú, 1998; Tonniet al., 1999; Zinck y Sayago, 2001; Imbellone yCumba, 2003; Zárate, 2006, Kemp et al., 2006 ytrabajos en ellos citados); se remite al lector a laliteratura específica, que excede los objetivos deeste libro. Estas contribuciones provienen delámbito de la Geología del Cuaternario, desde me-diados del siglo XX, cuando comenzó a sospe-charse la presencia de paleosuelos en la Forma-ción Pampeana en estudios estratigráficos ysedimentológicos de las barrancas de Mar delPlata-Miramar (Kraglievich, 1952, Teruggi et al.,1958). En la mayoría de estos trabajos no se ana-liza el proceso de ilimerización en sí mismo sinoque se utilizan los horizontes con rasgos deilimerización como registros indirectos de con-


Las letras mayúsculas indican mantos de loess,cuya correlación se realiza por la presencia deuna superficie erosiva y los paleosuelos asocia-dos. Arriba y abajo de este nivel hay variacionesen la intensidad de los procesos depositacionalesy pedológicos. Los paleosuelos están formadospor horizontes B y/o C, y se indican simplementecon el horizonte mejor expresado. En la mayoríade los casos corresponden a horizontes de acu-mulación de arcilla, con rasgos de ilimerizaciónacaecida antes del presente e indicadoras de con-diciones climáticas húmedas recurrentes, separa-das por pulsos climáticos más secos evidenciadospor los horizontes C de los paleosuelos. En estassucesiones el análisis micromorfológico es instru-mental para la verificación de los procesospedológicos acaecidos en paleosuelos como tam-bién en la comparación con los procesos actua-les. (Figura 3.9).

Con respecto a los procesos de ilimerización enpaleosuelos que se encuentran cerca de la super-ficie, cuyo estudio pertenece al campo de inte-rés de la Pedología, la presencia de paleohori-zontes con rasgos de ilimerización, se mencio-nan y a veces estudian en distintos lugares delpais; en Tucumán (Zinck, 2006; Zinck et al., 2006)se estudian numerosos suelos con paleosuelos en-terrados y presencia de cutanes de arcilla, porejemplo: Haplustoles páquicos con 2Btb (80-125+cm); Haplustoles énticos con 2Btb (99-134/140cm).En el NE de Chubut, Patagonia, los horizontesenterrados se encuentran en Natrargides yCalciargides, poseen revestimientos texturales dearcilla, están ubicados en diferentes superficiesgeomórficas donde las sucesivas unidadesdepositacionales están afectadas en forma alter-nada por procesos de lavado, dispersión eiluviación de arcilla y precipitación de carbona-to. Acompañando el mayor grado de desarrollode horizontes cálcicos (y por tanto de edad delos suelos), se observa una secuencia de transfor-mación y neoformación de argilominerales: illita- I/E - esmectita - paligorskita - sepiolita. Esta se-cuencia constituye un indicador paleoclimático yuna herramienta útil para correlacionar suelos ypaleosuelos de regiones áridas (Bouza, et al., 2007).

diciones paleoclimáticas y paleoambientales.Como ejemplo se incluyen dos sucesionesestratigráficas del noreste de la Región Pampeana(Pleistoceno Superior - Holoceno), con numero-sos paleosuelos superpuestos, donde los suelosactuales del área son Argiudoles, Argialboles,Argiacuoles y Natralboles. Tanto los suelos ac-tuales como los antiguos poseen claros rasgos deiliminización, esquematizado en la Figura 3.8.

En la Región Pampeana los suelos con más de unciclo pedológico comienzan a mencionarse enlas Cartas de Suelos publicadas a partir del PlanMapa de Suelos de la Región Pampeana. Bastenalgunos ejemplos de los numerosos que se en-cuentran en las mismas. Así, en las cartas SanctiSpiritu (INTA, 1985) y Arias (INTA, 1986) la SerieLazzarino se describe como un Hapludol tapto-nátrico y se dice «Abruptamente, a partir de los45 cm se produce un cambio textural y se en-cuentra el horizonte IIB2…. que representa elcomienzo de un suelo desarrollado más antigua-mente». En la carta Villa Cañás (INTA, 1984) sedescribe la Serie San Gregorio (Hapludol tapto-árgico y se dice «La principal característica consis-te en la presencia de un suelo superficial de esca-so desarrollo, hasta 60 cm de profundidad aproxi-madamente, y luego un cambio textural abruptodonde comienza un suelo subsuperficial desarro-llado y profundo».

En un estudio más detallado realizado en elpiedemonte de las Sierras de Balcarce (Pazos,1990), la presencia de un horizonte B enteradopermite inferir variaciones climáticas del régimende humedad. Allí los Argiudoles se desarrollanen depósitos loésicos de entre 80 a más de 200cm, suprayaciendo directamente y en contactoabrupto sobre la tosca (nombre vernáculo dadoa los horizonte petrocálcicos y calcretas). Entrelos rasgos asociados a la tosca se observan por-ciones de suelo no calcáreo con apariencia dehorizontes Bt fósiles, incluidos en la matrizcalcárea (por ejemplo, a un Ckm2, 80-120 cm,infrayace un Btb, 120-150 cm). Considerando lascaracterísticas de los rasgos de ilimerización sedistinguen dos conjuntos temporalmente distin-tos: a) cutanes de arcilla correspondientes al ci-clo más antiguo que presentan capas enriqueci-das con sesquióxidos o de grano más grueso, yaspecto «sucio», y b) cutanes de arcilla del cicloactual, más espesos, límpidos y mejor orientados.

En este punto es interesante mencionar tres as-pectos en la evolución del conocimiento delproceso de ilimerización en suelos poligenéticospampeanos, ya que algunos conceptos se usanactualmente.- En los años 70, además de la identificación delproceso en suelos monogenéticos, se reconocemediante la evidencia de rasgos morfológicos,el concepto de poligénesis. Las ideas de Tricart(1973) fueron decisivas en la cartografía de laPampa Húmeda, este autor aplica conceptos degeomorfología evolutiva y explica la poligénesisde suelos de la Pampa Deprimida. Posiblementees la primera vez que se menciona, desde la ver-


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tiente pedológica, la presencia de paleosuelos«perfiles cortados y suelos superpuestos» relacio-nados a ciclos sedimentarios y oscilacionesclimáticas.

- Con respecto a los símbolos usados para identi-ficar la poligénesis, en las Cartas de Suelos se uti-lizaron números romanos para indicar la pre-sencia de más de un ciclo pedológico, haciendocoincidir los ciclos E1, E3 y P de Tricart, con elsuelo más moderno, un suelo decapitado con ho-rizonte argílico y el material más antiguo, res-pectivamente. Así, en las llanuras onduladas alnorte del río Salado de la provincia de BuenosAires los suelos se desarrollan en dos materialesoriginarios, «el sedimento que constituye la basede toda la superficie… corresponde al loess Bo-naerense de Frenguelli o Post-Lujanense deTricart». (Ej.: Serie Etcheverry, Paleudol típico,Ap, A12, AB, IIB21t, IIB22t, IIIB31, IIIB32, plani-cies muy extendidas, planas y suavemente ondu-ladas; más al norte la Serie Vieytes, Cromudertacuéntico, A1, IIB21t, IIB22t, IIB3, IIIC,microdepresiones y áreas planas; (INTA, 1989).Parece que un criterio semejante se utiliza en laprovincia de Santa Fe, Serie Lazzarino, Hapludoltapto-nátrico, A11, A12, AC, IIB2, IIB3, IIC, secto-res planos extendidos o en bajos elongados quese alternan con cordones medanosos (Carta VillaCañás; INTA, 1984). Claro está que por esos añosaún no se establecía claramente la diferenciaentre discontinuidades litológicas y pedológicas.

- Finalmente, con respecto a la clasificación desuelos poligenéticos, como se denominan en Ar-gentina los suelos enterrados cerca de la superfi-cie, la Taxonomía de Suelos en uso (Soil SurveyStaff, 1999), es un sistema desarrollado para sue-los actuales, pero menciona el prefijo «Thapto»(Gr.: thapto: enterrado) cuya connotación es «unsuelo enterrado». El prefijo se aplica solamentea Subgrupos de Molisoles y Entisoles que poseenepipedón hístico. En las cartas de suelos de Ar-gentina se aplica además a suelos con horizon-tes de diagnóstico argílico y nátrico por inspira-ción del Dr. Pedro Etchevehere para suelos de laRegión Pampeana y es adoptado por el uso(Hapludol tapto nátrico, Hapludol tapto árgico,INTA, 1989; Endoacuol tapto nátrico, Schiavo etal., 1995; Hapludol tapto cámbico, Imbellone etal., 2004).

El término «tapto» se aplica en suelos con hori-zontes enterrados cerca de la superficie, hacien-do una extensión del concepto de suelo enterra-do que brinda la Taxonomía de Suelos (SoilSurvey Staff, 1975). En esta clasificación se consi-

dera que un suelo es enterrado si posee una cu-bierta superficial mayor a 30 ó 50 cm, siempreque el material suprayacente sea un material desuelo de escaso desarrollo. Como esta especifica-ción es insuficiente, el concepto se aplica a sue-los con discontinuidad pedológica dentro delpedón, respetando los espesores mencionados ycon un ciclo pedológico suprayacente con dis-tinto grado de pedogénesis. Este es el criteriousado al clasificar los suelos enterrados de la Pam-pa Arenosa (Tabla 3.2), donde el nombre del GranGrupo corresponde al suelo actual y el nombredel Subgrupo corresponde al paleosuelo. Aquítambién el concepto de «tapto» es restrictivo conrespecto a la caracterización de los ciclospedológicos enterrados, pues solo hace referen-cia a las propiedades del suelo enterrado más su-perficialmente (Imbellone, 2009).

Más allá de las consideraciones teóricas, el con-cepto de «tapto» es un criterio vernáculo quepermite el entendimiento entre pedólogos ypaleopedólogos argentinos, surgido de la nece-sidad práctica de indicar la presencia de una dis-continuidad pedológica al definir unidadestaxonómicas en los mapas de suelos. Naturalmen-te, es aplicable solo a suelos enterrados superfi-ciales, pues hace referencia a dos entidadespedológicas: la de arriba (suelo actual) y la deabajo (paleosuelo).

El enfoque geológico-pedológico con respecto apaleosuelo es más amplio en espacio y tiempo,pues considera paleosuelo a todo suelo que estáo estuvo en la superficie o en el subsuelo a cual-quier profundidad, siempre que se haya forma-do en condiciones de un ecosistema anterior alpresente, ya sean iguales o distintas a las actua-les. Teruggi e Imbellone (1988) hacen una actua-lización para la época, del conocimiento sobresuelos enterrados, y analizan el concepto de ho-rizonte tapto, utilizado por el sistema Taxonomiade Suelos (Soil Survey Staff, 1975) vigente en elpaís, para denominar suelos enterrados.

En la provincia de Buenos Aires son más comu-nes los Subgrupos tapto árgicos que los taptonátricos (Imbellone y Giménez, 1998; Imbelloneet al., 2005). También se encuentran en la pro-vincia de Córdoba, en la cuenca del río Cuarto ycuenca baja del río Quinto (Schiavo et al., 1995;Cantú et al., 1997; Cantú et al., 2006) y con me-nor representatividad en Santa Fe (INTA-MAGSanta Fe, 1981) y Entre Ríos.

Los suelos de la Tabla 3.2., se encuentran en lazona centro norte y noroeste de la provincia de


Buenos Aires, dominadas por acciones eólicasdesde el Pleistoceno temprano (aproximadamen-te 77.000 a 60.000 años AP, estadio isotópico 4(Iriondo, 1994; Iriondo y Kröhling, 1995; Zárate,2006 y trabajos allí citados). En la Pampa Areno-sa, la acción combinada de agentes eólicos y flu-viales produjo el aporte del material arenoso yla redistribución del mismo en función de lasvariaciones topográficas del paleorrelieve. Loscambios climáticos acontecidos durante elCuaternario quedan señalados por sucesivos de-pósitos de arena con suelos intercalados que in-dican el mejoramiento del clima. Así, se encuen-tran varios ciclos pedológicos enterrados y su-perpuestos cerca de la superficie, generados du-rante los períodos húmedos cuando se produceilimerización en los depósitos sedimentarios.

En las áreas interdunarias se forman suelos consecuencias de horizontes y morfologías comple-jas, a veces con marcada diferenciación textural.La porción del perfil conservada de estospaleosuelos es variable, dependiendo del proce-so eólico y/o fluvial que actuó posteriormente ala formación de cada ciclo pedogenético. Anali-zando las propiedades morfológicas de los sue-los se observa con mayor o menor grado de cla-ridad la presencia de dos o tres ciclos pedológicossuperpuestos. El ciclo más antiguo (I) incluyehorizontes Bt, BC y C y se halla coronado por unfragipán de estructura laminar y/o lenticular condistinto grado de expresión. Los ciclos quesobreyacen se pueden diferenciar en tres grupos:a) suelos con diferenciación clara de los horizon-tes superiores; b) suelos sin diferenciación clarade los ciclos superiores; c) suelos con un ciclopedogenético superior.

A escala regional, los ciclos pedológicos a vecespueden diferenciarse y correlacionarse por la se-cuencia de horizontes, tipo de límite y consis-tencia en seco. El rasgo de mayor expresión re-gional parece ser el horizonte laminar y olenticular con el que culmina el ciclo pedológicomás antiguo. Los ciclos superiores poseeríanmayor influencia del relieve local, y en las zonasmás estables poseerían mayor evoluciónpedogenética formando suelos con apariencia demonogenéticos (Imbellone et al., 2004).

FragipanesEn la Pampa Arenosa se encuentran suelos confragipán (del latín «fragilis», quebradizo, SoilSurvey Staff, 1999) en sentido amplio o con pro-piedades frágicas. Desde los inicios de la cienciadel suelo se prestó especial atención a los hori-zontes endurecidos o panes, tanto por razones

genéticas como por las dificultades que presen-tan para el crecimiento de las raíces, las labran-zas, el movimiento vertical del agua y lasexcavaciones. Un pan es una capa naturalsubsuperficial del suelo que posee muy bajaconductividad hidráulica y difiere en propieda-des físicas y químicas de los horizontes que se en-cuentran inmediatamente por encima o por de-bajo. Entre los panes genéticos se encuentranfragipanes, duripanes, panes de arcilla, caliche,hardpan (Soil Science Society of America, 2001).

En la Región Pampeana existe mayor conocimien-to acerca de los panes de arcilla y capascementadas por carbonato de calcio (tosca). Losfragipanes se han identificado en la Pampa Are-nosa en suelos ubicados en posiciones deprimidasdel paisaje. Cubren una superficie importante enla región y son difíciles de cuantificar a partir delas cartas de suelos por varias razones: 1) sólo enalgunos casos la clasificación taxonómica reflejala presencia de estos horizontes; 2) la descripciónmorfológica no se ajusta a la requerida para laidentificación y 3) se encuentran formando com-plejos o asociaciones de suelos a escalas desemidetalle o menores.

Uno de los primeros trabajos que mencionan alos fragipanes en la región corresponde a Bonfilset al. (1960). Existen referencias en Cartas de Sue-los de la República Argentina del INTA en escala1:50.000 (por ej, Carlos Casares; Saladillo; RoquePérez) y en el Mapa de Suelos de la Provincia deBuenos Aires (INTA, 1989). En años recientes seestableció el carácter poligenético de los sueloscon fragipán de la Pampa Arenosa. Utilizandomicromorfología se observó el empaquetamientodenso de la matriz y la presencia de puentes dearcilla y arcilla y limo entre los granos (Schiavoet al., 1995; Cantú et al.; 1997; Giménez et al.,1996; Imbellone y Giménez, 1998; Imbellone etal., 2004). Hay muchas dudas sobre el origen delos fragipanes, tanto en la región como mundial-mente donde, a pesar de los numerosos trabajosrealizados sobre el tema, los investigadores re-conocen que su génesis sigue siendo oscura.

La Pampa Arenosa o «Mar de Arena Pampeano»,que está incluido en el «Sistema EólicoPampeano», se formó en el período más frío delúltimo glacial-interglacial (77.000 y 60.000 añosAP), y cubre aproximadamente 200.000 km2 enlas provincias de Buenos Aires (O y centro), LaPampa (NE), Córdoba (S), San Luis (centro y S) ySanta Fe (SO), entre los paralelos 33º y 38o S y losmeridianos 59º y 67o O (Iriondo, 1994). Un rasgodestacado de la región es el sistema de dunas


longitudinales que se extienden principalmenteen la provincia de Buenos Aires; poseen una lon-gitud de alrededor de 200 km, con 3-5 km entrecrestas y se encuentran actualmente muy suavi-zadas y fijadas por la vegetación. Durante el Ul-timo Máximo Glacial la removilización de los se-dimentos formó nuevos campos de dunas, prin-cipalmente parabólicas y bien representadas enel S y E de la Pampa Arenosa. Los suelos confragipán (Figura 3.10) se encuentran en interdunasde dunas longitudinales y parabólicas. En estossectores, de relieve plano o plano cóncavo, elenriquecimiento en materiales finos y el mayoraporte de agua generó suelos maduros, que con-trastan con los de las dunas (Imbellone et al.,2004).

El límite superior del fragipán se encuentra a unaprofundidad promedio de 58 cm (variando entre24 y 119 cm) y el límite inferior a los 110 cm (50-156 cm), con espesor promedio de 37 cm (8-75cm). Corresponden a horizontes Bt y BC depaleosuelos (Cantú et al., 1997; Giménez et al.,1996; Imbellone y Giménez, 1998; Imbellone etal., 2004) y en ningún caso se hallaron fragipanesen horizontes E. Los «fragipanes» de la PampaArenosa poseen una morfología que difiere dela mencionada como clásica en otros lugares delmundo. Si bien corresponden a suelos maduroscon fuerte diferenciación de horizontes y altogrado de iluviación de arcilla, no poseen len-guas blanquecinas ni diseño poligonal en plan-ta. El tipo de estructura merece una considera-ción especial; en primer lugar, el grado de espe-cificidad en las descripciones que se encuentraen la literatura nacional es variable, ya que sueleindicarse sólo la estructura primaria y raramentela secundaria. En segundo lugar, la estructura conun eje mayor horizontal o subhorizontal se des-cribe generalmente como laminar; el avance enlos conocimientos permitió a los autores recono-cer la estructura lenticular, como una variantede la laminar. En los «fragipanes» analizados pre-dominan las clases franco arenosa y franco arci-llosa y en menor medida las clases franca y fran-co arcillo arenosa.

En la Tabla 3.2 y Figura 3.10, se presentan suce-siones de suelos y paleosuelos con varios ciclospedogenéticos superpuestos y soldados(Imbellone et al., 2005); los inferiores son incom-pletos, están fuertemente desarrollados y hayinfluencia de los ciclos más modernos sobre losmás antiguos, donde se encuentran los fragipanescuyo carácter pedogénico es evidenciado por ras-gos de iluviación e hidromorfismo. Es notable lareorganización secundaria de componentes en

los planos horizontales y subhorizontales de aque-llos con estructura laminar y/o lenticular, que per-mite separar a los agregados platiformes comounidades discretas. Además, el valor del índicede desarrollo pedogenético del fragipán indicaesta condición. A veces es el más alto del perfil,pero también pueden ser igual o menor que eldel ciclo suprayante; siempre es mayor que elíndice del ciclo más moderno y aún que el dehorizonte C de su mismo ciclo pedológico. Po-seen consistencia dura o más dura en seco y fria-ble o más firme en húmedo, con carácter que-bradizo. La estructura primaria puede serlenticular, laminar, prismática o en bloques an-gulares, hasta masivo. Estudios más detalladosse necesitan sobre la estructura primaria y secun-daria como también sobre otras propiedades fí-sicas (densidad aparente, resistencia a la ruptu-ra), químicas (determinación de cementantes) ymicromorfológicas (análisis del empaque-tamiento y ligantes). La evidencia micromor-fológica muestra rasgos de ilimerización de másde un ciclo pedológico, con la alternancia de pro-cesos de carbonatación (Figura 3.11).

Génesis de los fragipanes: Hay una combinaciónde propiedades de los fragipanes que determi-nan la dureza en seco, el carácter quebradizo enhúmedo y el desleimiento en agua. El carácterquebradizo es una característica que resulta devarias propiedades físicas y químicas que actúanen distintas combinaciones y grados. Sin embar-go, la combinación de factores formadores desuelos y procesos resultantes y la distribución enel paisaje no es totalmente conocida y su origenes muy discutido. Tal vez, una de las razones deesta incertidumbre es que no existiría un sólotipo de fragipán, con características únicas, comosugeriría el correspondiente horizonte de diag-nóstico del sistema Taxonomía de Suelos, sinouna diversidad de fragipanes. Si bien todos po-seerían algunos rasgos comunes (ej. endureci-miento reversible), diferirían en otras propieda-des morfológicas, físicas y químicas por haberevolucionado bajos factores de formacióndisímiles. Por otro lado, el grado de expresiónde los fragipanes puede variar por estar en dife-rentes estadios de su evolución: protofragipanesy fragipanes propiamente dichos y aún en evo-lución recesiva hacia otro tipo de panes.

Bajo el término fragipán se designan capas yhorizontes densificados y quebradizos que pue-den diferir en el material originario (till, loess,materiales coluviales, aluviales, etc), en el proce-so de densificación, (crecimiento de hielo y/oautocompactación), en tipo y proporciones de


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Tabla 3.2. Propiedades seleccionadas de suelos enterrados. Provincia de Buenos Aires.

Imbellone et al.,2005. * Clases texturales: a: arcillosa; L: limosa; A: arenosa; F: franca


los agentes ligantes de la matriz (puentes de ar-cilla, componentes amorfos de sílice y aluminio,materia orgánica, y hasta carbonato de calcio), yen el proceso pedológico que los genera(podzolización, ilimerización).

Esta diversidad se resume en parte en dos tiposde fragipanes (Duchaufour, 1977): uno antiguo,un paleosuelo, en suelos de evolución policíclicay compleja, heredado de procesos periglaciaresy otro más reciente de origen pedológico, resul-tante de la degradación de la estructura en ma-teriales limosos. Cabría agregar los nuestros, queestán regionalmente en suelos policíclicos, conalguna posible participación de autocom-pactación y/o criogénesis en su génesis (Imbelloneet al.,2005), e hidrólisis ácida mencionada en Cór-doba (Schiavo et al; 1995).

Para la formación de fragipanes serían necesa-rias algunas características del material origina-rio como texturas francas y bajo contenido demateria orgánica. Sobre el mismo pueden ac-tuar procesos físicos de densificación que produ-cen empaquetamiento denso y que pueden pre-ceder a los que producen ligazón entre granosde la matriz por arcilla y/o componentes amorfos.Se mencionan dos mecanismos como responsa-bles de la densificación: criogénesis y moderna-mente hidroconsolidación. El primero opera poralternancia de congelamiento-descongelamientoen suelos que tienen o han tenido permafrost ocongelamiento estacional con o sin permafrost(Fitz Patrick, 1984; Gerrard, 1992). Esta condiciónfue mencionada en la Provincia de Buenos Aires.Además, la estructura lenticular semejante a laobservada en perfiles de la Pampa Arenosa sepodría atribuir a la segregación de lentes de hie-lo en el suelo, por lo que no se descarta la accióndel congelamiento estacional superficial del suelodurante la época de máximo frío.

En fragipanes formados en depósitos de loess se

acepta la hipótesis del colapso de sedimentos porsu propio peso, también denominadahidroconsolidación. El termino sedimentoscolapsables, usado en la literatura ingenieril, serefiere a aquellos en los que se producereordenamiento de fábrica, densificación y reduc-ción de volumen bajo cierto peso y en estado desaturación con agua. Los sedimentos máscolapsables son los depósitos eólicos y hay algu-nas características comunes entre los sedimentoscolapsables y el material de los fragipanes; portanto podría asignárseles ese origen. Lahidroconsolidación requiere tres condiciones: 1)cantidades adecuadas de arcilla (5-30 %), 2) pro-fundidad para que la sobrecarga produzca sufi-ciente esfuerzo por comprensión (40-80 cm) y 3)suficiente cantidad de agua que llegue a la pro-fundidad antedicha. Otra característica que favo-rece la formación de fragipanes es la presencia dediscontinuidades de meteorización litológicas ocronológicas, donde hay suelos soldados.

En el caso de la Pampa Arenosa (Imbellone et al.,2005) la condición inicial del sedimento referidaa la posibilidad del autocolapso sería adecuadaal igual que el humedecimiento, ya sea por cam-bio climático, evolución topográfica, o combi-nación de factores. El colapso sería un procesopost depositacional al que continuarían proce-sos pedogenéticos que forman los puentes arci-llosos. La evolución geomórfica y pedológica pos-terior habría conducido a los materiales a adqui-rir las propiedades frágicas actuales, y aún esta-dos de evolución recesiva con formación decalcretas. Un modelo inicial de génesis de«fragipanes» en interdunas longitudinales, inclui-ría la participación de la ilimerización como seve en el recuadro.

Rasgos micromorfológicosdel proceso de ilimerización

Las películas de arcilla que recubren la superficie

Formación del mar de arenaProcesos geomórficos, redistribución de materiales

Material originario en interdunas: estructura con contactos granulares abierta, suelta.Texturas francas (30-70% de arena), material fino que se debilita al humedecerse →→→→→

Zona potencialmente colapsableHumectación, hidroconsolidación, y/o congelamiento/descongelamiento →→→→→

Empaquetamiento densoPedogénesis (ilimerización, hidromorfismo)→→→→→ « Protofragipán», «Fragipán»

Procesos geomórficos, sedimentación, pedogénesis →→→→→ Suelos soldadosEl fragipán se hace acuitardo. Flujo subsuperficial. Degradación: carbonatación parcial

→→→→→ Calcreta


de agregados o vacíos, ya sea como rasgos macroo micromorfológicos se consideran una eviden-cia de depositación de partículas de arcilla. Elrasgo conspicuo del proceso de ilimerizaciónconsiste en concentraciones de plasma asociadasa superficies naturales en el material del suelotales como caras de agregados, granos del esque-leto y paredes de vacios (Figura 3.12). Cuando seforman recubrimientos de minerales de arcillasse denominan «recubrimientos de arcilla», «clayskins» o «Tonhautchen». Estos términos poseensignificado genético sugiriendo que las superfi-cies mencionadas están cubiertas por «arcilla» de-positada a partir de una suspensión. Brewer (1964)considera estos términos inapropiados ya que lapalabra arcilla suele ser usada de manera indefi-nida ya sea para cualquier clase de partículas detamaño menor a 2 μm, o para especies minera-les. Por ese motivo crea el término «cutan» (latíncutis): una modificación de la textura, estructurao fábrica en las superficies naturales del materialdel suelo debida a una concentración o modifi-cación in situ de un constituyente del suelo, ypuede estar constituida por cualquier tipo de sus-tancia. Para el caso específico del proceso deilimerización la composición más frecuente delos cutanes (clay coating: Gerasimova et al., 1996;FitzPatrick, 1984), es de minerales de arcilla,cutanes de arcilla, y se denominan argilanes(argillan), o ferriargilanes cuando los mineralesde arcilla están mezclados con óxidos ehidróxidos de hierro, que es el caso más frecuen-te, u órgano-argilanes (órgano-argillans) cuandolos minerales de arcilla están teñidos por com-puestos orgánicos.

Los términos: cutanes de arcilla (clay cutans) ypelículas de arcilla (clay films) se suelen usar comosinónimos (Birkeland, 1984). Los términosrevestimientos, recubrimientos de arcilla (claycoatings), películas de arcilla (clay films y clayskins como sinónimos) se usaron en las primerasdescripciones micromorfológicas (Stoops, 2003).

Revestimiento (coating): término que denota unacapa de cualquier sustancia que cubre una su-perficie; película de arcilla (clay skin): términoque denota la asociación de material tamaño ar-cilla con superficies naturales; argilán (películade arcilla, sinónimo clay film): cután compuestodominantemente de minerales de arcilla;(Jongerius y Rutherford, 1979).

Bullock et al. (1985) utilizan el términopedorrasgos texturales (textural pedofeatures)para indicar la acumulación de partículas de com-posición y tamaño variables. Si bien enfatizan

en los rasgos texturales formados por moviliza-ción y posterior depositación, también incluyenprocesos de pérdida de constituyentes, por ejem-plo debidos a movilización de arcilla que dejancomo remanente pedorrasgos texturales de are-na y/o limo. Como denominación general paralos pedorrasgos asociados a vacíos, granos y agre-gados se utiliza el término «recubrimientos»,«coatings» (c.f. cutan, Brewer, 1964). En los hori-zontes argílicos los pedorrasgos arcillosos máscomunes son los de arcilla microlaminada, con-sistentes en microlaminaciones alternantes de ar-cilla límpida (limpid clay: arcilla fina) y arcillamoteada (speckled clay: arcilla mezclada conotros tamaños granulométricos). Estas acumula-ciones se podrían homologar a los argilanes (c.f.Brewer, 1964).

En una actualización acerca del análisis y des-cripción de suelos y regolito en secciones delga-das, Stoops (2003) utiliza el término revestimiento(coating) y más específicamente revestimientotextural (textural coating) para aquellos caracte-rizados por diferencias en el tamaño de granocon respecto a la matriz. Ellos son generalmen-te, aunque no siempre, resultado de la iluviación.

Propiedades ópticas de la arcilla translocada. Ellímite inferior para el estudio de propiedadesmorfológicas y ópticas con microscopio de pola-rización es del orden de 50 μm y por lo tanto laspartículas individuales de arcilla están por deba-jo del poder de resolución. Sin embargo, suelenagruparse en «dominios» con distintos grado deorientación; cuando las partículas están orienta-das paralelamente entre sí poseen propiedadesópticas como extinción y continuidad óptica quepermiten identificarlas. La anisotropía óptica re-sulta de la orientación de las unidades y el gradode extinción expresa la perfección de la orienta-ción. La presencia de líneas de extinción es unacaracterística de orientación continua. La extin-ción marcada indica que todas las partículas dearcilla están bien orientadas; cuando es difusa,están parcialmente orientadas y si no hay extin-ción la mayor parte de las partículas carecen deorientación. La relación existente entre la arcillaredepositada y la superficie sobre la que se halla(por ejemplo, vacíos, agregados) permite inter-pretar que son depósitos formados por la suc-ción mátrica del sólido sobre el agua percolante,en las caras secas de los agregados, conjuntamen-te con la acción de «tamizado» de los poros másfinos.

Las propiedades ópticas que identifican arcillailuvial en secciones delgadas son (Brewer, 1964;


Expresión micromorfológica de horizontesargílicos. . . . . Está determinada por la textura delhorizonte, y ésta a su vez está condicionadapor el tamaño de las partículas que influyen enlas características de los poros de conducción.

En los suelos arenosos el espacio poroso está com-puesto por vacíos de empaquetamientos simplesy continuos, a través de los cuales puede pasarun amplio intervalo de tamaño de partículas. Losgranos pueden estar cubiertos por películas queforman puentes de alta birrefringencia o por unamezcla de arcilla y limo de baja birrefringencia.En este último caso su origen iluvial es incierto.La presencia de arcilla iluvial en materiales are-nosos parecería no ser fácil de explicar ya quelos poros ejercerían escasa succión sobre el aguade la suspensión y ésta percolaría rápidamente.La explicación más lógica es que la depositaciónocurre en coincidencia con la profundidad delfrente de humectación, explicación que tambiénse acepta para la formación de lamelas.

En suelos de textura media el horizonte argílicoestá bien expresado e incluye a aquellos suelosdesarrollados sobre loess y till. La arcilla iluvialse ve facilmente en el campo como barnices so-bre agregados. A diferencia de los suelos areno-sos, aquí están asociados a caras de agregados y,en ausencia de ellos, a canales planos. El contras-te entre la película y la matriz adyacente es fuer-

Bullock y Murphy, 1979):- continuidad óptica;- fuerte orientación preferencial;laminación;- contraste textural con la matriz adyacente;- límite abrupto con el material adyacente (conluz natural y polarizada);- proximidad a una superficie natural.

Composición de los recubrimientos. Hay eviden-cias que las partículas que se mueven en el sueloposeen una amplia gama de tamaños. Las pro-piedades ópticas señaladas se aplican particular-mente a la depositación diferencial de arcilla fina;así, la arcilla más fina (< 0,2 μm) muestra mejororientación y mayor birrefringencia. En algunossuelos, dependiendo de la posibilidad conducto-ra de los poros, la arcilla gruesa y el limo finotambién se mueven, y en estos casos no hay sig-nos de orientación marcada y las propiedadesópticas son variables en relación con el tamañode partícula en la película; la arcilla gruesa po-see menor grado de birrefringencia y si hay par-tículas de limo, estas inhiben la orientación delos componentes arcillosos.

te y los cutanes poseen birrefringencia y orienta-ción fuertes y apariencia laminada. La rupturade cutanes por actividad biológica es común ydifícil de identificar en el campo, aunque fácil-mente reconocible en secciones delgadas (cutanesinmersos y pápulas).

En suelos arcillosos los recubrimientos son difíci-les de identificar tanto en el campo como bajomicroscopio. No hay duda que se produce movi-lización de arcilla, pero es difícil de ver por algu-na de las siguientes razones:• La matriz es arcillosa y los recubrimientos casiimposible de detectar por la falta de contrasteentre la arcilla iluvial y la matriz adyacente.• Los procesos de contracción y expansión inte-gran rápidamente los recubrimientos a la matriz.• Una vez en la matriz, los argilanes son difíci-les de ver porque muchos suelos poseen abun-dantes dominios de arcilla birrefringente estriada(separaciones plasmáticas o plásmicas, Brewer,1964), fábricas de birrefringencia estriada, Bullocket al., 1985), que se asemejan cutanes inmersos.• Las superficies de deslizamiento (cutanes detensión, Brewer, 1964) a lo largo de planos pue-den asemejarse a vacíos cubiertos de arcilla iluvial.

En muchos casos la identificación es dificultosa ya veces imposible. Con el fin de comprobar siexiste translocación activa, deberían examinarselos horizontes más profundos donde los efectosde la pedoturbación disminuyen. Aquí losrevestimientos son más estables y permanecensobre las caras de los agregados porque el dina-mismo estructural es bajo.

Consideraciones sobre la iluviación de arcilla. Hayaspectos conceptuales y metodológicos acercade la iluviación de arcilla en los suelos de regio-nes húmedas, que permiten reflexionar acercade los suelos de la Región Pampeana.

Aspectos conceptuales: Desde la década de 1960,autores australianos analizan la iliviación de ar-cilla como un factor de diferenciación de tama-ño de partículas en perfiles de suelo (Brewer,1964; Oertel, 1968; Paton et al., 1995). Discutenaspectos incompatibles con la idea que lailuviación de arcilla es un factor muy importan-te en la diferenciación textural y sostienen quela meteorización in situ es el proceso dominanteen la formación de suelos. Estos autores encuen-tran que no hay evidencia de translocación dearcilla en algunos perfiles con marcada diferen-ciación de tamaño de partículas en suelos deAustralia (suelos rojos pardos y rojos podzólicos);


de arcilla, algunas a favor y otras en contra(Oertel, 1968) que indican movimiento importan-te de arcilla desde horizontes A a los B. Se puedemencionar las mediciones de la variación del con-tenido de un mineral índice a través del perfil,con las reservas apuntadas: este método tiene ladebilidad que ningún mineral es suficientemen-te resistente a condiciones físicas y químicas enel ambiente de suelos como para ser mineral ín-dice. El mineral más favorable es el circón de lafracción arena, aunque el elemento circonio seencuentra en todas las fracciones del suelo, ymás de la mitad del total en la fracción arcilla(Tiller, 1958).

Aparentemente una buena evidencia detranslocación son las observaciones que el hori-zonte B tiene más partículas muy finas que el A(Floate, 1966). Esta idea parece convincente aun-que su debilidad estriba en el hecho que se con-sidera implícitamente que las partículas de arci-lla existen como tales en el suelo en vez de estarcomo agregados estables. Ellas se han observadoen estado disperso en estudios experimentalesdonde el suelo estuvo sujeto a procesos de dis-persión mucho más drásticos que los que podríanoperar en la naturaleza. De todas maneras la ob-servación en sí misma es compatible con la ideaque la mayor meteorización ocurrió en superficiecon la pérdida de las partículas más finas.

El método más directo de evidencia de iluviaciónde arcilla se basa en la identificación de cutanesde minerales de arcilla fuertemente orientados,considerados como depósitos de arcilla eluviadadesde la parte superior del suelo. Las caracterís-ticas de esos cutanes implican que se formaronlentamente durante largos períodos, en condi-ciones fisicoquímicas ideales de dispersión, sinperturbación o perturbación mínima, que son lascondiciones menos frecuente en los suelos.

Las consideraciones precedentes constituyen unpunto de reflexión acerca de los procesos de for-mación de los horizontes ricos en arcilla. En laRegión Pampeana la génesis de estos horizontesposiblemente responda a más de un proceso deformación, uno de los cuales, la translocación poriluviación, se estableció tempranamente y se men-ciona repetidamente en este libro. Latranslocación de arcilla puede ser un procesopedogenético importante y muy bien documen-tado en suelos de regiones con distintas condi-ciones climáticas, pero como se expresó, hay es-tudios en suelos residuales , australianos, con ma-teriales originarios distintos a los de la RegiónPampeana, con fuerte influencia de la roca sub-

basándose en el conteo micromorfológico. Con-cluyen que: a) la arcilla iluviada contribuye pocoen la arcilla total de los Bt; b) la iluviación dearcilla es un proceso que aporta mínimamenteen la diferenciación textural; c) la iluviación noexplica la diferencia textural entre A y B. Losposibles procesos aceptados serian:meteorización diferencial entre los horizontes Ay B (formación in situ) y estratificaciónsedimentaria. Otros temas genéticos planteadosse refieren a: a) la iluviación es escasamentedetectable en suelos arcillosos; entonces surgeun problema de incertidumbre acerca de la gé-nesis y de denominación de los horizontes y clasi-ficación, y b) muchos revestimientos consistenen capas con partículas de distinto tamaño de-pendiendo de la capacidad conductora del sue-lo; entonces arcilla, limo y hasta arena muy finase incluiría en el concepto de translocación dearcilla.

La idea más generalizada y fácil de explicar esque la diferenciación de tamaño de partículasexpresada por el máximo contenido de arcillaen la parte media del solum se atribuye atranslocación de partículas tamaño arcilla desdelos horizontes superiores dentro del B. Como seanteriormente, se sugiere por determinacionesmicromorfológicas que la proporción de arcillailuviada en muchos suelos es muy pequeña (SoilSurvey Staff, 1960; Paton et al., 1995).

En los primeros estudios pedogénicos un temade interés fue la distribución de la fracción arci-lla con la profundidad. Razonablemente se pue-de pensar que a medida que el suelo evolucionala producción de arcilla debería ser mayor en loshorizontes superficiales y debería decrecer haciala base. Contrariamente, hay observaciones quemuestran que el contenido de arcilla es mayoren horizontes subsuperficiales y decrece hasta unmínimo en el horizonte C.

El aumento del contenido de arcilla con la pro-fundidad podría explicarse considerando que haypérdida de arcilla por procesos de meteorizaciónen superficie y que esta pérdida decrece más rá-pidamente hacia abajo con relación a la produc-ción de arcilla. Sin embargo la idea más acepta-da por el incremento aparentemente anómaloen la variación del contenido de arcilla, es queparte de la arcilla formada en las capas superfi-ciales del suelo, el horizonte de máxima produc-ción de arcilla, se movió al horizonte de máximaacumulación de arcilla por agua percolante.

Se han realizado numerosos observaciones indi-rectas o directas como evidencia de translocación


yacente, que sugieren que la translocación dearcilla no es un proceso dominante, al menos enalgunos suelos con contraste textural marcadoentre horizontes A y B (por ejemplo en la distri-bución de arcilla en el A de algunos solonetzsolodizados).

Aspectos metodológicos. Como se mencionó altratar el cambio textural abrupto, lasdiscontinuidades litológicas en los materialesloéssicos suelen ser sutiles y no facilmentedetectables, por lo cual es necesario aplicar mé-todos que permitan separar subfracciones de are-na y limo que a veces escapan a determinacionesde rutina y/o objetivos del trabajo. En las cartasde suelos de la Región Pampeana se suele utili-zar el método de Bouyoucos; en cambio, en elManual de Métodos de Laboratorio del USDA(NSSC, 1996) se recomienda el método de lapipeta. A veces se plantean interrogantes acercade la homogeneidad de los materiales origina-rios, pero la identificación de discontinuidadeslitológicas constituyen un tema de interésgenético más que taxonómico ya que por ejem-plo, un suelo monogenético clasificado comoAlbacualf mantendrá la denominación y propie-dades inherentes, con alguna modificación en lanomenclatura de los horizontes, aunque el ma-terial originario sea estratificado.

En algunos suelos de la Región Pampeana, cuan-do se observa la morfología de los perfiles y secompara la granulometría realizada por méto-dos de rutina con los espesores de algunos hori-zontes A, E, B y C, y no es posible hacer estima-ciones más precisas, por ejemplo de ganancias ypérdidas de material fino entre ellos, u observa-ciones mineralógicas o micromorfológicas, se sos-pecha la presencia de discontinuidades litológicas;esta incertidumbre acontece principalmente ensuelos bien desarrollados con horizontes E y lí-mites abruptos como Argialboles, Natracualfes yAlbacualfes, y quedan como tales por la carenciade investigaciones específicas. Estos temas cons-tituyen una inquietud de larga data aunque pen-dientes. Se trataron durante las Primeras Jorna-das de Suelos de la Región Pampeana en la pre-sentación de temas específicos (Morrás, 1985) yen el intercambio con la concurrencia.En los trabajos cartográficos el hecho menciona-do a veces plantea un conflicto entre la rapidezdel trabajo y el valor de la información obteni-da; de todas maneras, el análisis de los temasplanteados exceden los objetivos de la cartogra-fía y deberían ser tratados como temas de inves-tigación básica. Con el objeto de obtener algúncriterio acerca de la rigurosidad de la informa-

ción granulométrica, se realizó una comparaciónde horizontes A y Bt de varias Series de la Re-gión Pampeana, obtenida de tres laboratorios queutilizan métodos de rutina normalizados. Losresultados fueron notablemente diferentes y elcoeficiente de variación de los tenores de arcillasuperó el 23% en algunos horizontes. Este valores muy alto y alerta sobre la confiabilidad de lainformación (INTA, 1991).

Técnicas para detectar y estimar laintensidad del proceso de iluviaciónde arcilla

Distintos modelos y métodos se elaboran con elobjeto de tratar de explicar los complejos proce-sos que acontecen en los suelos. Entre ellos, va-rios métodos se aplican para estimar el grado deiluviación de los suelos, algunos de los cuales semencionan a continuación y corresponden a tresideas: a) evaluación de la iluviación mediante elrecuento directo de argilanes en secciones del-gadas, b) artificios que tratan de estimar las ga-nancias y pérdidas de la fracción arcilla durantela formación y evolución del suelo utilizando unmineral o elemento estable geoquímicamenteante las condiciones de epigénesis, y c) artificiosque calculan las ganancias y pérdidas de arcillaen los horizontes considerando que el suelo nocambia de volumen durante la pedogénesis.

Técnicas micromorfométricasConstituye un método directo de observación derasgos de iluviación. El método permite identifi-car la arcilla iluvial y cantidad de la misma razo-nablemente; no obstante, posee algunas reser-vas, principalmente por la divergencia de esti-mación de cantidad entre los distrintos autores(McKeague et al., 1980), por la representatividadde las secciones delgadas y número de puntos acontar en cada una de ellas, tal que se recomien-da contar al menos 6000 puntos por sección enmás de una sección (Murphy, 1986). De todasmaneras, aunque es un método estimativo es muyutilizado para própósitos genéticos ytaxonómicos (Miedema y Slager, 1972) y a vecescomplementado con otros métodos.

Se basa en el recuento de puntos realizado conmicroscopio petrográfico en secciones delgadas.Consiste en calcular el volumen de recubrimientosde arcilla en cada uno de los horizontes del sue-lo, a partir del conteo de esos rasgos en las sec-ciones delgadas de cada horizonte. Así es posi-ble determinar si el horizonte de máximo conte-nido de arcilla total coincide con el horizonte


que posee mayor cantidad de revestimientos. Aveces hay coincidencia, otras no, pues losrevestimientos pueden estar mejor expresadosdebajo de la zona de máximo contenido de arci-lla; otras veces, la cantidad de arcilla iluviada de-terminada a partir del porcentaje derecubrimientos en secciones delgadas es menoren la zona de mayor tenor de arcilla total delhorizonte B, en cuyo caso el incremento de arci-lla total del horizonte B podría derivar parcial-mente de procesos de ilimerización. La eficaciade este método se ve afectada en los casos enque los revestimientos se destruyen a medida quese forman, sobre todo cuando el material poseemás de 40% de arcilla total (Birkeland, 1984).

Miedema y Slager (1972) proponen 5 intervalosde valores de arcilla iluvial (% en volumen) y suscorrespondientes grados de iluviación de arcilla:< 0,3, despreciable; 0,3-1, débil; 1-4, moderado;4-7, fuerte y > 7, muy fuerte. Además de losrevestimientos no disturbados que se encuentranen las secciones como revestimientos o rellenosde poros, es necesario considerar aquellostranslocados por actividad biógica y/overtisolización, los cuales pueden ser un terciode la arcilla translocada total.

En el país se aplicó el método micromorfológicoen Molisoles del área de Balcarce, SE de la pro-vincia de Buenos Aires (Pazos, 1984), y en la Pam-pa Ondulada (Scoppa, 1978-79). En la Tabla 3.3se presentan Molisoles de la Provincia de BuenosAires con distinto grado de iluviación de arcilla,desde moderado en el suelo sin horizonteargílico, hasta fuerte y muy fuerte en los sueloscon horizontes argílicos. En todos los suelos elmayor grado de iluviación corresponde a hori-zontes B2, y B3 cuando hay una capa de tosca. Elsuelo con menor grado de iluviación es el queno posee un horizonte de acumulación de arci-lla definido, si bien se observan en el campo bar-nices arcillo húmicos; en cambio, en aquellos conhorizontes de marcada acumulación de arcilla,el grado de evolución es fuerte a muy fuerte ylos barnices arcillosos son abundantes, aún enlos horizontes con elevado tenor de arcilla total.El grado de iluviación encontrado en los hori-zontes de suelos del Sudeste de la provincia deBuenos Aires es elevado con respecto a la escalamencionada y con respecto a los suelos del nortede la provincia, y en algunos perfiles alcanza al22% cuando existe una capa limitante de tosca aaproximadamente 50 cm de profundidad.

Un método complementario para identificar lapresencia de arcilla translocada es la observación

con microscopio electrónico de barrido. Los mi-nerales de arcilla precipitados químicamente for-man una textura cristalina sobre el granohospedante y la morfología de la arcilla cristali-na varía según la especie mineral. En cambio, laarcilla translocada se reconoce por unidadesplanares que forman puentes entre los granos, amodo de meniscos, con orientación más o me-nos paralela a la superficie del menisco.

Ganancias y pérdidas de materialestamaño arcillaEste método permite estimar la cantidad de ma-teriales de tamaño arcilla que se movilizó en unsuelo. Considera que el contenido original delsedimento antes de la pedogénesis es el conteni-do de arcilla actual en el horizonte C, determi-nado mediante el análisis por tamaño de partí-culas. Con ese criterio se comparan los tenores(en volumen y en peso) de material de tamañoarcilla de cada horizonte y se comparan con losde aquél. Para que la aplicación de los métodosgranulométricos sea adecuada es necesario ob-tener buena separación física de las partículasindividuales del material del suelo. En suelos dela Región Pampeana muchas veces no se logratotalmente pues el material originario poseepseudopartículas resistentes a los procesos de dis-persión, tema éste largamente tratado en los se-dimentos pampeanos (González Bonorino, 1965;Riggi et al., 1986; Imbellone y Cumba, 2003; Nabely Sapoznik, 2004; Cantú et al., 2006). Por ese mo-tivo el método no es de aplicación general y debeser analizado en cada caso. Tal es el caso de unArgialbol típico con límite abrupto y morfologíasolonétzica, donde la adecuada eliminación decementantes permitió realizar estimaciones de ga-nancias y pérdidas de materiales (Panigatti, 1975).

En una transecta de la Pampa Ondulada al nores-te de la provincia de Buenos Aires Scoppa (1978)estima el grado de iluviación de Hapludoles yArgiudoles mediante la separación desubfracciones granulométricas de arcilla y la re-lación arcilla fina/arcilla total de cada uno de loshorizontes de los suelos. Se calculan las ganan-cias y pérdidas de arcilla de cada horizonte, so-bre la base de los porcentajes en volumen, res-tando el porcentaje de arcilla del horizonte C alporcentaje de arcilla de cada horizonte y multi-plicando este valor por la densidad aparente yespesor (Goddard et al., 1973). Dos miembros seejemplifican en la Tabla 3.3. : las Series Seguí(Hapludol típico) y Rojas (Argiudol típico); am-bas poseen rasgos de ilimerización en distintogrado con relación arcilla B/A 1,05 y 1,4 respecti-vamente y la magnitud del proceso reflejaría la


Horiz. Prof.

(cm)

Arcilla fina(<0,2μm) /

Arcilla(<2 μm)(%) ***

Arcillailuvial

(% vol.)/Arcilla

(<2 μm)(%)****

Arcilla(<2 μm)

(%)

Arcillafina

(<0,2μm)

(%)

Arcillailuvial

(% vol.)

Grado deiluviaciónde arcilla

Barnices

Hapludol típico, Serie Seguí (Partido de Alberti)*

A1 0-34 0,26 3,5 21 26 0,73 escaso -B21 34-46 0,42 10,0 23 43 2,31 moderado arc-hum muy esc.B22 46-88 0,50 5,4 22 51 1,19 moderado -B3 88-130 0,59 1,8 21 60 0,37 escaso -C 130+ 0,44 - 18 44 - - -

Argiudol típico, Serie Rojas (Partido de Rojas)*

A1 0-30 0,31 1,3 24 32 0,32 escaso -B1 30-39 0,43 6,7 27 43 1,81 moderado -

B21t 39-60 0,62 10,5 35 62 3,66 fuerte arc. abundantesB22t 60-82 0,52 18,0 32 52 5,75 fuerte arc. abundantesB3 82-104 0,40 1,8 22 41 0,40 escaso arc. escasosC 104-+ 0,26 - 13 27 - -

Argiudol típico (Partido de Balcarce) **

A1 0-22 - - 23 - - - -B1 22-37 - 1,6 25 - 0,4 débil -

B21t 37-47 - 22,0 42 - 9,3 muy fuerte arc. muy abund.B22t 47-60 - 30,6 49 - 15,1 muy fuerte arc. abundantesB3t 60-75 - nd 29 - nd - -C 75-104+ - 28,8 13 - 3,6 moderado -

Natracuol típico (Partido de Balcarce) **

A1 0-18 - - 18 - - - -B2t 18-37 - 29,2 49 - 14,2 muy fuerte muy abundantes

B3tca 37-64 - 41,7 25 - 10,3 muy fuerte comunesCca 64-85+ - 5,8 10 - 0,6 débil -

*Scoppa, 1978-1979. ** Pazos, 1984. ***Método granulométrico. ****Método micromorfológico

Tabla 3.3. Estimación del grado de iluviación en Molisoles. Provincia de Buenos Aires.

disponibilidad del coloide en el material origi-nario y posibilidad de neoformación. La relaciónarcilla fina/arcilla total es más alta en los hori-zontes iluviales, en la primera serie en el B3 (0,59)y en la segunda en el B21t (0,62). En el caso de laSerie Seguí «...la textura franca y la falta de unhorizonte de acumulación, permite la migraciónhacia horizontes más profundos».

Cálculo del índice de arrastreSe utilizan relaciones entre fraccionesgranulométricas de arcilla partiendo del supues-to que cuanto más pequeño es el tamaño de laarcilla, tanto más fácilmente se moviliza. Unode los métodos es el índice I/E (Cremeens yMokma, 1986), definido como la relación arcillafina (FI)/ arcilla total (TI) de la zona iluvial (hori-zontes Bt) dividida por la relación arcilla fina (FE)/arcilla total (TE) de la zona eluvial, cuyo valorpara horizontes argílicos es de 1,1 y 1,2.

Indice I/E = FI/TIFE/TE

En el sector nororiental de las Sierras Australes dela provincia de Buenos Aires se calcula el índicede arrastre a partir de la relación arcilla fina sobrearcilla total en Molisoles de distintas unidadesgeomórficas. Se encuentra que el grado deiluviación de arcilla es medio en Hapludoles énticosy alto en Hapludoles típicos y Argiudoles típicosen correspondencia con el aumento del índice yla relación arcilla total del B/A (Villegas et al., 1998).Comparando los valores obtenidos para la zonade las Sierras Australes con aquellos de suelos dePampa Ondulada se observa que la relación entrearcilla fina y arcilla total indica alguna moviliza-ción intrapedónica en Argiudoles y hasta enHapludoles, ya que en los horizontes B2 se en-cuentra entre 0,6 y 0,8, (aún con distinto límite dela subfracción fina). Tabla 3.4.


Clasificacióntaxonómica

Horiz Prof.

(cm)

Arcillatotal

(<2 m)μ

(%)

Arcillafina

(<0,5 m)μ

(%)

Relaciónarcilla total

B/A

Relaciónarcillafina/

total

Indice I/E

Argiudol típicopoco profundo

A1Bt1Bt2BC

0-3030-4040-5353-75

24,6439,0836,8225,70

17,5727,8524,7114,70

1,530,7130,7130,6710,572

0,97

Argiudol típico

A1A2B1Bt1Bt2BC

0-2424-3535-5555-7070-8585-110

32,7533,1038,5042,3343,0136,27

20,6522,0526,0630,3932,0024,59

1,30

0,6300,6670,6770,7180,7440,678

1,14

Hapludol típico

A1A2B1B2BCC

0-1010-2222-4242-5555-8080+

29,0231,7536,1033,4728,0723,46

19,2222,0318,5224,3719,3515,62

1,15

0,6620,6940,7900,7280,6890,667

1,13

Hapludol énticoA1ACC

0-3232-5353-113

25,0724,6220,77

17,1017,3212,47

0,980,6820,7030,600

1,03

Tabla 3.4. Relaciones de ilimerización. Sector nororiental de lasSierras Australes. Provincia de Buenos Aires.

Villegas et al., 1998

Cálculos utilizando un mineral índiceSe calcula un índice en cada horizonte denomi-nado índice de alteración que indicaría cuántose modificó el horizonte durante la pedogénesis.Para establecer ese índice se utiliza un denomi-nado mineral índice y se relaciona el contenidodel mismo en cada horizonte con el contenidoen el material originario. Posiblemente el térmi-no índice de alteración induce a alguna confu-sión. Está claro que se refiere a cuánto se modifi-có un horizonte determinado por la pedogénesisdebido a los cambios en ganancias y pérdidasque ocurren en el horizonte, no a la alteraciónespecífica de algún mineral en particular ni almineral elegido como comparación. Justamentese supone que el mineral índice no se altera, sinoque cambian los tenores relativos del mismo enel volumen total de cada horizonte al haber ga-nancia o pérdidas de constituyentes debido a re-organización de partículas (por ejemplo, la can-tidad de circón en un horizonte B es la originalpero si el horizonte se enriqueció en materialessólidos, la cantidad relativa en volumen serámenor). Si bien ningún mineral es totalmenteestable en la naturaleza, se eligen como minera-les índices aquellos más estables como circón, tur-malina, cuarzo, o también se puede utilizar el

contenido de un elemento (por ej. Zr del circóno B de la turmalina) que forma parte de un mi-neral considerado estable en condiciones deepigénesis. Teniendo en cuenta el factor de alte-ración (del horizonte) y la densidad aparente, secalcula el peso de la arcilla que debía contenerel horizonte por unidad de volumen. Por com-paración con el peso de la arcilla en el momentode la determinación se obtienen las ganancias ypérdidas del horizonte.

Este modelo simplificado de desarrollo del suelo(Buol et al.,1997) considera que el suelo derivade una columna de material homogéneo, toman-do el horizonte C como representante de las con-diciones iniciales. La materia orgánica no se con-sidera en los cálculos. El modelo se presenta comoun sistema abierto con respecto al agua y pro-ductos solubles de alteración de algunos mine-rales, pero cerrado con respecto a productos só-lidos, pues solo se muestra una reorganizaciónde partículas dentro del suelo. Para ello se cal-culan ganancias y pérdidas de los horizontes delsuelo comparando la densidad aparente (g.cm-3)de cada horizonte con la del horizonte C. Lospasos a seguir son:


Figura 3.13. Ganancias y pérdidas de arcilla.Argiudol típico (Serie Rafaela), Argialbol típico.(Serie Castellanos). Panigatti, 1980.

40

80

120

40

80

120

Pro

fun

did

ad

(cm

)

Ganancia y pérdida de arcilla vs. profundidad

20 10 10 20

Pérdida Ganancia (g/100 cm /cm)2

CASTELLANOS

RAFAELA

Es interesante destacar que la evolución de unsuelo y del proceso de iluviación se puede esti-mar con alguna precisión, como se ejemplificóutilizando cuarzo como mineral índice. Se po-dría teorizar que en suelos bien drenados de laRegión Pampeana, los procesos principales sonde redistribución de constituyentes sólidos delmaterial original con escasa pérdidas fuera delsistema, si se tiene en cuenta que en un Argialboldel N de la Región Pampeana se necesitaron 1,05m de material original para formar un metro desolum (Panigatti 1975). Este tipo de suelo, muyevolucionado para la Región Pampeana, poseebuena fertilidad inicial y actual, que conserva,aún con prácticas de agricultura extensiva.

- Calcular el peso total actual del material de cadahorizonte (volumen por densidad aparente).- Calcular para cada horizonte el contenido (enpeso) del mineral índice, por conteo óptico de lafracción modal de arena o registrosdiifractométrico, y del material arcilloso y noarcilloso por análisis textural.- Obtener el factor del mineral índice (FMI) decada horizonte, dividiendo el contenido del MIdel horizonte C.- Multiplicar el FMI de cada horizonte por losvalores de peso total y de material arcilloso y noarcilloso del horizonte C por el FMI para obtenerel contenido original de los distintos horizontes.

Este método se aplicó en suelos de Santa Fe(Panigatti, 1980) donde se observa que las ga-nancias en arcilla del horizonte argílico se com-pensan con las pérdidas de la misma en los hori-zontes superficiales y esta diferencia (posibleerror operacional) es de solo 5% (Figura 3.13).

Cálculo sobre la base de constancia de volumen.Se calculan las ganancias y pérdidas de materia-les en el perfil considerando la hipótesis que elvolumen del suelo se mantiene constante duran-te su desarrollo: una unidad de volumen de ma-terial originario, origina otra unidad de volumenigual de suelo aunque cambie su densidad. VanWambeke (1972) hace un tratamiento teórico delproceso de iluviación y elabora un conjunto deábacos para cuyo uso sólo es necesario conocer:a) contenido actual de arcilla en los horizontesA, B, C, y b) espesor de los horizontes A y B.

Propiedades mineralógicas

Composición mineralógicaEn el desarrollo del proceso de ilimerización ycomportamiento de los suelos ilimerizados in-fluye tanto la granulometría como la composi-ción mineralógica del material original ya que:a) inicialmente el proceso es más rápido cuandohay mayor cantidad de material fino en el siste-ma, y b) hay migración diferencial según el ta-maño medio de cada especie mineralógica(esmectita < illita < caolinita). Por ese motivo esinteresante comentar la mineralogía de los sue-los ilimerizados, sobre todo por la escasa difu-sión de los estudios mineralógicos de la fracciónfina de los suelos, en contraposición con la grandifusión del proceso en los suelos pampeanos.

¿Qué se sabe de la mineralogía de arcillas de sue-los ilimerizados de la Región Pampeana? De lainformación analizada en dos actualizacionesrealizadas acerca del tema (Scoppa, 1976; Morrás,1985 y trabajos allí mencionados) se observa unavance principalmente interpretativo más quecuantitativo de las áreas y temas de investiga-ción. Recientemente, se realizó un estudio acer-ca de la relación entre composición mineralógicay propiedades físicas (Castiglione et al., 2005).

Una de las primeras preguntas a responder es silos minerales de arcilla que se encuentran en loshorizontes B de suelos pampeanos provienen deotros horizontes o se formaron in situ. Esta esuna pregunta difícil de responder en forma ge-neral porque es un tema con escaso tratamientogenético y aplicado.

Hay un conjunto de investigaciones pioneras quepermitieron sentar las bases iniciales del conoci-miento y ser el punto de partida de discusionesposteriores. Sabido es que los científicos del sue-lo, en lo referente a los temas relacionados agénesis de suelos, han tomado como base estu-


crecimiento en profundidad y mezcla conmontmorillonita.

Una transecta clásica de la «región maicera» delnoreste de la Pampa Ondulada (Series Ramallo,Urquiza, Arroyo Dulce, Rojas, Junín y Saforcada)aporta información acerca de la mineralogía dela fracción menor a 2 μm; la mayoría de estossuelos poseen rasgos de ilimerización y horizon-tes argílicos. El grado de ilimerización disminu-ye en expresión regionalmente desde Ramallohasta la margen izquierda del Río Salado a me-dida que el desarrollo pedogenético de los sue-los es menor, con horizontes de acumulacióniluvial de aproximadamente 60 cm de potenciaen el noreste y carentes de los mismo en el su-doeste. En todos los suelos el mineral de arcilladominante es illita, con tenores de entre 50 y80%, seguida de montmorillonita entre 5 y 40%, caolinita entre 5 y 10 y feldespato entre 5 y10% en la fracción menor a 2 μm (Iñiguez yScoppa, 1970), (Tabla 3.5).

Aquí se considera que la disminución demontmorillonita hacia los horizontes superioresse debe a un proceso de transformación de illitapor interestratificaciones y contribuiría con elproceso de lixiviación para su concentración enlos horizontes inferiores. En algunas de las Se-ries hay variaciones porcentuales de especiesmineralógicas; así, en las Series Arroyo Dulce yRojas la concentración de montmor-illonita enel horizonte B21t (que coincide a veces con elmayor tenor de arcilla), se asigna a la lixiviaciónde montmorillonita desde los horizontes A. Tam-bién existiría transformación de montmorillonitaa illita hacia el horizonte A. En esta transecta seplantea que la variación mineralógica de las ar-cillas de E a O se relaciona con la granulometríamás gruesa y edad en esa dirección, que tieneinfluencia en la alteración del material origina-rio. Se postula que las diferencias en distribu-ción intrapedónica se deben principalmente aprocesos de transformación de montmor-illonitaa illita con presencia de interestratificados illita-montmorillonita y montmorillonita-illita, queregionalmente están vinculados con cambiosgranulométricos del material originario.

Más allá de la característica composicional gene-ral, se resumen las variaciones de distribución re-lativa entre las especies mencionadas, tanto enel paisaje como en los pedones (Tabla 3.5).

• Los suelos más evolucionados del noreste (Se-rie Ramallo) poseen predominio de illita conmayor grado de cristalinidad en los horizontes

dios sedimentológicos generalmente realizadosdesde esa óptica. En trabajos iniciales realizadospor sedimentólogos se sostiene que la arcilla delos materiales originarios de los suelos es here-dada (González Bonorino, 1966). Dicho de ma-nera abarcativa, en las cuencas sedimentarias(como la Región Pampeana) se produce la acu-mulación detrítica de minerales de arcilla pre-viamente formados y con modificaciones míni-mas; así, la arcilla es generalmente alóctona ypor lo tanto heredada. Los otros mecanismos degénesis de arcillas son transformación y neofor-mación o autigénesis; la primera es la alteraciónde minerales de arcilla previamente formados porcambios del ambiente geoquímico y son tranfor-maciones muy tenues; la segunda es la cristaliza-ción de minerales de arcilla in situ a partir deiones presentes en el medio y es un mecanismoque no ocurre frecuentemente. Algunas defini-ciones tomadas de la bibliografía son:Neoformación: en micromorfología de suelos esun rasgo o una nueva substancia formada in situ;por ejemplo: revestimientos de arcilla, concre-ciones y minerales de arcilla sintetizados (Schaetzly Anderson, 2005); autigénesis: aplicado a proce-sos de formación de minerales «in situ» en sue-los y sedimentos por precipitación química obioquímica directa a partir de soluciones, o cris-talización de materiales escasamente organiza-dos desde coloides del suelo, (Dixon y Weed,1989). Según Besoain (1985), neogénesis,neosíntesis y autigénesis, son sinónimos.

En la Región Pampeana se especula acerca de laposibilidad de neoformación de arcillas. En la pro-vincia de Buenos Aires, utilizando métodos indi-rectos como el de Barshad, (1967), del mineralíndice y el de VanWambeke, (1972), se dice quela neoformación de arcillas es un fenómeno co-mún en algunos suelos de la Región Pampeana(Scoppa, 1976, 1978). También suele compararsela disminución en las proporciones relativas deminerales primarios con el aumento relativo deillita en los horizontes ilimerizados para supo-ner la formación de illita pedogenética (Iñiguezy Scoppa, 1970; Stephan et al., 1977).

No son muy numerosos los estudios de arcillas ymenos los de la fracción limo, el mayor constitu-yente de la mayoría de los suelos pampeanos. Secomentan a continuación algunos de los resulta-dos de investigaciones nacionales. Pécora yGuedes, (1966) utilizan análisis térmico diferen-cial, ponderal y químicos total en suelos de Bue-nos Aires, Santa Fe y Entre Ríos, algunos de ellosBrunizem con procesos de ilimerización. Deter-minan predominncia de illita en superficie, de-


superiores con progresiva desaparición hacia loinferiores, patrón que repite la caolinita y contendencia inversa la montmorillonita.• Los suelos con desarrollo moderado (Serie Arro-yo Dulce y Serie Rojas) muestran tendencia seme-jante en la distribución de illita y caolinita y con-centración de montmorillonita subsuperficial, quea veces coincide con los horizontes con mayortenor de arcilla, y decreciendo en A y C.• Los suelos con desarrollo pedogenético esca-so (Serie Saforcada) poseen distribución homo-génea de las especies mineralógicas menciona-das en todo el perfil.

Contrariamente a la variación intrapedónica se-ñalada en el caso anterior, en un Argialbol típi-co y muestras de loess de entre 3,0 y 9,0 m de laprovincia de Santa Fe, se encontró muy poca di-ferenciación de tipo y cantidad de especies mi-nerales arcillosas entre los horizontes, a pesar dela marcada evolución pedológica, como tambiénescasa cristalinidad de los materiales arcillosos(Panigatti, 1975, Panigatti y Mosconi, 1978/79).Se identificaron illitas, interestratificados illita-vermiculita, caolinita, cuarzo y feldespatos, me-diante análisis difractométrico de rayos X, mien-tras que con análisis químicos específicos se de-terminaron valores de entre 7,0% a 24,2% paraalofanos y 3,7% a 13,7% para vermiculita. Lapresencia de distintas especies mineralógicas en éstey otros suelos y ambientes del norte pampeano, esdubitativa, posiblemente por el grado de resolu-ción del método difractomé-trico utilizado en esosaños (detección por encima del 12%).

También hay información mineralógica de sue-los ilimerizados proveniente de una transectaclimática regional de 215 km, con Brunizems dela parte central de la provincia de Santa Fe (4suelos) y este de Córdoba (1 suelo) (Figura 3.14)(Stephan, et al., 1977). Todos los suelos poseenrasgos de ilimerización con distinto grado de ex-presión y relación entre el máximo contenido dearcilla en el B / mínimo contenido de arcilla enel A, de 1,3 al oeste y 3,0 al este. Es interesantemencionar que los materiales originarios de lossuelos de esta transecta poseen distintas áreas deaporte sedimentario: los suelos al oeste de Rafaelase formaron en sedimentos principalmente deri-vados de las sierras de Córdoba, mientras que lossuelos de Esperanza y Angel Gallardo provienende loess más fino con material proveniente de lacuenca del río Paraná. En cambio los suelos de ElTio muestran influencia de sedimentos aluvialescon abundante mica del Río Segundo, traidos delas Sierras de Córdoba.

En todos los suelos hay predominancia cuantita-tiva de illita, con variaciones intrapedónicas. Sepostula que en todos los suelos se producemeteorización más marcada en los horizontes By también ilimerización y vertisolización. Hay co-rrespondencia entre la variación climática y eldesarrollo del horizonte B pero no con la pre-sencia de rasgos de ilimerización, la cual es máserrática. En las descripciones de campo se identi-fican con frecuencia los barnices, aunque la iden-tificación de rasgos de ilimerización en las des-cripciones micromorfológicas es más errática. Enesta transecta, los cutanes de iluviación se seña-lan como bien desarrollados solo en Rafaela y enotros suelos son muy escasos o están ausentes.Los cutanes se formarían tanto por ilimerizacióncomo por esfuerzos a los que hay que sumar losinmersos en la matriz generados por argilitur-bación y bioturbación. En el suelo más occiden-tal habría ilimerización escasa y débilmeteorización propia de clima semiárido y pre-sencia los cutanes arcillosos escasos, a diferenciade los suelos ubicados en las porciones más hú-medas de la transecta. En el suelo Rafaela habríaformación de ilita pedogenética «in situ» por eldecrecimiento comparativo en el contenido deminerales primarios en los horizontes B. En Es-peranza los horizontes B más superficiales po-seen cutanes relictos y escasos actuales y en losmás profundos estos últimos son abundantes. EnAngel Gallardo también hay cutanes relictos yescasos actuales y se postula cierta alteración deillita con aumento de esmectitas y caolinita. Laidea de los autores es que en estos suelos actúanconjuntamente varios procesos cuya identidad seopaca por la interdependencia; hay argilipedotur-bación por la cantidad de arcilla total aunquesea mayoritariamente illita. Los suelos de SantaFe poseen entre 35 y 49 % de arcilla total enhorizontes B. Se suma la variabilidad hídricaestacional, la intensa actividad biológica debioturbación y en algunos la agricultura desdehace al menos 60 años. Posiblemente se produz-ca ilimerización más o menos intensa aunque noquede manifestada por los rasgos típicos.

Con respecto a la presencia y génesis de alofanoen suelos de la Región Pampeana es un temaconflictivo, planteado y no resuelto. Pécora yGuedes (1966) consideran que probablementehaya alofanos, mientras que otros autores men-cionan su presencia, como Iñiguez y Scoppa(1970) en la Serie Junín (Pampa Ondulada) yPanigatti, (1975) en la Serie Castellanos (PampaLlana Santafesina).


Mineralogía y fertilidadLa reconocida alta fertilidad de los suelospampeanos de Argentina responde a dos aspec-tos, por un lado las propiedades mineralógicasque constituyen su reserva potencial y activa ypor otro, la naturaleza de su génesis. La eviden-cia inicial fue el rendimientos y la calidad de ce-reales, oleaginosas y pasturas, y luego los estu-dios realizados en los mismos y en los suelos,tales como en contenidos de nutrientes, materiaorgánica, texturas, espesor de horizontes, desa-rrollo de perfiles, etc.

Los estudios mineralógicos demostraron la pre-sencia de mezcla de arcillas illíticas, esmectíticasy caoliníticas. Los suelos con esta «mezcla» dearcillas se ven favorecidos en su fertilidad, con-diciones físicas y productividad, porque esamezcla natural de coloides minerales, sumadoal elevado contenido de limo fino, participa

con sus propiedades individuales y reduce oelimina las propiedades desfavorables de aque-llos suelos donde predomina ampliamente untipo de arcilla. Los suelos tienen un elevadocontenido de K atribuible a i l l ita einterestratificados illita-vermiculita, buena ca-pacidad de retención de agua útil y alta CICpor la presencia de las arcillas mencionadas yalofanos si es que están presentes.

Por otro lado, la génesis específica de los suelospampeanos, típica de regiones templado-húme-das, se puede comparar con suelos de climas di-ferentes como Ultisoles y Oxisoles. Cabe mencio-nar otra vez que cálculos realizados en unArgialbol típico de la Pampa Llana Santafesina(Serie Castellanos, franco limosa), establecieronque se necesitó 1,05 m de material original paraformar un m de suelo. Este hecho permite inferirque es un suelo muy fértil porque casi todo el

Tabla 3.5. Mineralogía de arcillas de algunos suelos zonales. Pampa Ondula-da. Provincia de Buenos Aires.

Mineralogía estimada de arcillas

Fracción < 2mm (*) Fracción < 2 mμHorizonteProf.

(cm)I M C F I

(%)M C F

Arcilla

(%)

Serie AAp 0-14 18,7 1,1 2,2 - 85 5 10 - 22,0A12 14-34 23,4 2,7 1,4 - 85 10 5 - 27,5B1 45-58 21,1 4,2 2,8 - 75 15 10 - 28,1

B21t 58-77 24,4 10,2 4,1 2 60 25 10 5 40,7B22t 77-97 20,7 5,9 - 2,9 70 20 - 10 29,5B3 97-140 17,0 3,9 2,6 2,6 65 15 10 10 26,2C 140-220 19,2 2,4 - 2,4 80 10 - 10 24,0

Serie Rojas. Argiudol típico.A12 14-30 18,9 1,2 2,3 1,2 80 5 10 5 23,7B1 30-39 20,4 2,5 1,3 1,3 80 10 5 5 25,5

B21t 39-60 23,1 8,9 1,8 1,8 65 25 5 5 35,5B22t 60-82 20,9 4,2 2,8 2,8 75 15 10 10 27,8B3 82-104 11,8 2,5 0,8 1,7 70 15 5 10 16,9C 104-210 10,1 1,4 1,4 1,4 70 10 10 10 14,4

Serie Saforcada. Hapludol éntico.

Ap 0-16 7,2 0,9 - 0,4 85 10 - 5 8,5A1 16-38 7,1 0,9 0,9 0,5 75 10 10 5 9,5AC 38-73 6,6 0,9 0,9 0,4 75 10 10 5 8,8C 73 140 6,4 0,8 0,4 0,4 80 10 5 5 8,0

rroyo Dulce. Argiudol típico.

Iñíguez y Scoppa, 1970. I: illita, M: montmorillonita, C: caolinita, F: feldespato. *Calculadopor los autores de este libro.


material original (loess) rico en nutrientes, per-manece en la zona radicular. Comparando conun Paleudult típico, la Serie Dunmore, francolimosa (Tennessee, USA), donde se necesitaronmás de siete metros del material original paragenerar un metro de suelo, indicaría que en estecaso solo permanecen en la zona radicular losmateriales muy resistentes a los procesospedogenéticos. Esas diferencias permitenhipotetizar que la riqueza del suelo pampeanose basa en que gran parte de las propiedades delmaterial original se conserva en la zona de ma-yor actividad de raíces, en contraposición consuelos del noreste de la Argentina cuya evolu-ción genética conduce a menor grado de fertili-dad natural para la vegetación prístina y menosaún para los cultivos (Panigatti, 1975).

Familia mineralógicaLa Familia mineralógica es un conceptotaxonómico no relacionado directamente al pro-ceso de ilimerización, que se puede vincularmediante la idea generalizada que el horizonteargílico está mejor expresado morfológicamenteen las Familias con clase por tamaño de partícu-la francas que en las finas, debido a la menorcantidad de arcilla de las primeras y a la bajaconductividad hidráulica de las segundas. De serasí, estaría mejor expresado en las clases francafina que en las finas. Por ejemplo, como ocurreen dos Series representativas de la Pampa Húme-

da, Argiudoles típicos bien drenados: la SerieRojas es franca fina porque tiene 32% de arcillaen la sección de control de Familia, con barnicesmuy abundantes en el Bt1 y la Serie Pergaminoes fina porque posee 41% de arcilla en la secciónde control con barnices abundantes en los Bt1 yBt2 (Tabla 3.6). Si se considera la relación entre% de arcilla del B/% de arcilla del A como ungrado de expresión del horizonte argílico, la hi-pótesis no es correcta ya que es en Serie Rojas:1,32 y en Pergamino 1, 72.

Por otra parte, en los suelos con rasgos deilimerización (Molisoles y Alfisoles) que se en-cuentran clasificados en Familias mineralógicasde la Pampa Ondulada de la provincia de Bue-nos Aires (Moscatelli et al., 1985), se observa quehay una correspondencia biunívoca entre la cla-se por tamaño de partículas y la clasemineralógica tal que las clases finas son illíticasy las francas finas son mixtas; posiblemente seaasí en algunos casos, pues gran parte del territo-rio provincial posee herencia sedimentaria illítica.De todas maneras, es interesante mencionar quehay una tendencia nacional a denominar con cla-ses illíticas, a suelos que poseen clase por tama-ño de partícula fina, posiblemente con insuficien-te información mineralógica. Quizás este hechosurja de la escasa información mineralógica ge-neral, y se apele por extensión al hecho que al-gunos trabajos mineralógicos de suelospampeanos muestran la predominancia de illita

Figura 3.14. Composición y distribución mineralógica de arcilla en los suelos de una climosecuenciaen las provincias de Santa Fe y Córdoba (fracción menor de 2 mm). Stephan et al., 1977.


Arcilla(%)

Familia(clases)

SerieSección de

controlRelación B/A

Tamaño departículas

Mineralógica

Clasetextural

horizonte C

Pampa Ondulada

41,1 1,81 Fina Illítica Fr.lim.39,6 1,66 Fina Illítica Fr.lim.

Pergamino*Arroyo Dulce*Rojas* 31,6 1,32 Limosa fina Mixta Fr.lim.gr.

33,4 1,33 Limosa fina Fr.lim.29,8 1,30 Limosa fina Fr.lim.

Marcos Juarez**Hansen**Monte Buey** 30,0 1,24 Limosa fina Fr. lim.

Area Serrana

Tandil*** 41,7 1,42 Fina Illítica Fr.

Pampa Interserrana

Laprida*** 34,3 1,27 Limosa fina Mixta Fr.

* Hoja Pergamino(3360-32), INTA, 1972.**Hoja Marcos Juárez (3363-17), INTA, 1978,***Hoja Pedro Lasalle (3760-32), INTA, 1995. Clase fina: 35-60% arcilla en fracción <2 mm; clase limosa fina: <15%arena fina o más gruesa y 18-35% de arcilla (Taxonomía de Suelos, 1999). Relación B/A calculada por promediosponderados de Horizontes B2 y A.

sobre otros argilominerales. En consecuencia, losautores de este libro consideran apropiado men-cionar tentativamente a la Familia como «mix-ta», e incorporar un signo de interrogación, ono clasificar mientras no exista la informaciónnecesaria. Claro está que la clase mixta puedecalificar a materiales finos y más gruesos, y enese caso la calificación es indefinida.

En la Pampa Ondulada de la provincia de Bue-nos Aires todos los Argiudoles que poseen Fami-lias con clase por tamaño de partículas fina (12Series los típicos; 1 Serie los ácuicos, 1 Serie losvérticos), son illíticas; en cambio aquellos conclases limosa fina (4 Series los típicos, 1 Serie losácuicos), y franco fina (8 Series los típicos, 4 Se-ries los ácuicos), son todas mixtas. Igualmenteocurre con los Hapludoles que poseen clases portamaño de partículas limosa fina, franca fina,franca gruesa, (Moscatelli, et al., 1985). Segúnestos autores, los suelos de la Pampa Onduladaposeen Familias mineralógicas cada vez másgruesas en sentido este-oeste, relacionadas a lagranulometría creciente de los sedimentosloéssicos en esa dirección, desde fina a francafina y gruesa; las Familias limosas se vinculan acuencas cerradas, y dicen que «La diferenciacióna nivel de Familia surge exclusivamente por laaplicación de los criterios de clases texturales ysu correlativa clase mineralógica». Es posible pre-

guntarse cuál es la correlativa clase mineralógicade las clases texturales. Claramente se deduce quela clase mineralogica illítica se determina, al me-nos para la Pampa Ondulada solo a partir de laclase por tamaño de partícula fina. Los suelosdel norte de la Región Pampeana son clasifica-dos como «mixtos» a nivel mineralógico, por al-gunas evidencias e inferencias (Panigatti 1975;1980; Panigatti y Mosconi 1978/9).

La Tabla 3.6 contiene Familias con clases por ta-maño de partículas y mineralógica de suelos biendrenados y representativos de las provincias deBuenos Aires y Córdoba. En las Familias de laPampa Ondulada se observa disminución de ar-cilla en la sección de control de Familia a media-da que disminuye la relación de tenor de arcillaentre el B y el A y cambio de clase por tamañode partículas de fina a franca fina aunque lagranulometría general es similar (clase texturaldel horizonte C: franco limosa).

Propiedades físicas

GranulometríaEn suelos de pradera, cuando están desarrolla-dos en materiales originarios homogéneos, elproceso de ilimerización genera la redistribución

Tabla 3.6. Familias en Argiudoles típicos. Provincias de Buenos Aires y Córdoba


En Argentina es un tema que tuvo algún atracti-vo en los años 70 y 80 cuando surgió el auge delconocimiento de los suelos de la RegiónPampeana mediante métodos con mayor poderde resolución que los de campo. A partir de untrabajo de Scoppa (1978), se instaló la idea quelos horizontes iluviales pampeanos poseían enri-quecimiento de arcillas finas, pero los trabajosdonde se separan subfracciones de arcilla sonescasos (Pazos, 1984; Villegas et al., 1998).

En transectas regionales en sentido Este-Oeste dela Región Pampeana se relaciona la textura másgruesa de los sedimentos junto a la disminucióndel aporte hídrico en ese sentido con la disminu-ción del grado de ilimerización (Stephan, et al.,1977; Scoppa, 1978-79). También se han observa-do variaciones granulométrico composicionalesregionales (Scoppa, 1976; Morrás, 2003), tanto enla fracción fina como gruesa, vinculadas a la pre-sencia de sedimentos aportados por el escudobrasileño en el área nororiental, y por las sierraspampeanas en el área noroccidental.

La composición granulométrica de los materia-les superficiales presenta variaciones generales

de partículas de tamaño arcilla que se manifies-ta en el perfil del suelo por tenores relativamen-te bajos en los horizontes A y C y una acumula-ción en los horizontes B. Hay varios procesos quepueden conducir a esta reorganización del ma-terial fino: a) los productos solubles demeteorización de los minerales de horizontessuperiores se movilicen en solución y precipitenen horizontes subsuperficiales como mineralesde arcillas, b) los minerales de arcillas se formenpor meteorización mineral «in situ» en los hori-zontes B, y c) las partículas de arcilla se muevanen suspensión por agua percolante hacia abajo.Claro está que el último origen es el más fácil deverificar, y uno de los métodos es la utilizaciónde relaciones granulométricas.

Considerando la hipótesis que las fraccionesgranulométricas más finas de arcilla se despla-zan más fácilmente, se utiliza la relación entrefracciones de arcilla tales como arcilla fina a ar-cilla total, como se explicó anteriormente. Haynumerosas investigaciones que utilizan esta re-lación y muestran que en suelos degradados eltenor de arcilla total en el interior de los agrega-dos de horizontes Bt1 y Bt2 es semejante, aun-que en la superficie de los agregados es diferen-te, ya que en el Bt1 hay menor cantidad de arci-lla total y mayor relación arcilla gruesa a arcillafina (Birkeland, 1984).

entre franca limosa, franco a franco arcillo limosay el tamaño de grano tiende a disminuir en di-rección O-SO a E-NE. También se registran varia-ciones según se consideren sedimentospedogenizados o no. En el área oeste y sud-estede la Región Pampeana los sedimentos suelenser comparativamente más gruesos con fraccio-nes predominantes entre 3 y 4 φ (arena muy fina)y fracción modal entre 4 y 5 φ (limo grueso). Loshorizontes pedogenizados son más finos, tien-den a ser bimodales y las modas entre 11 y 12 φsuelen ser fuertes. El área E y NE de la RegiónPampeana posee sedimentos más finos con tex-turas franco limosas, franco arcillo limosas ymoda entre 5-6 φ.

Propiedades químicas

El incremento de arcilla de los horizontesargílicos influye de diversas maneras en otraspropiedades del suelo. La presencia de rasgos deiluviación de arcilla tiene implicancias en la nu-trición vegetal. Las raíces que se desarrollan enhorizontes argílicos se extienden preferentementesobre las caras de los agregados más que dentrode éstos. De esta manera, los barnices querecubren los agregados poseen contenidos ma-yores de N, P y K que en el interior, y así proveenuna dotación adicional de nutrientes.

En la Tabla 3.7 se presentan algunas propiedadesseleccionadas de los horizontes Bt o B más su-perficiales de distintas subregiones de la RegiónPampeana tomados de las Cartas de Suelos delINTA. Dentro de las propiedades físico-químicaso químicas hay que destacar la capacidad de in-tercambio catiónico (CIC), por su relación con lafertilidad potencial y la capacidad de «amorti-guación» con respecto a los contaminantes. Enla Región Pampeana esta propiedad aumenta demanera apreciable en los horizontes B, dondecasi siempre alcanza el valor máximo del perfil,compensando marcadamente el aumento de ar-cilla a la disminución de materia orgánica. Losvalores mayores se encuentran en Vertisoles ySubgrupos vérticos de Entre Ríos con promediosmuy altos (algo superiores a 40 cmolc/kg), sinmayores diferencias entre ambas agrupacionesde suelos. En esta provincia, se observa una rela-ción CIC/arcilla cercana a 1,0 en los horizontes Bde Vertisoles y Subgrupos vérticos, que señala laparticipación de esmectitas, comparada con Btde suelos no vérticos donde es de 0,7.

Valores elevados, aunque menores a los de EntreRíos, se encuentran en la Pampa Deprimida (33


Tabla 3.7. Parámetros estadísticos de propiedades fisicas y químicas seleccionadas enhorizontes B. Provincias de Buenos Aires, Santa Fe, Córdoba y Entre Ríos.

Materia orgánica (%)Parámetrosestadísticos

arcilla(%)

CIC(cmol kg-1)

RelaciónCIC/arcilla Primer B Todo los B

pH(pasta)

K interc.(cmol kg-1)

Promedio 39,2 27,8 0,72 1,14 0,78 6,2 2,4Intervalo 26,0-51,6 21,4-36,4 0,51-1,03 0,88-1,60 0,24-1,60 5,5-6,9 0,7-4,3C.V. (%) 17,0 12,2 7,2 17,5 44,9 5,0 40,0

Promedio 38,5 28,0 0,74 1,19 0,92 5,9 2,0Intervalo 24,5-60,2 18,4-37,4 0,50-0,90 0,88-1,67 0,34-1,67 5,1-6,5 1,2-3,2C.V (%) 24,1 18,9 16,2 16,8 36,9 5,9 21,0







Pampa Arenosa. Horizontes nátricos (21 series, 33 horizontes)

INTA, 1992b. Cartas de Suelos Hojas 3560-28 (Saladillo) y 3560-29 (Roque Pérez) (INTA, inéditas)

Pampa Arenosa. Horizontes argílicos (15 series, 33 horizontes)

INTA, 1992b. Cartas de Suelos Hojas 3560-28 (Saladillo) y 3560-29 (Roque Pérez) (INTA, inéditas)

Pampa Llana Cordobesa. 9 series, 13 horizontes (argílico, nátrico y cámbico con evidencias de ilimerización)

INTA, SMAGyRR, 1987

Pampa Ondulada Centro (Buenos Aires) 11 series, 21 horizontes. Argiudoles típicos, ácuicos y vérticos

INTA, 1972, 1974b

Pampa Ondulada Norte (Santa Fe) 13 series, 35 horizontes. Argiudoles típicos, ácuicos y vérticos

INTA MAG Santa Fe, 1988b

Pampa Deprimida. Horizontes nátricos (17 series, 24 horizontes)

Cartas de Suelos Hojas 3760-5 (Las Flores), 3760-6 (Casalins), 3760-11 (Martín Colman) (INTA. inéditas)

Pampa Interserrana y Sierras de Tandil y Ventania. (23 perfiles de Argiudoles típicos y líticos, 32 horizontes)

INTA, 1989,

Entre Ríos. Horizontes argílicos de Vertisoles y subgrupos vérticos (18 series, 36 horizon tes)

INTA -Gov. Entre Ríos (1980), Carta Departamento Paraná (INTA. inédita)


cmolc/kg en promedio) que se corresponden conlos altos tenores de arcilla (46% promedio), aun-que con menor participación de arcillasesmectíticas ya que la relación CIC/arcilla es delorden de 0,7. También hay valores de CIC queentran en la categoría de «altos» en la PampaOndulada y Pampa Interserrana, con promediosdel orden de los 27 cmolc/kg. Los niveles meno-res se encuentran en la Pampa Arenosa y la Pam-pa Llana Cordobesa con promedios ligeramentesuperiores e inferiores a 20 cmolc/kg, respectiva-mente. En ambas regiones la relación CIC/arcillapromedio oscila entre 0,7 y 0,8.

Al igual que la CIC, la materia orgánica alcanzalos valores más altos en Vertisoles y Subgruposvérticos de la provincia de Entre Ríos, con valo-res promedios del orden de 2,5%, a pesar de queestos componentes no tendrían incidencia signi-ficativa en el valor de CIC, como indican Herediaet al., (2004) mediante análisis estadísticos. Estehecho se atribuye a la presencia de complejosarcillo-húmicos estables, que según estos auto-res son poco afectados por el manejo. Los valo-res menores de materia orgánica se han observa-do en la Pampa Arenosa donde el promedio nollega a 1%, tanto en horizontes argílicos comonátricos, que no muestran diferencias apreciables.El valor bajo se atribuye a las texturas más grue-sas que favorecen la mineralización y la mayorprofundidad en que se encuentran los horizon-tes Bt, particularmente en los Subgrupos tapto.En el resto de las subregiones, la materia orgáni-ca tiene valores promedio entre 1 y 2% en elhorizonte Bt más superficial.

Los suelos de la Región Pampeana se encuentranen general bien provistos de potasio intercam-biable derivado de los materiales originales, don-de tienen importante participación losfeldespatos potásicos, micas y arcillas ilíticas. Sinembargo, Morrás y Cruzate (2001) señalan varia-ciones de la fracción «cuasi-total» (K2O) al proce-sar datos históricos del Ministerio de Agricultu-ra; los valores más bajos se encuentran en el Ede Entre Ríos y los más altos en la RegiónPampeana situada al norte del paralelo 34ºS. Enlos 10 cm superiores de Molisoles de las SeriesRamallo y Marcos Juarez y otros suelos de Ar-gentina se encontró que el potasio intercambia-ble está principalmente relacionado a las carac-terísticas texturales y mineralógicas de cada frac-ción textural. Así en Ramallo las fracciones arci-lla, limo y arena contribuyen al 83, 14 y 2,3% delK intercambiable y el 67, 26, y 4,2% del potasiono intercambiable (Zubillaga y Conti, 1994). Elpotasio intercambiable no muestra tendencias

definidas de distribución en profundidad y nodecrece en ese sentido como otros nutrientes aso-ciados a la fracción orgánica. A veces en los hori-zontes B se encuentra mayor concentración. EsteK representa una reserva que las raíces aprove-chan, reciclándolo y depositándolo en la super-ficie con los rastrojos. La mayoría de los granosreciclan la mayor parte del K absorbido ya queexportan menos del 20 %; una excepción es lasoja que exporta alrededor del 60 %. Losnivelesmás altos de K intercambiable se encon-traron en B nátricos de la Pampa Deprimida yPampa Arenosa, con valores de alrededor de 3cmolc/kg (1170 ppm) y los menores en Entre Ríos,con promedios ligeramente inferiores a l cmolc/kg. Sin embargo, este valor está por encima delos 100-200 ppm, niveles considerados adecua-dos para obtener altos rendimientos (Melgar yCastro, 2006).

El pH de los horizontes B argílicos suele ser másalto que el de los horizontes suprayacentes. Unade las causas es la disminución del efectoacidificante de la materia orgánica. También in-fluye el aumento de saturación con bases, causa-do en muchos casos por la presencia de carbona-to de calcio en distintas formas (horizontes Btk).Los valores promedio de pH en las distintassubregiones de la Región Pampeana no mues-tran variaciones considerables, oscilando entre7,3 en Entre Ríos y 6,2 en la Pampa OnduladaNorte. Los horizontes nátricos son dominantesen la Pampa Deprimida y la Pampa Arenosa, conpH de 8,4 y 8,1, respectivamente, con PSI de alre-dedor de 40 %.

Clasificación

Como se mencionó, el proceso de ilimerizaciónno se diferenciaba del de podzolización en lasprimeras clasificaciones. En consecuencia, muchosde los suelos con iluviación de arcilla incluíanbajo los términos podzol, podzólico, podzolizado.Así, la clasificación de EE.UU. de 1938 (Baldwinet al., 1938) y reconocieron (Thorp y Smith, 1949)los suelos lixiviados de regiones templadas comogris-pardo podzólicos («Grey-brown podzolicsoils»), y los de regiones más cálidas como rojo-amarillo podzólicos («Red-yellow podzolic soils»).Estos suelos corresponden a los órdenes Alfisol yUltisol, diferenciados por la saturación en bases,(≥35 % en el primero y <35% en el segundo). Lapresencia de arcilla iluvial se denotaba median-te el adjetivo «textural» aplicado a los horizon-tes B. Se identificaban así por ejemplo a Brunizemcon B textural y sin B textural. En algunos casosse utilizaban los términos «lixiviado» o «degra-


dado» (por ej. Chernozem lixiviado) para hacerreferencia a la presencia de un horizonte de acu-mulación de arcilla iluvial.

El sistema Taxonomia de Suelos(«Soil Taxonomy»)En la 6ª. Aproximación (Soil Survey Staff, 1958)del sistema de clasificación de EE.UU. ya se habíaestablecido el horizonte de diagnóstico «argílico»como horizonte subsuperficial de acumulaciónde arcilla iluvial. En dicha Aproximación ya esta-ban esbozados 10 Ordenes de suelos, los cualesaún no habían recibido nombres y se los indica-ba numéricamente de 1 a 10. Dos de ellos, losOrdenes 7 y 8, debían incluir tal horizonte, conuna saturación con bases superior e inferior al35%, respectivamente (Papadakis, 1960). La 7ªAproximación de 1960 (Soil Survey Staff, 1960) ylos sucesivos suplementos (por ej., Soil SurveyStaff, 1967), tuvieron mayor difusión y comen-zaron a utilizarse de manera sistemática en Ar-gentina. En esa versión, el horizonte argílico eradefinido sobre la base de: 1) espesor; 2) eviden-cias de iluviación de arcilla (revestimientos dearcilla en caras de agregados, etc.) y 3) incrementoen el contenido de arcilla respecto a los horizon-tes eluviales. Estas exigencias se han mantenido,con ligeras modificaciones, en versiones poste-riores. En la última versión de la Taxonomía deSuelos (Soil Survey Staff, 2007) el horizonteargílico debe poseer las siguientes propiedades:

1. Espesor1.1≥≥≥≥≥ 7,5 cm o 1/10 del espesor de todos los

horizontes suprayacentes, según cual sea mayor,si el horizonte argílico pertenece a las clases detamaño de partículas franca fina o gruesa, limosafina o gruesa, fina o muy fina

1.2. ≥ ≥ ≥ ≥ ≥ 15 cm, si las clases son arenosa oesquelética arenosa, o

1.3. Si está compuesto de lamelas, cadalamela debe tener ≥ ≥ ≥ ≥ ≥ 0,5 cm de espesor y el con-junto de ellas debe sumar 15 cm o más.2. Evidencias de iluviación de arcillaen alguna de las siguientes formas:

2.1. Arcilla orientada formando puentes en-tre granos de arena, o

2.2. Revestimientos de arcilla en poros, o2.3. Revestimientos de arcilla en caras verti-

cales y horizontes de agregados, o2.4. Cuerpos de arcilla orientada que ocupan

1 % o más de un corte delgado2.5. Si el COLE es ≥ ≥ ≥ ≥ ≥0,04 y si hay estaciones

húmedas y secas bien diferenciadas, la relaciónarcilla fina/arcilla total del horizonte iluvial es1,2 mayor que la relación del horizonte eluvial.Este punto se incluyó para contemplar eviden-

cias alternativas de iluviación de arcilla, cuandolos revestimientos son destruidos por movimien-tos de expansión-contracción.3. Incremento de arcillaSi existe un horizonte eluvial y no hay disconti-nuidad litológica entre él y el horizonte iluvial yninguna capa arada sobreyace al horizonteiluvial, éste debe incrementar la arcilla total,dentro de una distancia vertical de 30 cm o me-nos, de la siguiente manera:

Si el sector eluvial tiene menos de 15% o más de40% de arcilla, el incremento de ésta debe serigual o mayor a 3% u 8% (valor absoluto), res-pectivamente. Si tiene entre 15 y 40% de arcilla,el incremento debe ser 1.2 veces o más.

Un tipo especial de horizonte argílico es elnátrico,,,,, que incluye a aquellos horizontesargílicos que poseen:1) ≥≥≥≥≥ 15% de Na intercambiable (o una relaciónde adsorción de sodio ≥≥≥≥≥ 13) dentro de los prime-ros 40 cm del horizonte; si estos valores se en-cuentran dentro de los primeros 200 cm del suelomineral, el horizonte puede ser nátrico si la sumade Mg + Na intercambiables es mayor que la sumade Ca + acidez de intercambio (a pH 8,2), y 2) columnas o prismas que pueden romper enbloques, o bien bloques y materiales eluvialescon granos de limo o arena sin revestimientosque se extienden más de 2,5 cm dentro del hori-zonte.

Otros horizontes de diagnóstico subsuperficiales,que pueden contener arcilla iluvial son (defini-ciones simplificadas):

Ágrico (Latín ager, campo cultivados). Horizon-te formado bajo cultivo que puede contener can-tidades importantes de limo, arcilla y humusiluviales; descripto en el sudeste de la RegiónPampeana por Pazos (1989) en un Solonetzsolodizado, al que propone denominar Natrudolabrúptico ágrico.Glósico: (Griego: glossa, lengua). Horizonte for-mado por degradación de un horizonte argílico,kándico o nátrico. Debe tener ≥ ≥ ≥ ≥ ≥ 5 cm de espesory se compone de: a) una parte eluvial de mate-riales álbicos que constituyen entre el 15 y 85%del horizonte y 2) una parte iluvial con restos deun horizonte argílico, nátrico o kándico.Kándico: (de kandita*) es un horizonte de acu-

*nombre que proviene de la combinación de las primerasletras de los principales minerales de arcilla de este grupo:kaolinita, nacrita y dickita


mulación de arcillas del tipo 1:1 o kanditas. Debetener una CIC ≤≤≤≤≤ 16 cmolc/kg de arcilla y el incre-mento de arcilla respecto al horizonte superfi-cial debe ser: ≥ ≥ ≥ ≥ ≥ 4% (absoluto), ≥ ≥ ≥ ≥ ≥ 20% (relativo)o ≥ ≥ ≥ ≥ ≥ 8% (absoluto) para contenidos de arcilla delhorizonte superficial de: < 20%, 20-40% o > 40%,respectivamente. Este horizonte se identificó so-lamente en las provincias de Misiones y Corrien-tes (Ligier et al., 2001).

El Sistema Taxonomía de Suelos incluye dos Or-denes en los que es necesario la evidencia de acu-mulación de arcilla iluvial: Alfisoles y Ultisoles,evidenciada por la presencia de los horizontesde diagnóstico argílico, nátrico o kándico, o enalgunos casos, fragipán con barnices de arcilla.

Otros Ordenes en los que podria existir horizon-tes argílico o nátrico son: Molisoles (Grandes Gru-pos Argi-, Natr-, Pale-) y Aridisoles (SubordenArgid). En los Vertisoles la presencia de horizon-te nátrico está contemplada en los Natracuertes,pero el horizonte argílico no está específicamen-te indicado en ningún taxón de este Orden. Enlas provincias de Entre Ríos y Buenos Aires la pre-sencia de este horizonte de diagnóstico en losVertisoles es común; por ello en la primera deestas provincias se elaboró una clasificación ad-hoc (véase capítulo 5). Es posible también la pre-sencia de horizonte argílico en Gelisoles,Espodosoles y Andisoles.

El horizonte kándico se puede encontrar en al-gunos Oxisoles. El horizonte glósico está princi-palmente representado en los Alfisoles a nivelde Gran Grupo (Glosacualf, Glosudalf, etc.) y deSubgrupo (Natracualf glósico y álbico-glósico).En los Molisoles está sólo en dos Subgrupos delos Natrudoles (glósico y glósico-vértico).

El sistema WRB («World ReferenceBase for Soil Resources»)El sistema WRB (IUSS Working Group WRB, 2006)posee tres horizontes de diagnóstico que refle-jan el proceso de ilimerización. El principal es elhorizonte árgico, cuyas características coincidenen gran parte con el horizonte argílico. Los otroshorizontes son el nátrico, que posee característi-cas similares a Taxonomía de Suelos, y el nítico,que posee una estructura poliédrica o nuciformebien desarrollada con caras de agregados brillan-tes que pueden atribuirse parcialmente ailuviación de arcilla; tiene moderada a baja CICque refleja la dominancia de minerales de arcilla1:1 (caolinita, haloisita, metahaloisita).

Los suelos clasificados en el primer nivel (Grupos

de Referencia) que deben poseer alguno de es-tos horizontes de diagnóstico se indican a conti-nuación de acuerdo con el Orden de la corres-pondiente clave:Solonetz. Suelos con horizonte nátricoNitisoles. Suelos con horizonte níticoAlbeluvisoles..... Suelos con horizonte árgico conlenguas albelúvicas (materiales lixiviados de ar-cilla y Fe) en su parte superior.Alisoles. Suelos con horizonte árgico con CIC≥≥≥≥≥ 24 cmolc/kg de arcilla. Saturación con bases<50%Acrisoles..... Suelos con CIC < 24 cmolc/ kg. Satu-ración con bases <50%Luvisoles. Suelos con horizonte árgico con CICde ≥ ≥ ≥ ≥ ≥ 24 cmolc kg-1 de arcilla.Lixisoles. Suelos con horizonte árgico.

Otros suelos que pueden tener horizonte árgico(con CIC ≥≥≥≥≥ 24 cmolc/kg de arcilla) se indican enel segundo nivel taxonómico con el calificadorgrupo I «lúvico». Dichos suelos son: Tecnosoles,Gleisoles, Nitisoles, Planosoles, Stagnosoles,Chernozems, Kastanozems, Phaeozems y Durisoles.Los Gipsisoles y Calcisoles pueden tener horizonteárgico siempre que esté impregnado con yeso ocarbonato de calcio, respectivamente. Se incluyetambién el calificador grupo II «profóndico» en losAlisoles, Acrisoles, Luvisoles y Lixisoles para indi-car un horizonte árgico cuyo contenido de arcillano disminuye en más del 20% respecto al máximoen los primeros 150 cm. Equivale a los grandes gru-pos «pale-» de Alfisoles, Ultisoles, Molisoles yAridisoles de la Taxonomía de Suelos (Paleudoles,Paleargides, etc.).

Otras clasificacionesLa nueva clasificación francesa (RéferentielPédologique Français) reconoce a la iluviaciónde arcilla en el horizonte B textural que caracte-riza a los Luvisoles, un «agrupamiento principalde referencia» que incluye las siguientes suelos(«referencias»): Luvisoles típicos, degradados,dérmicos y truncados y Neoluvisoles. También sela considera en los Sodisoles solonétzicos ysolódicos.

En la clasificación de Brasil al horizonte B argílicose lo denomina B textural y se encuentra en lossiguientes órdenes: Alissolos (alto contenido dealuminio); Argissolos (arcillas de baja actividad)y Luvissolos (alta saturación en bases). Tambiénse puede encontrar en los Planossolos (gran con-traste textural).

La clasificación de suelos del Uruguay posee elhorizonte diagnóstico subsuperficial «argilúvico»que caracteriza a dos órdenes (nivel más alto): 1)


Orden III: Suelos saturados lixiviados que agru-pa a dos grandes grupos: Argisoles y Planosoles,ambos con un horizonte Bt de máximo desarro-llo o «argipán», al que le sobreyace en el caso delos Planosoles un horizonte A2 (E) bien expresa-do y 2) Orden IV: Suelos desaturados lixiviados,que incluye dos grandes grupos: Luvisoles y Acri-soles, diferenciados por el grado de desaturación,mayor en los segundos. A niveles taxonómicosmás bajos, se califican con el adjetivo «lúvico» aotros grandes grupos que pueden contener elhorizonte argilúvico tales como Brunosoles,Vertisoles y Gleysoles. Otros suelos que tienenun horizonte argilúvico con acumulación desodio intercambiable (horizonte nátrico) son:Solonetz, Solonetz solodizados y Solod.

El sistema canadiense reserva el Orden (primernivel) «Luvisólico» para suelos con tienen unhorizonte subsuperficial con evidencias de acu-mulación de arcilla. La clasificación de Australiaincluye tres órdenes de suelos con horizontes deacumulación de arcilla (B texturales), los queposeen un contraste textural abrupto con el ho-rizonte eluvial. Se los diferencia por las caracte-rísticas de la parte superior de dicho horizonte:Kurosol (fuertemente ácido, pH <5,5), Sodosol(sódico) y Chromosol (no fuertemente ácido).En la clasificación de Alemania la argiluviación(Tonverlagerung) está representada sobre todoen los suelos Parabraunerde.

Después que el proceso de argiluviación se dife-renció del de podzolización, particularmentedesde la edición de la 7ª. Aproximación, las dife-rentes clasificaciones reconocieron la presenciade los horizontes de acumulación de arcillailuvial y se establecieron unidades taxonómicasa distintos niveles para incluirlos. El reconoci-miento de estos suelos fue más o menos rápido ygeneralizado pues se advertía su importancia paralos estudios de génesis así como desde el puntode vista aplicado por sus implicancias en el movi-miento de agua y el crecimiento de las raíces.

Suelos con horizontes argílicosde la Región Pampeana

El proceso de ilimerización tiene amplia difusiónen la Región Pampeana. Se trató al comienzodel capítulo y aquí se presenta una síntesis de sudistribución. El horizonte argílico, manifestaciónconcreta de dicho proceso, se encuentra más de-sarrollado hacia el este de la región, principalmente en el área de influencia del régimen údico.En el centro, N y NO de la provincia de BuenosAires y S de Santa Fe alcanzan considerable difu-

sión los suelos poligenéticos con horizontesargílicos sepultados por material reciente(Hapludoles tapto-árgicos y tapto-nátricos), temacomentado anteriormente.

La ausencia de horizonte B argílico en zonas don-de las precipitaciones serian favorables para suformación, puede ser atribuida a varias causas:

- Manto rocoso u horizonte petrocálcico cerca-no a la superficie (sistema de Tandilia y Ventania,SE de la provincia de Buenos Aires).

-Materiales excesivamente gruesos (dunascosteras).

- Exceso de agua en el perfil durante períodosprolongados (delta del río Paraná).

- Acumulación de materiales a intervalos fre-cuentes (llanuras aluviales).

- Alta evapotranspiración.- Concentración de precipitaciones en los me-

ses de mayor ETP (límite N de la RegiónPampeana, NE de Córdoba y NO de Santa Fe).

- Acción floculante del carbonato de calcio(Haprendoles de la provincia de Buenos Aires).

En la Pampa Llana CordobesaPampa Llana CordobesaPampa Llana CordobesaPampa Llana CordobesaPampa Llana Cordobesa la presencia dehorizonte argílico y nátrico no está muy difun-dida. Se encuentra principalmente en sectoresdeprimidos del paisaje con mayor aporte hídricolocal y, con frecuencia, tenores elevados de sodiode intercambio que favorecen la translocaciónde coloides. Algunos de los suelos son Natralbolestípicos, Albacualfes típicos y Natracualfes álbicoscon contenidos de arcilla de alrededor de 20%,relación arcilla B/arcilla horizontes eluviales queescasamente superan el valor límite de 1,2 y bar-nices arcillo-húmicos comunes o abundantes.Existen además suelos con mejor drenaje inter-no, situados en posiciones ligeramente deprimi-das, que poseen horizonte argílico (Argiustoles)y cubren una superficie aproximada de 7.600 km2.

Sin embargo, el proceso de ilimerización se hadesarrollado en una superficie superior de la quesurge de cuantificar sólo los suelos con horizonteargílico y nátrico. Así, se describen varias Seriesde suelos con evidencias bien definidas deiluviación de arcilla (barnices arcillosos o arcillo-húmicos comunes), que no reúnen las exigen-cias taxonómicas ya que la relación de arcillaentre horizontes eluviales e iluviales es ligera-mente inferior a 1,2. Estos suelos son general-mente Haplustoles típicos (por ej.: SeriesManfredi, Las Isletillas, La Reina), con horizon-tes cámbicos (Bw, antes B2) cuyo espesor varíade 25 a 50 cm, estructura prismática, conteni-dos de arcilla entre 20 a 35%.


En la Pampa Llana SantafesinaPampa Llana SantafesinaPampa Llana SantafesinaPampa Llana SantafesinaPampa Llana Santafesina los suelos do-minantes de sectores elevados son los Argiudolestípicos y ácuicos. Los horizontes argílicos estánbien expresados mediante barnices abundanteso comunes en mayoría de los casos. Tienen unespesor entre 40 a 65 cm, generalmente subdivi-didos en dos subhorizontes. Los contenidos dearcilla varían entre 35 y 50%, con una relaciónde arcilla B/A que varía entre 1,6 y 2,2 con pro-medio de alrededor de 2,0.

En la Pampa OnduladaPampa OnduladaPampa OnduladaPampa OnduladaPampa Ondulada la argiluviación está engeneral bien expresada, dominando losArgiudoles. De todas maneras, los suelos tienenvariaciones apreciables en sus propiedades en sen-tido N-S y E-O. En el sector norte la subregióntiene un ancho de alrededor de 200 km, aumen-tando el desarrollo de los suelos de O a E. Haciael E los suelos tienen fuerte desarrollo con solumde 110-140 cm, horizontes Bt con espesores de50-75 cm, contenidos de arcilla de 30-50% y rela-ciones arcilla B/A de 1,6 a 2,3. Hacia el O (depar-tamentos Marcos Juárez en Córdoba y Belgranoen Santa Fe) los suelos de posiciones topográficaselevadas tienen moderado desarrollo, con solumde alrededor de 1 m, horizontes Bt con espeso-res de 40-45 cm, contenidos de arcilla de 30-35% y relaciones arcilla B/A de alrededor de 1,4.

La presencia de horizontes argílicos con distin-to grado de evolución se puede inferir por ras-gos descriptos en el campo. Climosecuencias re-gionales clásicas en la Región Pampeana son lassiguientes.

1 - En el sector central de la Pampa Ondulada,(provincia de Buenos Aires), Etchevehere et al.(1969) describen una transecta con similar ten-dencia: los materiales originales de los sueloszonales son gradualmente más gruesos desde elNE a SO, hecho que sumado a la disminución delas precipitaciones, genera perfiles de menor de-sarrollo y horizontes Bt menos expresados o au-sentes. En una transecta que va desde Ramallo aChivilcoy se pasa de Argiudoles vérticos (SeriesRamallo, Peyrano) a Argiudoles típicos, progre-sivamente con menor espesor de horizontes conbarnices (Series Arrecifes, Capitán Sarmiento, Per-gamino, Arroyo Dulce, Rojas) y finalmenteHapludoles típicos (Serie Junín) en los cuales elhorizonte B tiene barnices muy débilmente ex-presados y no poseen el incremento de arcillanecesario respecto a los horiontes eluviales, paraser argílico.

2 - En el límite N de la Región Pampeana, en-tre Santa Fe, Córdoba y Santiago del Estero, Car-ta de Suelos Villa Trinidad (INTA 1990a) (Tabla3.8 y Figura 3.15) se aprecia la ausencia de hori-

zonte B en la zona de menor promedio anual deprecipitación y mayor déficit hídrico con la pre-sencia de un Hapludol éntico, hasta la zona demenor déficit donde se corresponde con unArgiudol típico más evolucionado.

En el extremo sur de la Región Pampeana (parti-dos de La Plata, Magdalena y Punta Indio) el an-cho de la Pampa Ondulada se reduce a unos 50km. En interfluvios se encuentran Vertisoles conBt (Cromudertes, actualmente Hapludertes),Argiudoles vérticos y típicos y Paleudoles. Todosson suelos de muy fuerte desarrollo, con solumde 170-180 cm, horizontes Bt de 70-100 cm deespesor y contenidos de arcilla de 30 a 60%; larelación de arcilla B/A es máxima en los Paleudoles(2,2-2,0) y se reduce a 1,3 en los Cromudertes de-bido al elevado contenido de arcilla del horizonteA (45%) El proceso de ilimerización está bien ma-nifestado a pesar de tratarse de materiales conalta capacidad de expansión-contracción.

En la Pampa ArenosaPampa ArenosaPampa ArenosaPampa ArenosaPampa Arenosa el proceso se concentraen áreas deprimidas o planas que en muchos ca-sos corresponden a sectores interdunarios dedunas longitudinales y parabólicas. En las áreasmás elevadas con suelos zonales, se ha hechoreferencia a translocación de coloides en el tra-bajo pionero de Bonfils et al. (1960), en la SerieEspartillar, con «un horizonte de acumulacióncoloidal con estructura prismática» y la SerieGeneral Villegas que posee «un horizontetextural incipiente con estructura débilmente ex-presada». De todas maneras, estos horizontes noson argílicos según Taxonomía de Suelos por notener el incremento de arcilla necesario. En granparte de las áreas de interdunas los suelos pre-sentan discontinuidades pedológicas y a veceslitológicas entre los horizontes superiores (A-C oA-AC-C) y los horizontes B; éstos últimos suelenposeer abundantes barnices arcillo-húmicos quepermite definirlos como argílicos, ya que en estasituación la relación de arcilla entre B/A no esaplicable. Tienen entre 15 a 30% de arcilla y lasclases texturales más comunes son franco arcilloarenosas, francas y franco arcillosas. Por su dure-za en seco, estos horizontes tienen en muchoscasos características de fragipán.

En la Pampa DeprimidaPampa DeprimidaPampa DeprimidaPampa DeprimidaPampa Deprimida el proceso deargiluviación tiene amplia difusión, favorecidopor los altos contenidos de sodio intercambia-ble. Domina así el horizonte nátrico, en muchoscasos sepultado (Natracuoles, Hapludoles tapto-nátricos, Natracualfes, Natralboles). En menor pro-porción se encuentran suelos con horizonteargílico, especialmente hacia el N y S de la


subregión (Argiudoles, Argiacuoles, Argialboles,Hapludoles tapto-árgicos). El contenido de arcillaen los horizontes Bt en la mayoría de los casos estáentre 40 y 50%, con espesores de 25 a 40 cm. Larelación de arcilla B/A es muy alta (1,8-2,4) en lossuelos con horizonte nátrico, y es algo menor conlos horizontes argílicos (1,2-1,8). Los rasgos deiluviación de arcilla están bien expresados (barni-ces arcillo-húmicos abundantes y muy abundan-tes) en la mayoría de los suelos.

En la Pampa InterserranaPampa InterserranaPampa InterserranaPampa InterserranaPampa Interserrana los horizontes argílicosde Argiudoles típicos y ácuicos tienen un espesor de20 a 40 cm y en general no se subdividen. El conteni-do de arcilla oscila alrededor de 40%. La relaciónarcilla B/A es moderada (1,4-1,6). El solum es de 70-90 cm. El horizonte petrocálcico suele encontrarsecerca de la superficie y el Bt sobreyace a veces a él.En estos casos, el solum tiene 40-50 cm de espesor yel contenido de arcilla es de alrededor de 45-50%.En la provincia de Entre Ríosprovincia de Entre Ríosprovincia de Entre Ríosprovincia de Entre Ríosprovincia de Entre Ríos el proceso deargiluviación se superpone con el de vertisolización,tanto en Vertisoles como en Subgrupos vérticosde Molisoles y Alfisoles, aunque las manifestacio-nes de la translocación de arcilla son a veces dudo-sas. Esto se reconoce en algunos Vertisoles(Peludertes argílicos crómicos, Serie El Triángulo,)en los cuales se consigna que «los barnicesdescriptos como clay humic skins probablementeson caras de fricción», o bien lo son en parte, comoen algunos Argiudoles vérticos (Serie Colonia Once,INTA, Gob. Entre Ríos, 1980). Al respecto, estudios

micromorfológicos no confirman una impor-tante migración de arcilla en Vertisoles de En-tre Ríos (De Petre y Stephan, 1998). Asimismo,la argiluviación estaría mejor manifestada enlos Subgrupos vérticos que en los Vertisoles yaque los primeros poseen barnices arcillo-húmicos, comunes y medios y la relación arci-lla B/A varía generalmente entre 1,5 y 1,8, mien-tras que en los Vertisoles los barnices no se des-criben o son escasos y finos y dicha relaciónoscila entre 1,2 y 1,4. Además en estos suelos elhorizonte Bt se encuentra casi siempre sólo enlas partes deprimidas del microrrelieve gilgai.

Ilimerización y aspectos aplicados

Influencia del horizonte argílicoen el crecimiento de las plantasEl horizonte argílico afecta el crecimiento delas plantas de diversas maneras. Así, Buol y Hole(1959) encontraron que los cutanes de iluviaciónde arcilla contienen más materia orgánica, fós-foro, manganeso y hierro que el material de lamatriz del Bt de un Alfisol. Pazos (1984) señalaque en el país no hay datos similares pero des-taca que la presencia de argilanes es importan-te para la nutrición de las plantas ya que lasraíces se desarrollan principalmente a través deporos o superficies tapizadas por argilanes.Desde el punto de vista físico se ha comproba-do que el espesor y granulometría de los hori-

Hapludol Argiudol típicoéntico típicoPropiedadesDos

ProvinciasColoniaAlpina

ColoniaMackinlay

Villa Trinidad

Espesor del A1 (cm) 30 19 23 27Espesor del B21 (cm) - 32 58 79Espesor del B2 (cm) - 69 104 120

Profundidad al B2 (cm) - 28 33 37Profundidad al C (cm) 62 88 127 147Profundidad al Cca (cm) 98 126 145 210

Porcentaje de arcilla de A1 36,8 35,0 31,0 34,7Porcentaje de arcilla de B21 - 41,6 40,6 46,5Porcentaje de arcilla de B2 - 41,6 37,8 45,9

Relación arcilla B21/A1 - 1,18 1,31 1,34Relación arcilla B2/A1 - 1,18 1,22 1,32

INTA, 1990 a.

Tabla 3.8. Propiedades morfológicas y granulométricas en una climose-cuencia regional. Provincias de Santa Fe, Córdoba y Santiago del Estero.


zontes Bt influyen en el rendimiento de ciertoscultivos. Así, se encontraron diferencias impor-tantes en rendimiento de maíz y trigo entre Se-ries de suelos de la Pampa Ondulada (Tabla 3.9).Las tres primeras Series corresponden aArgiudoles típicos (At) mientras que Ramallo esun Argiudol vértico (Av). En todos los casos setrata de suelos no erosionados, situados en posi-ciones elevadas del paisaje y bien o moderada-mente bien drenados, hallándose bajo condicio-nes climáticas similares. Los rendimientos corres-ponden a promedios de años con lluvias favora-bles, de la década del ´60. Actual-mente esos rendimientos son ba-jos, sobre todo para el maíz, debi-do al desarrollo tecnológico. Noobstante son útiles para apreciar lainfluencia del horizonte argílico.

Ambos cultivos se desarrollan enun área con buena oferta hídricapero el trigo, como cultivo de in-vierno, encuentra suficiente canti-dad de agua en el suelo y no seobservaron diferencias en los ren-dimientos ya que sus raíces sonpoco profundas y el 80% del sistema radical sedesarrolla en el horizonte A. En cambio, se pro-ducen variaciones acentuadas en maíz debido aque se desarrolla durante el período de mayorevapotranspiración estacional y por ello suenraizado es profundo en busca de mayor dispo-nibilidad de agua edáfica.

Se aprecia una relación inversa entre rendimien-to y espesor y contenido de arcilla de los hori-zontes Bt. En este sentido, Zafanella (1966) yEtchevehere et al., (1969) señalan que en la Pam-pa Ondulada (PO) la presencia de B2 texturalesfuertemente desarrollados, con: más de 60 cmde espesor, textura arcillosa o arcillo limosa, es-tructura prismática fuerte o columnar, consisten-cia dura en seco y firme en húmedo, densidadaparente de 1,7 g/cm3, lenta permeabilidad ydominancia de poros con diámetros inferiores a200 μm, sólo permiten un escaso desarrollo delas raíces en profundidad, dificultando la pene-tración, movilidad y almacenaje del agua en elsuelo.

Ilimerización y agua útilEn el norte de la Región Pampeana (Pampa LlanaSantafesina, PLlS), los suelos de una climosecuencia(Argiudoles-Hapludoles) muestran distinta capa-cidad de retención de agua (Tabla 3.10)Los suelos son Molisoles pero con menor desa-rrollo de perfil y potencial productivo que los de

la Pampa Ondulada debido a: 1) estar ubicadosen zonas con diversos grados de déficit hídrico,que no permite mayor evolución del solum conhorizontes iluviales maduros como los de PO, y2) poseen una economía del agua con algunascarencias que influyen en el potencial producti-vo (INTA 1990a).

El desarrollo de los suelos disminuye desde elArgiudol típico (At) en el este, al Hapludol éntico(He) en el oeste, donde se hacen más someros,menos estructurados y sin horizonte B. Es intere-

Tabla 3.9 Características del horizonte Bt y rendimiento demaíz y trigo. Pampa Ondulada, provincia de Buenos Aires.

SerieProfundidad

Bt (cm)EspesorBt (cm)

Arcilla(%)

Maízkg/ha

Trigokg/ha

Rojas (At) 39-82 43 31 4100 2000Pergamino (At) 34-95 61 43-30 3800 2000

Urquiza (At) 38-120 82 43-36 3500 2100

Ramallo (Av) 40 131 91 56 40 2600 2100

sante destacar (Tabla 3.10) la variación del aguaútil (AU). El horizonte A del He es el que poseemenor agua útil; en los horizontes B o AC existeuna definida y gradual disminución de agua útilen el sentido este-oeste de la climosecuencia, ten-dencia que se repite si se suman los valores deagua útil del solum. Estos suelos tienen altaconductividad hidráulica, profusa actividad bio-lógica evidenciada por la acción de la mesofaunay su principal limitante natural para la produc-ción es la condición climática estacional, no lapresencia de horizontes B ilimerizados potentes.Al déficit hídrico estacional de la región se sumala menor disponibilidad de agua útil de los per-files desde la zona más húmeda (At) a la de ma-yor déficit (He). Si bien no existen evaluacionesde los rendimientos de cultivos, es posible infe-rir que los potenciales de la agricultura de seca-no son muy distintos entre estos Subgrupos.

Comparando los suelos de la Pampa Ondulada(N de la prov. de Buenos Aires) (Tabla 3.9) y laPampa Llana Santafesina (N de la RegiónPampeana) (Tabla 3.10), se observa que en losprimeros, la madurez y propiedades del B y altocontenido de arcilla principalmente poriluviación, hacen que el desarrollo de los siste-mas radiculares estén afectados por la textura,estructura, baja porosidad, cambios de volúme-nes, consistencia y otras propiedades que origi-nan impedimentos físicos.


Ilimerización y manchonesen cultivosNumerosas áreas de la Región Pampeana presen-tan distribución y desarrollo heterogéneo de la

En algunos suelos de la Pampa Ondulada, los sis-temas radiculares se adaptan a las condicionesfísicas adversas del B de la siguiente manera: lasraíces se ramifican, cambian de diámetro y di-rección, se «acintan», se desarrollan por las grie-tas y no penetran en el interior de los prismas;algunas se cortan por los cambios de volumenen los Argiudoles vérticos (Figura 3.16). En lossuelos menos desarrollados de la Pampa LlanaSantafesina, la exploración del volumen de lossuelos es prácticamente total en todos sus hori-zontes, dado que no ofrecen limitaciones físicasnaturales. Estas observaciones a veces no se des-criben en las cartas de suelos.

Del análisis de la Tabla 3. 10, las observacionesde campo y las inferencias mencionadas, se pue-de resumir que en la Pampa Llana Santafesina,la economía del agua es más favorable para loscultivos en los perfiles más desarrollados, dondeel horizonte B actúa como un reservorio de aguaútil. A diferencia de la Pampa Ondulada, las raí-ces no tienen mayores impedimentos naturalespara explorar todos los horizontes de los suelosy disponer de la totalidad del agua, independien-temente de la profundidad.

La influencia negativa del horizonte ilimerizadoen los suelos de la Pampa Ondulada, sueleatenuarse por el espesor y características físicas yquímicas del A; además, las condicionesclimáticas de la zona, que por un lado genera-ron horizontes B con distinto grado de desarro-llo, por otro, permiten que los cultivos poseanadecuado abastecimiento de agua y encuentrencondiciones óptimas para su desarrollo y regula-ridad en los rendimientos. Este hecho hace quelos suelos de la Pampa Ondulada sean los másproductivos del país en trigo, maíz, girasol y soja.

Tabla 3.10. Contenido de agua útil en perfiles de unaclimosecuencia regional. Provincia de Santa Fe.

Agua útilmm/cm mmSubgrupo

Horizontes 0-150 cm Solum A - Cca

Argiudol típico (At) 2,59 (A1) 2,84 (B21) 414,0 406,9 565,4

Argiudol típico (At) 2,80 (A1) 2,50 (B21) 385,7 319,1 374,7

Hapludol típico (Ht) 2,55 (A1) 2,42 (B2) 318,8 207,8 283,3

Hapludol éntico (He) 2,33 (A1) 2,22 (AC) 299,5 141,2 204,4

vegetación natural o cultivada, respondiendo acausas edáficas. Corresponde a los denominados«suelos overos» o «manchoneados» (términosvernáculos regionales), que cartográficamente seagrupan en «complejos de suelos». Estas unida-des están compuestas por individuos no separa-bles cartográficamente por su intrincada distribu-ción areal cuyos integrantes poseen propiedadesmorfológicas, físicas, químicas y/o biológicas dis-tintas. El manchonamiento de cultivos se puedeproducir por dos causas edáficas, a vecesinterdependientes: a) propiedades morfológicasy/o físicas y/o biológicas, b) alta salinidad oalcalinidad.

La profundidad del horizonteilimerizado afecta los sistemasradiculares y es una de las cau-sas del manchonamiento de loscultivos. Los sistemas radicula-res en suelos con horizontes Btcon elevados tenores de arci-lla se concentran principalmen-te en el horizonte A; por lotanto, es necesario un espesoradecuado del mismo para queel desarrollo de la vegetaciónno esté afectado negativa-mente por la presencia de un

«pan de arcilla». Además, aun cuando el horizon-te A es muy profundo, el mayor desarrolloradicular y procesos de adsorción e intercambioentre el suelo y la planta se producen en los pri-meros 20 a 25 cm de profundidad. Así, el 40 % delagua de un cultivo es extraída del primer 20 % dela profundidad de enraizamiento, siguiendo un33 %, 20 % y 7 % para las sucesivas profundida-des (Taboada y Micucci, 2004).

En las unidades cartográficas constituidas por«complejos de suelos», la economía del agua esdistinta según los individuos que la integran; lasvariaciones estacionales de humedad, cuando elhorizonte ilimerizado está cerca de la superficie,pueden generar deficiencias hídricas,,,,, que semanifiestan en los cultivos en forma demanchones cuando el suelo se seca, afectando laprofundidad de enraizamiento. Los manchonescon menor desarrollo de plantas se encuentranen las microdepresiones donde los suelos poseenhorizontes A más delgados, presencia de hori-zontes E, horizontes B con grados de estructurafuerte o muy fuerte, transiciones abruptas u otrascaracterísticas como las de los Argialboles yNatralboles versus Argiudoles; (Hein y Hein, 1986;1987; INTA 1990a y b; 1991; Panigatti et al., 1971).Este tema se tratará nuevamente en el Capítulo 6


Figura 3.16. Raíces ramificadas, acintadas y cre-cimiento irregular en horizontes B.

El «manchonamiento» de cultivos por causasedáficas en suelos no salinos ni alcalinos, son másfrecuentes en la Pampa Llana Santafesina (Figu-ra 3.17) que en la Pampa Ondulada, debido prin-cipalmente al clima y el relieve. En la PampaOndulada las condiciones climáticas no generandéficit hídrico marcado durante largos períodosy la variabilidad estacional de las precipitacio-nes es mínima en comparación con la Pampa Lla-

na Santafesina. El gradiente de las pendientesfacilita el drenaje y evita la formación de com-plejos como se verá más adelante.

En la Pampa Llana Santafesina, en la direcciónSE al NO, hay menor precipitación, mayor défi-cit hídrico, mayor ETP, y mayor variabilidad delas precipitaciones totales del invierno o los me-ses de menores registros (Panigatti, 1990). Estainformación ayuda a explicar el menor desarro-llo de los suelos (menor espesor del solum y me-nor grado de ilimerización), menores potencia-les de producción y mayores riesgos de falta deagua, así como mayor frecuencia de losmanchones en cultivos que acusan sequía, oencharcamientos temporarios, en losmicrorrelieves cóncavos de las zonas planas(Panigatti et al., 1971).

Las fotografías aéreas de la Figura 3.18, permi-ten inferir la influencia de la profundidad delhorizonte B y distribución de Series en distintasunidades cartográficas de la provincia de SantaFe y Buenos Aires. En los sectores bien drenadosde la Pampa Ondulada bonaerense predominanlas Consociaciones; un ejemplo es la unidadcartográfica integrada por la Serie Rojas(Argiudol típico) de gran homogeneidad, mani-festada en las imágenes aéreas por texturas foto-gráficas uniformes. Existen pequeñasmicrodepresiones que concentran mayor canti-dad de flujo de agua superficial y subsuperficialgenerando suelos genéticamente más evolucio-nados, con fuerte grado de ilimerización. En laFigura 3.18a hay pequeños círculos que corres-ponden a microdepresiones con la Serie Lima(Argiacuol típico) que se distinguen en las fotos1:20.000, pero suelen no registrarse en las corres-pondientes cartas de suelos (1:50.000) cuandoocupan una superficie menor a 1,25 ha.

Los complejos de la Pampa Llana Santafesina,como se mencionó, están integrados porArgiudoles típicos (At) y ácuicos (Aa) y Argialbolestípicos (Alt), en muy diversas proporciones. Sepuede apreciar en la Figura 3.18b, un«manchonamiento» natural más marcado en elsector derecho producido por el microrrelieve.Esta imagen representa la menor presencia deArgiudoles típicos ya que a medida que dismi-nuye la pendiente regional (de O a E), aumentala proporción de Aa y Alt. Estos últimos son me-nos productivos que los At, principalmente porposeer horizontes B más superficiales y mayordeficiencia hídrica para los cultivos.Comparando la cartografía semidetallada, seobserva que en la Pampa Llana Santafesina, don-


de el relieve es plano, hay entre 96,9% (INTA1990a) y 89,6% (INTA1990b) de unidadescartográficas complejas, debido a las diferenciastopògráficas del microrrelieve. En cambio, en laPampa Ondulada de la provincia de Buenos Ai-res (INTA 1972, 1973, 1974) solo alcanzan el 14,2%y ocupan solo los sectores más bajos con proble-mas de drenaje, salinidad y alcalinidad. La distri-bución de los Subgrupos es similar aunque cam-bian las Series de suelos.

En la Pampa Deprimida también existe gran he-terogeneidad edáfica a la que se suman las con-diciones de hidromórfia y alcalinidad principal-mente. Por ejemplo, en las cartas de suelosCasalins, Martín Colman y Monte (INTA, inédi-tas), de un total de 67 unidades cartográficas, 39(58%) son Complejos y grupos indiferenciados,22 (33%) son Asociaciones y solo 6 (9%) sonConsociaciones.

Ilustrando el fenómeno de heterogeneidad na-tural de los suelos y su consecuencia en el«manchonamiento de cultivos» (Figura 3.19), seve el estado que presenta una pequeña superfi-cie (1 ha) arada a 25 cm de profundidad constan-te, con arado de reja y vertedera que invierte loshorizontes y los pone en superficie. El sector másoscuro corresponde a horizontes Bt, el más claroa horizontes E y los de color intermedio a hori-zontes A. Es una excelente ilustración de la dis-tribución irregular de Series de suelos, la variadaprofundidad del A, presencia de horizontes E yuna evidencia indirecta del origen de losmanchones en cultivos, principalmente en épo-cas de déficit o excesos de agua. Las plantas de-sarrolladas en los manchones de cultivo, corres-pondiendo a los distintos suelos según la com-posición de los complejos, evolucionan y se com-portan de diferente manera según las caracterís-ticas de cada Serie (Panigatti, 1975).

Ilimerización y productividadComo se manifiesta en este capítulo, lailimerización es un proceso muy extendido en laRegión Pampeana, donde los suelos con horizon-tes Bt cubren un área muy extensa, de aproxima-damente 33 millones de ha. En esa enorme ex-tensión con suelos que poseen arcilla iluvial, sepueden enumerar varias propiedades que limi-tan o favorecen la producción de cultivos.

Suele considerarse que los suelos con horizontesB fuertemente ilimerizados constituyen un aspec-to negativo para la productividad de ciertos cul-tivos. Algunos de los aspectos mencionados enese sentido son la resistencia para la exploración

por las raíces, y la brusca reducción en lapercolación vertical del agua de lluvia, lo que asu vez puede generar condiciones temporales dehidromorfismo, anoxia parcial temporaria y con-secuentemente bajos contenidos de P asimilable,N total y bajas posibilidades de mineralización.

Estas consideraciones son parcialmente ciertas sise toma aisladamente alguna propiedad de esoshorizontes como el alto contenido de arcilla to-tal, que suele ser el desencadenante de la mayorparte de las propiedades negativas. Esta situa-ción si bien está presente, no es el caso de lamayoría de los suelos pampeanos, como se des-tacó en la climosecuencia de Santa Fe.

Considerando la integridad de suelos biendrenados con Bt, ellos forman una unidad fun-cional entre sus horizontes. La génesis de los sue-los pampeanos conduce al desarrollo de variosprocesos pedogenéticos simultáneamente, asíjunto con la ilimerización que generan horizon-tes B, la melanización forma los horizontes A.En estos epipedones se encuentra la mayor acti-vidad biológica, concentración de raíces, acumu-lación y utilización del agua por los cultivos, in-tercambio gaseoso, fertilidad natural, funcionesque se optimizan y potencian en «suelos sanos».Pero estas propiedades se mantienen cuando exis-te un horizonte B que actúa como reservorio deagua para los cultivos y como soporte físico.Además, hay muchos suelos bien desarrollados,con presencia de arcilla iluvial y grados deilimerización moderado donde la calidad delsuelo es óptima, como por ejemplo suelos biendrenados de la Pampa Ondulada.

En suelos de aptitud agrícola de la Pampa LlanaSantafesina, con horizontes B bien desarrollados,como las Series Rafaela (Argiudol típico) yLehmann (Argiudol ácuico), se evaluó la inciden-cia de: a) longitud del barbecho, b) incorpora-ción de rastrojos, con la disponibilidad de agua,N asimilable y rendimientos de trigo. Los ensa-yos se realizaron con metodología similar, en am-bas Series y durante seis campañas agrícolas (4años con precipitación normal para la zona y unoque superó en 100 % al promedio). No se obser-varon diferencias entre Series en cuanto a la hu-medad acumulada por los barbechos al momen-to de siembra, hecho que se atribuye a las lluviasotoñales que permiten la recarga, mantenimien-to y equilibrio en la distribución de humedad delos suelos por sus propidades intrínsecas. Ade-más, como se trató en el punto anterior, el pro-ceso de ilimerización y las propiedades de lossuelos están condicionados por las característi-


Figura 3. 18. Fotografía aérea de: (a) Pampa On-dulada , unidad cartográfica «pura» oConsociación, Serie Rojas, Argiudol típico (34°02´S y 61°11Ó, INTA 1974), provincia de Buenos Ai-res; (b) Pampa Llana Santafesina, Unidadcartográfica: Complejo, Argiudol típico, Serie VillaTrinidad; Argiudol ácuico, Serie Colonia Rosa;Argialbol típico, Serie San Guillermo. (30° 15´ S y61° 48Ó, INTA 1990b), provincia de Santa Fe.

Figura 3. 19. a) y b). Superficie arada a 25 cm.Argiudol típico (Serie Rafaela), Argiudol ácuico(Serie Lehmann) y Argialbol típico, (Serie Caste-llanos). Estación Experimental Rafaela, INTA. 31°12´S; 61° 30Ó.

cas del microrrelieve y se encontró mayor fertili-dad en la Serie Rafaela ya que la Serie Lehmann,con drenaje interno más lento por la ubicaciónen la parte intermedia del microrrelieve, necesi-ta mayor período de barbecho para lograr nive-les adecuados de fertilidad nitrogenada.

Los rendimientos fueron mayores en la SerieRafaela, demostrando mayor capacidad produc-tiva. No fue posible demostrar que la humedadhasta 1 m de profundidad variara con las longi-tudes de barbecho, hecho que se comprobó parala fertilidad disponible en la capa arable al mo-mento de la siembra (Gambaudo et al., 1987).Teniendo en cuenta las conclusiones preceden-tes se puede afirmar que el Argiudol ácuico po-see algún impedimento en el drenaje interno y,aunque tiene contenido de agua similar al otroSubgrupo, la presencia de un horizonte de tran-sición BA y parte superior del B lixiviado y lascondiciones de leve hidromorfismo, constituyenel inicio de una limitación para procesos de asi-milación de nitrógeno y consecuente rendimientode cultivo.

Este caso muestra como suelos bien desarrolla-dos y con procesos de ilimerización muy avanza-

a

b

a

b


da, pueden tener diferencias en el rendimientode cultivos atribuibles a diferentes grados deevolución del proceso. El mismo posee intensi-dad diferencial en el paisaje generando un hori-zonte de transición degradado (ilimerización se-cundaria) por exceso de agua en zonas deprimi-das. De esta forma, en algunas zonas delmicrorrelieve está presente la ilimerización pri-maria y en otros la ilimerización secundaria. Re-sumiendo, ambos suelos son de aptitud agrícolacon alto potencial de rendimiento de todos loscultivos pero pueden tener algunas diferenciasde comportamiento según la evolución de las con-diciones climáticas durante el cultivo.

Otros casos, como en microrrelieves en lomas pla-nas de la Pampa Ondulada hay una relación en-tre la respuesta de la vegetación y la morfologíatopográfica superficial y subsuperficial del techodel horizonte B (Costa, 2003). En lotes agrícolascon pasturas polifíticas plurianuales implantadas,el mejor desarrollo de gramíneas se encuentraen las microlomas (mayor profundidad del hori-zonte argílico), con mayor biomasa aérea yradicular, mientras que en las microdepresiones(menor profundidad del horizonte argílico) pros-peran mejor las leguminosas por poseer desarro-llo radicular que se adapta a condiciones menosfavorables. Durante el invierno en las depresio-nes se encuentran leguminosas, (trébol blanco ytrébol rojo) y en las microlomas leguminosas conpasto ovillo. En lotes no cultivados desde hace30 años, hay mayor diversidad vegetal pero enlas microlomas predominan festuca y raigrás,mientras en las depresiones éstas especies pre-sentan menor desarrollo y están mezcladas conotras de menor volumen de forraje.

Analizando el crecimiento de cultivos anuales(girasol y maíz) se observa que en lasmicrodepresiones hay menor rendimiento degranos, raíces menos desarrolladas y superficia-les que en las microlomas (Tabla 3.11). Indepen-dientemente de la respuesta al encalado, los ren-dimientos de los cultivos en cada uno de suelosque integran el complejo cartográfico, son másdel doble en los Argiudoles típicos que en losArgiudoles ácuicos.

Uso y calidad de suelos ilimerizadosHace décadas se probaron remociones profundascon subsoladores con el objeto de facilitar lapenetración de agua, aire y raíces cuando el ho-rizonte ilimerizado afectaba las condiciones deuso del suelo. Más tarde estas prácticas se aban-donaron por la falta de resultados satisfactoriosen el rendimiento, el enorme gasto de energía,

y además la consecuente «falta de piso» con sue-lo húmedo.

La clave del uso de suelos con horizonte argílicobien desarrollado está en conocer las propieda-des de este horizonte genético, que se encuen-tra a profundidades variables, algunas veces conpocas posibilidades de mejorar económicamen-te sus condiciones físicas. Es más importante pri-vilegiar la presencia de epipedones, que gene-ralmente tienen muy buen desarrollo y calidaden los Molisoles, y tratar de conservarla ypotenciarla con manejos y rotaciones adecuadas(Figura 3.20). Se debe dedicar el esfuerzo a man-tener y mejorar las condiciones óptimas de loshorizontes superficiales (A) y así las posibles li-mitaciones del B se verán minimizadas o elimi-nadas.

En la Región Pampeana se encuentran suelos conotras limitaciones más importantes que las men-cionadas por ilimerización, tales como: presen-cia de nivel freático causando problemas dehidromorfismo, salinidad y/o alcalinidad(Alfisoles), horizontes endurecidos, (fragipanes,manto de tosca) o roca, etc.

La presencia de manchones en cultivos se produ-ce tempranamente y con mayor relevancia en loscomplejos de suelos que están degradados pormanejos inadecuados, principalmente porlimitantes físicas y antrópicas. Las raíces de lasplantas con buen desarrollo en horizontes A fér-tiles y con buenas condiciones físicas, puedensuperar mejor los impedimentos de algunos B yexplorar mayores profundidades más allá delsolum (Jacobi et al., 1980; Vivas et al., 2007). Así,se logran mayores rendimientos, menor uso deenergía, eliminación o disminución en la apari-ción de manchones en cultivos por causasedáficas, y varias otras secuelas que hacen a laestabilidad del suelo y óptima producción.Existe tecnología probada e investigaciones(Barbosa et al., 1997) que señalan que los suelosde la Región Pampeana pueden acompañar eldesafío de una alta producción en sostenido au-mento, con el máximo respeto por la calidad delsuelo y visión de muy largo plazo para no pro-ducir erosión, contaminación u otro tipo de de-gradación, muy factible de realizar con la visióndel corto plazo (Panigatti et al., 1998; 2001). Ade-más, se dispone de indicadores de la calidad delos suelos como para realizar monitoreos con altaposibilidad de éxito (Marelli, 2005).La evaluación de calidad de los suelos se realizaen forma directa midiendo propiedades físicas,químicas y biológicas específicas y en forma indi-


recta mediante la combinación de esas propieda-des en índices adecuados (Moscatelli, 2005). Sonmúltiples los esfuerzos para evaluar la calidad delas tierras para el uso como también es difícil ha-llar los requerimientos específicos de los cultivos(Mendía, 1985). Este autor propone un índice deproductividad para Molisoles de la Pampa On-dulada de las Clases I y II de Capacidad de Uso(Tabla 3.12).

Las tres características utilizadas poseen relacióngeneral con la génesis de los suelos y en particularcon el proceso de ilimerización, hechos que desta-can la influencia del mismo en la productividad.

Por otro lado, el avance de los conocimientos espermanente pero desigual, y a veces con revolu-ciones tecnológicas como la introducción de losorganismos transgénicos. El reconocimiento eidentificación de las Series de suelos generan in-formación con avances lentos pero de mayor per-manencia que los de otras ramas de la Cienciadel Suelo. En cambio, los aportes acerca de ma-nejo de suelos, cultivos y ambientes naturalesson dinámicos, permanentemente actualizadosy utilizados en clasificaciones por capacidad deuso, índices de productividad o modelos de pro-ducción. En éstos generalmente se considera elcontenido y tipo de arcilla, el grado deilimerización, potencia del horizonte B y eficien-cia del uso del agua por cultivos (Sobral y Nakama,1988; Ghersa et al., 2002).

Degradación y horizontes B ilimerizadosEn suelos no degradados hay un equilibrio natu-ral entre las propiedades de sus horizontes. Cuan-do se altera el equilibrio natural algunas propie-dades de los horizontes ilimerizados pueden

magnificarse negativamente y afectar el gradode productividad, tal es el caso cuando estánexpuestos y/o degradados en superficie. Los ho-rizontes B, comparados con los A, tienen menorcontenido de P, MO, Nt y NO3; porosidadintrapedal, actividad biológica y estabilidad deagregados bajas y consistencia desfavorable parael desarrollo de raíces. Hay variables que puedenmagnificar estas propiedades y promover la de-gradación de los suelos con fuerte grado deilimerización, por ejemplo aumento de aportehídrico y erosión o decapitación que deja hori-zontes B en o cercanos a la superficie.

Considerando las variaciones y efectos de cam-bios climáticos recientes, los suelos pueden res-ponder a los mismos en forma positiva o negati-va. Las mayores precipitaciones en zonas con sue-los que poseen horizontes B con muy elevadocontenido de arcilla y muy potentes, pueden ge-nerar umbrales pedogénicos que reviertan la evo-lución progresiva a tendencias de pedogénesisregresiva, como es la degradación. Ésta limita lapercolación, aireación del suelo, actividad bio-lógica, producción de los cultivos y, en el peorde los casos, iniciar o intensificar procesos de ero-sión hídrica.

Numerosos suelos de la Región Pampeana poseenhorizontes Bt cercanos a la superficie, ya sea porsu característica genética o por erosión hídrica,principalmente laminar, en cuyo caso importan-tes áreas pueden presentar horizontes Aadelgazados o B expuestos. Además, el uso deepipedones con fines industriales, como la extrac-ción para fabricar ladrillos, es otra forma de dis-minuir la potencia o eliminar los horizontes A(Hurtado et al., 2006).

En los casos mencionados, tantopor razones naturales comoantrópicas, los horizontes B pue-den quedar en superficie o sermezclados con el A por medio delabranzas. Por las característicasgenerales de los suelos con Bt conmuy elevados contenidos de arci-lla de la Región Pampeana, su ex-posición parcial o total en super-ficie puede conducir a su degra-dación física y química. El alto por-centaje de arcilla, el bajo conteni-do de materia orgánica y la expo-sición a las lluvias, ocasionan ladestrucción de los agregados de-bido a la baja estabilidad de losmismos. En estas condiciones se

Tabla 3.11. Rendimiento de girasol y maíz en microdepresionesy microlomas. Cuenca media del río Luján, provincia

de Buenos Aires.

Girasol(kg ha-1 )

Maíz(kg ha-1 )Tratamiento

Microdepresión Microloma Microdepresión Microloma

T0 1512 2836 3778 8414

T1 1470 2804 6482 9346

T2 1223 2116 4596 8815

T3 1078 2359 3950 7971

Curioni, et al., 1998, en Costa, 2003T0: Testigo, T1: Carbonato de calcio en polvo (6000 kg ha-1), T2: carbonato decalcio granulado (350 kg ha-1), T3: carbonato de calcio granulado(500 kg ha-1)


produce encostramiento superficial, disminuciónde la infiltración, la aireación , la actividad bioló-gica, y la fertilidad, con deficiente desarrollo dela vegetación natural o cultivada y por ello escasa

Tabla 3.12. Indice de productividad para Molisoles de la Pampa Ondulada.

Grado de limitación

Características del suelo 0 1 2 3 4

Indice de productividad 100 95 85 75 60

Espesor del horizonte Amólico (cm)

35-25 25-18 18-15 15-10 <10

Desarrollo textural(% arcilla B/A)

1,21-1,6 1,6-1,91,2-1,0

1,9-2,01,0

2,0-2,1 >2,1

Espesor del horizonte B2(cm)

32-70 70-10031-20

100-12020-10

120-140<10

>140

Mendía 1985

cobertura. La interacción de estas propiedades pue-den limitar la elección y uso de cultivos, así comointensificar la degradación y erosión (Hein yPanigatti 1983; 1987a y b).


Bibliografía

Aguilar, J., Guardiola, J.L., Barahona, B., Dorronsoro, C., Santos, F., 1983. Clay illuviation in calcareoussoils. En: Soil Micromorphology. 2. Soil Genesis. Bullock, P., Murphy, C.P. (Eds.). AB AcademicPublisher, Berkhampsted, U.K. 541-550.

Alvarez, R., Lavado, R., 1998. Climate, organic matter and clay content relationships in the Pampaand Chaco soils, Argentina. Geoderma 83, 127-141.

Avery, B.W., 1973. Soil classification in the soil survey of England and Wales. Journal of Soil Science24, 324-338.

Baldwin, M., Kellogg, C.E., Thorp, J., 1938. Soil classification. En: Soils and Men. Yearbook ofAgriculture 1938. USDA. 979-1001.

Ballagh, T.M., Rundge, E.C., 1970. Clay–rich horizons over limestone-illuvial or residual? Soil ScienceSociety of America Proceedings 34, 534-536.

Barbosa, O.A., Taboada, M.A., Rodríguez, M.B., Cosentino, D.J., 1997. Regeneración de la estructuraen diferentes fases de degradación de un suelo franco limoso de la Pampa Ondulada (Argentina).Ciencia del Suelo 15, 81-86.

Barshad, I., 1967. Chemistry of soil development. En: Chemistry of the soil.. Bear, F.E. (Ed.). AmericanChemical Society. Monograph Series 160. Reinhold Publishing Corporation. New York. 1-70.

Bartelli, L.J., Odell, R.T., 1960a. Field studies of a clay-enriched horizon in the lowest part of thesolum of some Brunizem and Gray-Brown podzolic soils in Illinois. Soil Science Society of AmericaProceedings 24, 388-390.

Bartelli, L.J., Odell, R.T., 1960b. Laboratory studies and genesis of a clay-enriched horizon in thelowest part of the solum of some Brunizem and Gray-Brown Podzolic Soils in Illinois. Soil ScienceSociety of America Proceedings 24, 390-395.

Berg, R.C., 1984. The origin and early genesis of clay bands in youthful sandy soils along lake Michigan,U.S.A. Geoderma 32, 45-62.

Bertoldi de Pomar, H., 1969. Notas preliminares sobre la distribución de los minerales edafógenos dela Provincia de Santa Fe. V Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Santa Fe. 716-726.

Besoain, E., 1985. Mineralogía de arcillas de suelos. Instituto Interamericano de Cooperación para laAgricultura. San José de Costa Rica. 1205 pp.

Birkeland, P., 1984. Soils and geomorphology. Oxford University Press, New York. 372 pp.Bond, W.J., 1986. Illuvial band formation in a laboratory column of sand. Soil Science Society of

America Journal 50, 265-267.Bonfils, C.G., 1966. Rasgos principales de los suelos pampeanos. Instituto de Suelos y Agrotecnia,

INTA. Buenos Aires. Publicación 97. 66 pp.Bonfils, C.G., Calcagno, J.E., Etchevehere, P.H.; Ipucha Aguerre, J.; Miaczynski, C.R.O.; Tallarico,

L.A., 1960. Suelos y erosión en la Región Pampeana Semiárida. Instituto de Suelos y Agrotecnia,INTA. Buenos Aires. Publicación 65. De: Revista de Investigaciones Agrícolas. XIII, 4, 321-396.

Boulaine, J., 1989, Histoire des pédologues et de la science des sols. Institut National de la RechercheAgronomique, Paris. 285 pp.

Bouza, P.J., 1995. Evolución de pavimentos de desierto y costras superficiales en un sector del nores-te del Chubut: su relación con las propiedades fisico-químicas y micromorfológicas del suelosuperficial. Tesis Doctoral. Universidad de Buenos Aires. 183 pp. y tablas.

Bouza, P., del Valle, H.F., 1998. Propiedades micromorfológicas del suelo superficial y subsuperficialen un ambiente pedemontano árido de Patagonia, Argentina. Ciencia del Suelo 16, 30-38.

Bouza, P.J., del Valle, H.F., Imbellone, P.A., 1993. Micromorphological, physical, and chemicalcharacteristics of soil crust types of the Central Patagonia Region, Argentina. Arid Soil Researchand Rehabilitation 7, 355-368.

Bouza, P.J., Simón, M., Aguilar, J., del Valle, H., Rostagno, M., 2007. Fibrous-clay mineral formationand soil evolution in Aridisols of northeastern Patagonia, Argentina. Geoderma 139, 38-50.

Bresson, R., Calot, L., 1992. Illuviation and structural crust formation on loamy temperate soils. SoilScience Society of America Journal 56, 1565-1570.

Brewer, R., 1964. Fabric and mineral analysis of soils. J. Wiley, New York. 470 pp.Brinkman, R., 1970. Ferrolysis, a hydromorphic soil forming process. Geoderma 3, 199-206.Brinkman, R., 1979. Ferrolysis, a soil-forming process in hydromorphic Soils. Thesis. Agricultural

University Wageningen. PUDOC, Wageningen, The Netherlands.


Bullock, P., Murphy, C.P., 1979. Evolution of a paleo-argillic brown earth (Paleudalf) from Oxfordshire,England. Geoderma 22, 225-253.

Bullock, P., Thompson, M., 1985. Micromorphology of Alfisols. En: Soil micromorphology and soilclassification. Douglas, L., Thompson, M. (Eds.). Soil Science Society of America. Special Publication15. Madison, WI, USA. 17-47.

Bullock, P., Milford, M.H., Cline, M.G., 1974. Degradation of argillic horizons in Udalf soils of NewYork State. Soil Science Society of America Proceedings 38, 621-628.

Bullock, P., Fedoroff, H., Jongerius, A., Stoops, G., Tursina, T., 1985. Handbook for soil thin sectiondescription. Waine Research. 152 pp.

Buol, S.W., Hole, F.D., 1959. Some characteristics of clay skins on peds in the B horizon of a Gray-Brown Podzolic Soil. Soil Science Society of America Proceedings 23, 239-241.

Buol, S.W., Eswaran, H., 1977. The micromorphology of Oxisols. En: Soil micromorphology. Delga-do, M. (Ed.). Universidad de Granada, Granada, España. 325-347.

Buol, S.W., Hole, F.D., McCracken, R.J., Southard, R.J., 1997. Soil genesis and classification. 4ª edi-ción. Iowa State University Press, Ames. 527 pp.

Byers, H.G., Kellogg, C.E., Anderson, M.S., Thorp, J., 1938. Formation of soil. En: Soils and Men.Yearbook of Agriculture 1938. USDA. 948-978.

Camilión, M.C., Imbellone, P., 1984. Caracterización de los materiales constituyentes de algunossuelos del Partido de Carlos Tejedor. Provincia de Buenos Aires. Ciencia del Suelo 2, 137-148.

Cantú, M.P., 1998. Estudio geocientífico para la evaluación ambiental y ordenamiento territorialpara una cuenca pedemontana. Caso del Arroyo La Colacha. Departamento Río Cuarto. Provinciade Córdoba. Tesis Doctoral. Universidad Nacional de Río Cuarto. 376 pp.

Cantú, M.P., Schiavo, H.F., Becker, A.R., 1997. Fragipans micromorphology of soils in Curapaligüedepression, Córdoba, Argentina. En: Soil Micromorphology: Studies on soil diversity, diagnostics,dynamics. Shova, S., Gerasimova, M., Miedema, R. (Eds.). Moscow-Wageningen. 67-71.

Cantú, M.P., Becker, A.R., Schiavo, H.F., 2006. Génesis y relaciones paleoambientales de los sueloscon fragipanes del sur de la provincia de Córdoba. XX Congreso Argentino de la Ciencia delSuelo. Salta-Jujuy. En CDR.

Castiglioni, M.G., Morrás, H.J.M., Santanatoglia, O.J., Altinier, M.V., 2005. Contracción de agrega-dos de Argiudoles de la Pampa Ondulada diferenciados en su mineralogía de arcillas. Ciencia delSuelo 23, 13-22.

Conacher, A., Dalrymple, J., 1977. The nine unit land surface model. Approach to pedomorphicresearch. Geoderma 18, 1-154.

Costa, M.C., 2003. Génesis, propiedades y comportamiento de suelos asociados en interfluvios pla-nos de la cuenca media del río Luján. Tesis de Maestría, Facultad de Agronomía. Universidad deBuenos Aires. 230 pp.

Courty, M.A., Goldberg, P., Macphail, R., 1989. Soils and micromorphology in archaeology. CambridgeUniversity Press. Cambridge. 344 pp.

Cremeens, D.L., Mokma, D.L., 1986. Argillic horizon expression and classification in the soils of twoMichigan hydrosequences. Soil Science Society of America Journal 50, 1002-1007.

Cumba, A., Imbellone, P., 2004. Micromorphology of paleosols at the continental border of theBuenos Aires province, Argentina. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas 21, 18-29.

Demolon, A., 1951. Dynamique du sol. Principes d’Agronomie, Tomo 1. Dunod. París. 520 pp.De Petre, A., Stephan, S., 1998. Características pedológicas y agronómicas de los Vertisoles de Entre

Ríos, Argentina. Facultad de Ciencias Agropecuarias, Universidad Nacional de Entre Ríos. 65 pp.De Petre, A., Espino, A., Seveso, M., Perman, S., 1977. Carta de suelos del Departamento Las Colo-

nias. Provincia de Santa Fe. Ministerio de Agricultura y Ganadería. 119 pp.Dijkerman, J.C., Cline, M.G., Olsen, G.W., 1967. Properties and genesis of textural subsoil lamellae.

Soil Science 104, 7-16.Dixon, J.B., Weed, S.B., 1989. Minerals in Soil Environments. Soil Science Society of America, USA.

1244 pp.Dorronsoro, C., Aguilar, J., 1988. El proceso de iluviación arcilla. Anales de Edafología y Agrobiología

XLVII, 310-350.Duchaufour, P., 1951. Lessivage et podsolisation. Revue Forestière Française. Paris. 10, 647-652.Duchaufour, P., 1960. Précis de pédologie. Masson et Cie. Paris. 438 pp.Duchaufour, P., 1968. L’évolution des sols. Essai sur la dynamique des profils. Masson et Cie., Éditeurs. 94 pp.Duchaufour, P., 1977. Pédologie. 1: Pédogenèse et classification. Masson, Paris. 477 pp.


Etchevehere, P.H., Musto, J.C., Olmos, J.E., 1969. Características y distribución de las principalesseries de suelos de la Pampa Ondulada. Actas V Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. SantaFe. 302-310.

Fadda, G. S., 1969. Una climosecuencia de suelos en la provincia de Tucumán. Actas V ReuniónArgentina de la Ciencia del Suelo. Santa Fe. 311-322.

Fanning, D.S., Fanning, M.C.B., 1989. Soil. Morphology, genesis, and classification. John Wiley &Sons. New York. 394 pp.

Ferrer, J.A., Pereira, F.X., Villegas, D., 2001. Factores y procesos pedogenéticos de Alfisoles de Argen-tina. Revista de la Asociación Geológica Argentina 56, 304-318.

FitzPatrick, E.A., 1984. Micromophology of Soils. Chapman & Hall. London. 433 pp.Floate, M.J.S., 1966. A chemical, physical, and mineralogical study of soil developed on glacial

lacustrine clays in north central British Columbia. Canadian Journal of Soil Science 46, 227-236.Fridland, V., M., 1958. Podzolization and illimerization (clay migration). Soviet Soil Science 1, 24-32.Gambaudo, S.P., Vivas, H.S., Moresco, R.F., 1987. Longitud del barbecho y la producción de trigo.

Ciencia del Suelo 5, 43-49.Gerasimova, M.L., Gubin, S.V., Shova, S.A., 1996. Soils of Russia and adjacent countries: geography

and micromorphology. Miedema, R. (Ed.). Moscow-Wageningen. 204 pp.Gerrard, J., 1992. Soil Geomorphology. Chapman & Hall. London. 269 pp.Ghersa, C.M., Ferraro, D.O., Omacini, M., Martínez-Ghersa, M.A., Perelman, S., Satorre, E.H., Soria-

no, A., 2002. Farm and landscape level variables as indicators of sustainable land-use in theArgentine Inland-Pampa. Agriculture, Ecosystems and Environment 93, 279-293.

Gile, L.H., Hawley, J.W., Grossman, R.B., 1981. Soils and geomorphology in the Basin and Range areaof southern New Mexico. Guidebook to the Desert Project. Memoir 39. New Mexico Bureau ofMines and Mineral Resources. 222 pp.

Giménez, J.E., Imbellone, P.A., Iasi, R.R., 1996. Suelos con fragipán del noroeste de la provincia deBuenos Aires. Revista del Museo de La Plata (Nueva Serie), Geología XI, 119-134.

Goddard, T.M., Runge, E.C.A., Hay, B.W., 1973. The relationship between rainfall frequency andamount to the formation and profile distribution of clay particles. Soil Science Society of AmericaProceedings 37, 299-304.

Goldberg, S., Lebron, I., Suarez, D., 2000. Soil colloidal behavior. En: Handbook of Soil Science.Sumner, M.E. (Ed.). CRC Press. Boca Raton. B195-B240.

González Bonorino, F., 1965. Mineralogía de las fracciones arcilla y limo del Pampeano en el área dela ciudad de Buenos Aires y su significado estratigráfico y sedimentológico. Revista de la Asocia-ción Geológica Argentina 1, 67-148.

Hall, G.F., Olson, C.G., 1991. Predicting variability of soils from landscapes models. Soil ScienceSociety of America Special Publication 28, 9-24.

Hein, N.E., Hein, W.H., 1986. Variabilidad edáfica de precañada en el centro de Santa Fe. InformeTécnico 25. INTA EEA Rafaela. 42 pp.

Hein, N.E., Hein, W.H., 1987. Variabilidad edáfica de precañada en el centro de Santa Fe II-Caracterís-ticas químicas, físicas y biológicas. Informe Técnico 29. INTA EEA Rafaela. 15 pp.

Hein, W.H., Panigatti, J.L., 1983. Incorporación del horizonte B al A y la nitrificación en un Argialbol.Ciencia del Suelo 4, 15-19.

Hein, W.H., Panigatti, J.L., 1987a. Fertilidad de Argiudoles del centro de Santa Fe con diferentesmanejos. Informe Técnico 30. INTA EEA Rafaela. 16 pp.

Hein, W.H., Panigatti, J.L., 1987b. Nitrificación de los suelos en las Series Rafaela y Castellanos.Informe Técnico 85. INTA EEA Rafaela.

Hein, N.E., Hein, W.H., Quaino, O.R., 1989. Caracterización de los complejos de suelos de la partecentral de Santa Fe. Ciencia del Suelo 7, 97-102.

Heredia, O.S., Cosentino, D., Conti, M.E., 2004. Calidad de suelo: intensificación del uso de la tierray materiales coloidales en Hapludertes de Entre Ríos. Revista Científica Agropecuaria. NúmeroEspecial. Segundo Simposio Nacional sobre Suelos Vertisólicos. Facultad de Ciencias Agropecuarias.Universidad Nacional de Entre Ríos. Concepción del Uruguay. 8, 57-64.

Homes, J.W., Stace, H.C.T., 1968. On the domed structure and anisotropy of the B horizon of solodizedsolonetz. Australian Journal of Soil Research 6, 149-157.

Huggett, R., 1975. Soil landscape systems: a model of soil genesis. Geoderma 13, 1-22.Hurtado, M.A., Giménez, J.E., Cabral, M.G., 2006. Estudio ambiental del partido de La Plata. Aportes

al ordenamiento territorial. Consejo Federal de Inversiones, Instituto de Geomorfología y Suelos.


La Plata. 124 pp.IGS, 1988. Guía de campo. Segundas Jornadas de Suelos de la Región Pampeana. Instituto de

Geomorfología y Suelos. Asociación Argentina de la Ciencia del Suelo. La Plata. 83 pp.Imbellone, P.A., 1980. Micropedología de una toposecuencia de suelos en el partido de Magdalena,

provincia de Buenos Aires. Revista de Investigaciones Agropecuarias XV, 635-658.Imbellone, P.A., 1996. Redistribución de carbonato de calcio en sucesiones cuaternarias de la llanura

bonaerense. Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología 3, 63-76.Imbellone, P.A., 2006. Paleosuelos cuaternarios: una visión pedológica. Actas III Congreso Argentino

de Cuaternario y Geomorfología, Córdoba. 329-339.Imbellone, P.A., 2009. Clasificación de paleosuelos. Actas IV Congreso Argentino de Cuaternario y

Geomorfología. La Plata. En CDR.Imbellone, P.A., Camilión, M.C., 1984. Aplicación de diferentes criterios para identificar

discontinuidades litológicas. Partido de Carlos Tejedor. Provincia de Buenos Aires. Ciencia delSuelo 2, 149-158.

Imbellone, P.A., Giménez, J.E., 1990. Propiedades físicas, mineralógicas y micromorfológicas de sue-los con características vérticas del partido de La Plata (provincia de Buenos Aires). Ciencia delSuelo 8, 231-237.

Imbellone, P.A., Teruggi, M.E., 1993. Paleosols in loess deposits of the Argentine Pampas. QuaternaryInternational 17, 49-55.

Imbellone, P.A., Giménez, J.E., 1998. Parent material, buried soils and fragipans in northwesternBuenos Aires province, Argentina. Quaternary International 51/52, 115-126.

Imbellone, P.A., Cumba, A., 2003. Una sucesión con paleosuelos superpuestos del Pleistoceno mediotardío-Holoceno, zona sur de La Plata, provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Argen-tina de Sedimentología 10, 3-22.

Imbellone, P.A.; Giménez, J.E., Mormeneo, M.L., 2004. Ciclos pedogenéticos del oeste bonaerense.Actas XIX Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo, Paraná. En CDR.

Imbellone, P.A., Giménez, J.E., Cumba, A., 2005. Suelos con «fragipán» de la Pampa Arenosa. ActasXVI Congreso Geológico Argentino, La Plata. V, 65-72.

INTA, 1972. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3360-32, Pergamino. Instituto de Suelos,Buenos Aires. 106 pp.

INTA, 1973. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3360-33, Pérez Millán. CIRN, Reconoci-miento de Suelos. Buenos Aires. 78 pp.

INTA, 1974. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3560-2, Rojas. 78 pp.INTA. 1984. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3563-6, Villa Cañás. 118 pp.INTA, 1985. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3563-5, Sancti Spiritu. 108 pp.INTA, 1988a. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3363-18, Armstrong. Instituto de Sue-

los. 174 pp.INTA, 1988b. Carta de Suelos de la República Argentina. Hojas 3363-13 y 14, Cañada de Gómez,

Rosario. Instituto de Suelos. 197 pp.INTA, 1989. Mapa de Suelos de la provincia de Buenos Aires. Escala 1:500.000. CIRN. Instituto de

Evaluación de Tierras. Buenos Aires. 533 pp.INTA, 1990a. Carta de Suelos de la República Argentina. Hojas 3163-5 y 6, Villa Trinidad. Estación

Experimental Agropecuaria Rafaela. 116 pp.INTA, 1990b. Carta de Suelos de la República Argentina. Hojas 3163-11 y 12, San Guillermo. Estación

Experimental Agropecuaria Rafaela. 116 pp.INTA, 1990c. Atlas de Suelos de la República Argentina. Escala 1:500.000 y 1:1.000.000. CIRN. Institu-

to de Evaluación de Tierras. Buenos Aires. Tomo I, 731 pp. y Tomo II, 677 pp.INTA, 1991. Carta de Suelos de la República Argentina. Hojas 3160-26 y 25, Esperanza, Pilar. Estación

Experimental Agropecuaria Rafaela. 135 pp.INTA, 1992. Carta de suelos de la República Argentina. Hoja 3557-19, Brandsen. 47 pp.INTA, 2000. Libro de campaña para descripción y muestreo de suelos. Traducción al español del

«Field Book for Describing and Sampling Soils» (Natural Resources Conservation Service, USDA,Lincoln Nebraska, 1998). Area de Cartografía de Suelos y Evaluación de Tierras, Instituto deSuelos. INTA. 191 pp.

INTA-Gobierno de Entre Ríos, 1980. Suelos y erosión de la provincia de Entre Ríos. Estación Experi-mental Regional Agropecuaria INTA Paraná. Tomo II. 80 pp.

INTA-MAG Provincia de Santa Fe, 1981, 1983. Mapa de Suelos de la provincia de Santa Fe. Estación


Experimental Agropecuaria Rafaela. Tomos I y II. 246 y 216 pp.INTA-SAGyRR Provincia de Córdoba, 1986. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3363-29,

Arias. 84 pp.INTA-Provincia de La Pampa-U.N. La Pampa, 1980. Inventario integrado de los recursos naturales de la

provincial de La Pampa. Buenos Aires. Clima, Geomorfología, Suelos y Vegetación. 493 pp. y mapas.Iñíguez, A.M., Scoppa, C.O., 1970. Los minerales de arcilla en los suelos «zonales» ubicados entre los

ríos Paraná y Salado (provincia de Buenos Aires). Revista de Investigaciones Agropecuarias. INTA.Serie 3, Clima y Suelo 7, 1-41.

Iriondo, M., 1994. Los climas cuaternarios de la Región Pampeana. Comunicaciones del Museo Pro-vincial de Ciencias Naturales «Florentino Ameghino». Santa Fe. Nueva Serie 4, 1-48.

Iriondo, M., Kröhling, D.M., 1995. El Sistema Eólico Pampeano. Comunicaciones del Museo Provin-cial de Ciencias Naturales «Florentino Ameghino». Santa Fe. Nueva Serie 5, 1-49.

IUSS Working Group WRB, 2006. World Reference Base for Soil Resources. World Soil ResourcesReports 103. FAO. Roma. 138 pp. (Versión en castellano: Base Referencial Mundial para el RecursoSuelo. Primera Actualización 2007. Traducción M.S. Pazos. On-line)

Jacobi, J., Buján, A., Ghelfi, R., Panigatti, J.L., 1980. Determinación de la profundidad de raíces me-diante una técnica radioisotópica. IX Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo, Paraná, 39-43.

Jamagne, M., Jeanson, C., 1978. Illuviation primaire et secondaire dans les sols lessivés sur materiauxlimoneux. En: Soil micromorphology. Delgado, M. (Ed.). Universidad de Granada, Granada, Espa-ña. 935-965.

Johnson, D. L., Watson-Stegner, D., 1987. Evolution model of pedogenesis. Soil Science 143, 349-366.Jongerius, A., 1970. Some morphological aspects of regrouping phenomena in Dutch soils. Geoderma

4, 311-331.Jongerius, A., Rutherford, G.K. (Eds.), 1979. Glossary of soil micromorphology. Centre for Agricultural

Publishing and Documentation, Wageningen. 138 pp.Kemp, R.A., MacIntosh, P.D., 1989. Genesis of a texturally banded soil in Southland, New Zealand.

Geoderma 45, 65-81.Kemp, R.A., Zárate, M.A., Toms, P., King, M., Sanabria, J., Argüello, G., 2006. Late Quaternary paleosols,

stratigraphy and landscape evolution in the Northern Pampa, Argentina. Quaternary Research66, 119-132.

Kozlovskii, F.I., Rühlmann, J., Travnikova, L.S., Kuzyakov, Y.V., 2001. Clay differentiation in initialhomogeneous substrates upon long-term field experiments. Eurasian Soil Science 34, 130-138.

Kraglievich, J., 1952. El perfil geológico de Chapadmalal y Miramar, Provincia de Buenos Aires.Revista Museo de Mar del Plata 1, 8-37.

Lexow, C., 2002. Hidrodinámica de la zona no saturada aplicada al estudio del balance hidrológicoy de contaminantes de los recursos hídricos subterráneos (Cuenca del arroyo de Aguila). TesisDoctoral. Universidad Nacional del Sur. Bahía Blanca. 174 pp.

Ligier, H.D., Kurtz, D.B., Matteio, H.R., Perucca, R.A., Vallejos, O., 2001. Suelos y vegetación de losdepartamentos Sauce y Curuzú Cuatiá. INTA Corrientes, Provincia de Corrientes, Consejo Federalde Inversiones. 282 pp.

Marelli, H. (Ed.), 2005. Indicadores de calidad de suelo. INTA-PROCISUR. Seminario InternacionalEEA, Marcos Juarez. En CDR.

Mathieu, C., Stoops, G., 1974. Genesis of deep clay-rich horizon at the contact with the chalkysubstratum, in the north of France. En: Soil Microscopy. Rutherford, G.K. (Ed.). The LimestonePress, Kingston, Ontario. 455-480.

McIntyre, D.S., 1958a. Permeability measurements of soil crusts formed by raindrop impact. SoilScience 85, 185-189.

McIntyre, D.S., 1958b. Soil splash and the formation of surface crusts by raindrop impact. Soil Science85, 261-266.

McKeague, J.A., 1983. Clay skins and argillic horizons. En: Soil Micromorphology. Bullock, P., Murphy,C.P., (Eds.). AB Academic Publishers, Berkhamstead, UK. 2, 367-387.

McKeague, J.A., Guertin, R.K., Valentine, K.W., Belisle, J., Bourbeau, G. A., Howell, A., Michalyna,W., Hopkins, L., Page, F., Bresson, L.M., 1980. Estimating illuvial clay in soils by micromorphology.Soil Science 129, 386-388.

Melgar, R., Castro, L.N., 2006. Potasio. En: Minerales para la agricultura en Latinoamérica. Nielson,H., Sarudiansky, R. (Eds.). CyTED-UNSAM-OLAMI. 254-265

Mendía, J.M., 1985. Evaluación de la tierra para el uso agrícola en la Región Pampeana. En: Primeras


Jornadas de Suelos de la Región Pampeana Norte. INTA. EERA Rafaela. Publicación Miscelánea 30,279-299.

Miaczynski, C.R.O., Tschapek, M., 1965. Los suelos de estepa de la Región Pampeana. Revista deInvestigaciones Agropecuarias, Serie 3, Clima y Suelo 2, 35-79.

Michelena, R., Irurtia, C., Mon, R., Vavruska, F., 1989. Degradación de suelos en el norte de la RegiónPampeana. INTA. EEA Pergamino. Publicación Técnica 6. Buenos Aires.

Miedema, R., Slager, S., 1972. Micromorphological quantification of clay illuviation. Journal of SoilScience 23, 309-314.

Miller, F., Wilding, L., Holowaychuk, N., 1971. Canfield silt loam, a Fragiudalf. II. Micromorphology,physical and chemical properties. Soil Science Society of America Proceedings 35, 324-331.

Montico, S., Zerpa, G., 1993. Caracterización de costras superficiales de suelos. XIV Congreso Argen-tino de la Ciencia del Suelo. Mendoza. 23-24.

Morrás, H.J.M., 1983. Some properties of degraded argillans from A2 horizons of solodic planosols.En: Soil Micromorphology. 2, Soil Genesis. Bullock, P., Murphy, C. (Eds.). AB Academic Publishers,Berkhamstead, UK. .575-581.

Morrás, H.J.M., 1985. Estado actual de la mineralogía y micropedología de los suelos de la RegiónPampeana norte con referencia particular a la provincia de Santa Fe. Primeras Jornadas Regionalesde Suelos de la Región Pampeana. Rafaela. Santa Fe. INTA. Publicación Miscelánea 30. 191-217.

Morrás, H.J.M., 1993. Problemática de la terminología edafológica referente a la migración de mate-ria en los suelos. Análisis histórico y lexicográfico. En: El estudio del suelo y de su degradación enla relación con la desertificación. Actas XII Congreso Latinoamericano de la Ciencia del Suelo.Salamanca, España. Gallardo Lancho, J.F. (Ed.). Tomo III, 1848-1857.

Morrás, H.J.M., 1999. Geochemical differentiation of Quaternary sediments from the Pampean regionbased on phosphorus contents as detected in the early 20th century. Quaternary International 62, 57-67.

Morras, H.J.M., 2003. Distribución y origen de sedimentos loéssicos superficiales en la pampa norte enbase a la mineralogía de arenas. Revista de la Asociación Argentina de Sedimentología 10, 53-64.

Morrás, H., Cruzate, G., 2001. Origen y distribución del potasio en los suelos de la región Chaco-Pampeana. Actas Primer Simposio «El Potasio en los Sistemas Agrícolas Argentinos». Facultad deAgronomía UBA-IPI-Fertilizar INTA. Buenos Aires.

Moscatelli, G., 1991. Los suelos de la Región Pampeana. En: El desarrollo agropecuario pampeano.Barsky, O. (Ed.). INDEC-INTA-IICA. 11-76.

Moscatelli, G., 2005. Avances en la selección de indicadores de calidad en las Series representativasde la Región Pampeana y aplicación de un sistema de información geográfica. En: Indicadores decalidad del suelo. PROCISUR-INTA.EEA Marcos Juarez. En CDR.

Moscatelli, G., Muro, E., Salazar Lea Plaza, J.C., 1985. Criterios para definir y diferenciar Series desuelos. Primeras Jornadas Regionales de Suelos de la Región Pampeana Norte. Publicación Misce-lánea 30. INTA. 71-118.

Murphy, C.P., 1986. Thin section preparation of soil and sediments. AB Academic Publishers. 149 pp.Nabel, P.E.; Sapoznik, M., 2004. Dispersión de grumos en el loess pampeano. Resúmenes X Reunión

Argentina de Sedimentología. San Luis. 113-114.Nabel, P., Morrás, H., Petersen, N., Zech, W., 1999. Correlation of magnetic and lithologic features of

soils and quaternary sediments from the Undulating Pampa. Journal of South American EarthScience 12, 311-323.

Nettleton, W.D., Flach, K.W., Brasher, B.R., 1969. Argillic horizons without clay skins. Soil ScienceSociety of America Proceedings 33, 121-125.

NSSC (National Soil Survey Center), 1996. Soil Survey Laboratory Methods Manual. Soil SurveyInvestigations Report 42. Version 3.0. United States Department of Agriculture. Washington, DC.693 pp.

Oertel, A.C., 1968. Some observations incompatible with clay illuviation. Transactions 9th InternationalCongress of Soil Science. Adelaide, Australia. Vol. IV, 481-488.

Paisani, J.C., 2004. Gênese de lamelas («estruturas de dissipação») associadas à evolução depaleoargissolos em Rampa Arenosa, Praia Mole (Ilha de Santa Catarina) SC, Brasil: subsídios parauma interpretação paleogeomorfológica. Revista Brasileira de Geomorfología 5, 29-42.

Panigatti, J.L., 1975. Genetic and induced properties of Mollisols of the northern pampa, Argentina.Tesis Doctoral. Universidad de Michigan, USA. 86 pp.

Panigatti, J.L., 1980. Molisoles del norte de la zona pampeana. I. Génesis y morfología. Actas IXReunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Paraná. 927-940.


Panigatti, J.L., 1990. Bajos Submeridionales. En: Manejo de tierras anegadizas. Ediciones FECIC. Bue-nos Aires, 344 pp.

Panigatti, J.L., Mosconi, F., 1978/79. Arcillas de suelos del centro de Santa Fe y centro este de Córdo-ba. Revista de Investigaciones Agropecuarias. Serie 3, XIV, 137-148.

Panigatti, J.L., Piñeiro, A., Mosconi, F., 1971. Manchones en cultivos en la zona central de Santa Fe.I. Causas edafoclimáticas. Revista de Investigaciones Agropecuarias. Serie 3, VIII, 141-154.

Panigatti, J.L, Marelli, H., Buschiazzo, D., Gil, R. (Eds.), 1998. Siembra directa. Ediciones HemisferioSur, Buenos Aires. 333 pp.

Panigatti, J.L, Buschiazzo, D., Marelli, H. (Eds.), 2001. Siembra directa II. INTA. Buenos Aires, 376 pp.Papadakis, J., 1960. Avances recientes en pedología. Relato. Comisión Génesis, Clasificación y Carto-

grafía. Primera Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Buenos Aires. IDIA Suplemento 1.INTA. 135-147.

Papadakis, J., 1963. Soils of Argentine. Soil Science 95, 356-366.Paton, T.R., Humphreys, G.S., Mitchell, P.B., 1995. Soils: a New Global View. University Press, New

Haven, UCL Press. London. 213 ppPazos, M.S., 1984. Relación arcilla iluvial/arcilla total en Molisoles del sudeste de la provincia de

Buenos Aires. Ciencia del Suelo 2, 131-136.Pazos, M.S., 1989. Génesis y clasificación de los Argiudoles con horizonte A2 incipiente de la Región

Pampeana. Ciencia del Suelo 7, 87-95.Pazos, M.S., 1990. Some features and processes associated with the caliche under humid climate,

Balcarce, Argentina. Pédologie XL, 141-154.Pazos, M.S., Stoops, G., 1987. Micromorphological aspects of soil formation in Mollisols from Argen-

tina. En: Soil Micromorphology. Fedoroff, N., Bresson, L.M., Courty, M.A. (Eds.). Paris, France.263-270.

Pazos, M.S., Roca, N., 2006. Humid Pampa, Argentina: consequences of the lack of a NationalClassification System. 18th World Congress of Soil Science. Philadelphia. 42-5.

Pecora, E.J., Guedes, O.J., 1966. Minerales de arcilla de algunos perfiles de suelos de Buenos Aires,Santa Fe y Entre Ríos. Revista de Investigaciones Agropecuarias. Serie 3, III, 25-57.

Rawling, J.E., 2000. A review of lamellae. Geomorphology 35, 1-9.Riggi, J.C., Fidalgo, F., Martínez, O., Porro, N., 1986. Geología de los «Sedimentos Pampeanos» en el

partido de La Plata. Revista de la Asociación Geológica Argentina XLI, 316-333Sastre J., Salfity, J., 2006. Los suelos de la ciudad de Salta. XX Congreso Argentino de la Ciencia del

Suelo y I Reunión de Suelos de la Región Andina. Salta. En CDR.Schaetzl, R., 1992. Texture, mineralogy, and lamellae development in sandy soils in Michigan. Soil

Science Society of America Journal 56, 1538-1545.Schaetzl, R., 1996. Spodosol-Alfisol intergrades: bisequal soils in NE Michigan, USA. Geoderma 74, 23-47.Schaetzl, R., 2001. Morphologic evidence of lamellae forming directly from thin, clayey bedding

planes in a dune. Geoderma 99, 51-63.Schaetzl, R., Anderson, S., 2005. Soil genesis and geomorphology. Cambridge University Press, 817 pp.Schiavo, H.F., Becker, A.R., Cantú, M.P., 1995. Caracterización y génesis de los fragipanes de la

depresión de Curapaligüe. Departamento Sáenz Peña, Córdoba. Argentina. Ciencia del Suelo 13,28-34.

Scoppa, C.O., 1976. La mineralogía de los suelos de la llanura pampeana en la interpretación de sugénesis y distribución. Actas VII Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Suplemento IDIA 33,659-673.

Scoppa, C.O., 1978. El horizonte argílico en los Udoles de la Región Pampeana. Revista de Investiga-ciones Agropecuarias, Serie 3, XII, 97-113.

Scoppa, C.O., 1978/79. Micropedología de Series de suelos característicos del noreste bonaerense.Revista de Investigaciones Agropecuarias 14, 37-69.

Scoppa, C.O., Di Giacomo, R.M., 1991. Aridisoles of Argentina. En: Proceedings of the SixthInternational Soil Correlation Meeting (VI ISCOM): Characterization, Classification, and Utilizationof Cold Aridisols. Kimble, J.M. (Ed.). Soil Conservation Service, USDA. 166-174.

Smith, H.J., Levy, G.J., Shainberg, I., 1990. Water-droplet energy and soil amendments. Effect oninfiltration rate and erosion. Soil Science Society of America Journal 54, 1084-1087.

Sobral, R., Nakama, V., 1988. Indices de productividad, método paramétrico para la evaluación detierras. XII Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo. Corrientes. En CDR.

Soil Science Society of America, 2001. Glossary of Soil Science Terms. Madison. Wisconsin. 135 pp.


Soil Survey Staff, 1958. Key to the 6th Approximation. USDA.Soil Survey Staff, 1960. Soil classification, a comprehensive system. 7th Approximation. USDA. Was-

hington. 503 pp.Soil Survey Staff, 1967. Supplement to Soil Classification System (7th Approximation). Soil Conservation

Service, U.S. Department of Agriculture. 207 pp.Soil Survey Staff, 1975. Soil Taxonomy. Agriculture Handbook 435. U.S. Department of Agriculture.

1a. edición. 754 pp.Soil Survey Staff, 1999. Soil Taxonomy. Agriculture Handbook 435. U.S. Department. of Agriculture.

2a. edición. 869 pp.Soil Survey Staff, 2007. Claves para la Taxonomía de Suelos. Traducción de la 10a edición (2006) de:

Keys to Soil Taxonomy. U.S. Department. of Agriculture. 331 pp.Spalletti, L.S., Mazzoni, M.M., 1979. Caracteres granulométricos de arenas de playa frontal, playa

distal y médano del litoral bonaerense. Revista de la Asociación Geológica Argentina XXXIV, 12-30.Stephan, S., De Petre, A.A., De Orellana, J., Priano, L., 1977. Brunizem soils of the central part of he

province of Santa Fe (Argentine). Pédologie XXVII, 225-253.Stoops, G., 2003. Guidelines for analysis and description of soil and regolith thin sections. Soil Science

Society of America, Inc. Madison. 184 pp.Taboada, M.A., Micucci, F.G., 2004. Fertilidad física de los suelos. Ediciones Facultad de Agronomía.

Universidad de Buenos Aires. 79 pp.Tack, F.M., Verloo, M.G., Vanmechelen, L., Van Rast, E., 1997. Baseline concentration levels of trace

elements as a function of clay and organic carbon contents in soils in Flanders (Belgium). TheScience of the Total Environment 201, 113-123.

Teruggi, M.E., Imbellone, P.A., 1987. Paleosuelos loéssicos superpuestos en el Pleistoceno Superior-Holoceno de la región de La Plata. Provincia de Buenos Aires. Ciencia del Suelo 5, 175-188.

Teruggi, M.E., Imbellone, P.A., 1988. Paleosuelos de la Región Pampeana. Relatos Segundas Jorna-das de Suelos de la Región Pampeana, La Plata. 39-66.

Teruggi, M.E., Etchichuri, M., Remiro, J., 1958. Estudio sedimentológico de los terrenos de las ba-rrancas de la zona de Mar del Plata-Miramar. Revista Museo Argentino de Ciencias Naturales,Geología 4, 107-250.

Teruggi, M.E., Spalletti, L., Dalla Salda, L., 1973. Paleosuelos en la sierra de Bachicha. Partido deBalcarce, Provincia de Buenos Aires. Revista del Museo de La Plata, Nueva Serie, VIII, 227-256.

Thorp, J., Smith, G.D., 1949. Higher categories of soil classification. Soil Science 67, 117-126.Tiller, K.G., 1958. Distribution of some trace elements in soils developed on dolerite in Tasmania.

Division of Soils, Divisional Report 6/58. (CSIRO, Adelaide).Tonni, E.P., Nabel, P., Cione, A., Etchichury, M., Tófalo, R., Scillato Yane, G., San Cristóbal, J., Carlini,

A., Vargas, D., 1999. The Ensenada and Buenos Aires Formations (Pleistocene) in a quarry near LaPlata, Argentina. South American Earth Science 12, 273-291.

Tricart, J., 1973. Geomorfología de la Pampa Deprimida. Colección Científica INTA XII. Buenos Aires. 202 pp.USDA, 1938. Soil and Men. Yearbook of Agriculture. U.S. Department of Agriculture, U.S. Government

Printing Office. Washington DC. 1232 pp.Van Wambeke, A., 1972. Mathematical expression of eluviation–iluviation processes and the

computation of the effects of clay migration in homogeneous soil parent materials. Journal ofSoil Science 23, 325-332.

Vargas Gil, J.R., Scoppa, C.O., 1973. Suelos de las sierras de la provincia de Buenos Aires. Revista deInvestigaciones Agropecuarias, Serie 3, X, 57-79.

Vargas Gil, J.R., Scoppa, C.O., Iñíguez, A.M., 1972. Génesis de los suelos de la región norte de laBahía de Samborombón. Revista de Investigaciones Agropecuarias, Serie 3, IX, 29-52.

Vepraskas, M.J., Wilding, L.P., 1983. Albic neoskeletans in argillic horizons as indices of seasonalsaturation and iron reduction. Soil Science Society of America Journal 47, 1201-1208.

Villegas, D., Pereyra, F., Bluvstein, D., Ferrer, J., 1998. Características de suelos y paisajes asociadosen el sector nororiental de las Sierras Australes, provincia de Buenos Aires. V Jornadas Geológicasy Geofísicas Bonaerenses, Mar del Plata. 119-126.

Vivas, H., Albrecht, R., Olivera, F.A., Hotian, L.J., 2007. Información técnica de trigo y otros cultivosde invierno. EEA. Rafaela, INTA. 68-77.

Wieder, M., Yaalon, D.H., 1978. Grain cutans resulting from clay illiviation in calcareous soil mate-rial. En: Micromorfología de suelos. Delgado, M. (Ed.). Universidad de Granada, Granada, Espa-ña. 1133-1158.


Yaalon, D.H., 1971. Soil-forming intervals in time and space. En: Paleopedology. Yaalon, D.H. (Ed.).Jerusalem, Israel University Press. 29-39.

Zaffanella, M.J.R., 1966. Limitaciones del suelo de Pergamino. Informe Técnico 54. INTA. EEA Perga-mino.

Zárate, M.A., 1989. Estratigrafía y geología del Cenozoico tardío aflorante en los acantilados mari-nos comprendidos entre Playa San Carlos y Arroyo Chapadmalal. Partido de General Pueyrredón,provincia de Buenos Aires. Tesis Doctoral. Universidad Nacional de La Plata. Argentina, 221 pp.

Zárate, M.A., 2003. Loess of southern South America. Quaternary Science Reviews 22, 1987-2006.Zárate, M.A., 2006. El Cenozoico tardío continental de la provincia de Buenos Aires. Relatorio del

XVI Congreso Geológico Argentino. Geología y recursos minerales de la provincia de BuenosAires, Capítulo 9, La Plata, 139-158.

Zinck, J.A., 2006. The soil cover. En: Land use change and land degradation in the western Chaco.Zinck, J.A. (Ed.). ITC-INGEMA. Publicación 90. 53-78.

Zinck, J.A., Sayago, J.M., 2001. Climatic periodicity during the late Pleistocene from a loess-paleosolsequence in northwest Argentina. Quaternary International 78, 11-16.

Zinck, J.A., Sayago, J.M., Nieder, L., Flores, E., 2006. Soil data. En: Land use change and landdegradation in the western Chaco. Zinck, J.A. (Ed.). ITC-INGEMA. Publicación 90. 271-333.

Zubillaga, M.M., Conti, M., 1994. Importance of the textural fraction and its mineralogic characteristicsin the potassium contents of different Argentine soils. Communications in Soil Science and PlantAnalysis 25, 479-487.

Zuccardi, R.B., 1969. Procesos pedogenéticos en la provincia de Tucumán. Actas V Reunión Argenti-na de la Ciencia del Suelo. Santa Fe. 466-475.

Proceso de hidromorfismo


Introducción

Definiciones y antecedentesCon el nombre de hidromorfismo o hidrohidromorfismo o hidrohidromorfismo o hidrohidromorfismo o hidrohidromorfismo o hidro-----morfiamorfiamorfiamorfiamorfia se designa un conjunto de procesos quetienen como origen la saturación con agua delperfil de suelo, o una parte de él, durante perío-dos más o menos prolongados que provoca déficitde oxígeno. La intensidad del proceso es variable,influyendo: posición topográfica, características delos materiales del suelo, oscilaciones del nivelfreático, contenido de oxígeno disuelto en el aguafreática, etc.

Este proceso se produce bajo gran variedad declimas y está generalmente asociado a suelosubicados en posiciones deprimidas o planas delpaisaje. El exceso de agua se puede traducir enla presencia de rasgos redoximórficos en el per-fil, originados principalmente por reacciones dereducción y oxidación del hierro y el mangane-so. El déficit de oxígeno se refleja también enotras características de las que son responsablesreacciones químicas, bioquímicas y procesos bio-lógicos, por ejemplo: reducción de sulfatos conaparición de sulfuros, producción de metano,desnitrificación, retardo o inhibición de lahumificación, etc. En algunos casos el estado re-ducido no es manifiesto y el período de satura-ción no coincide con el período de reducción,tal que algunos suelos están más tiempo satura-dos que reducidos y viceversa y los rasgos deri-vados son distintos, ya que los suelos saturadospero no reducidos no presentan rasgosredoxomórficos (Vepraskas y Wilding, 1983).

En sentido amplio, el proceso alcanza a todoslos suelos cuyos macroporos contienen aire yiones disueltos en agua en algún período y pue-den formar desde evaporitas hasta compuestosoxidados y reducidos, tanto en áreas de climadesértico como en los lechos de agua permanen-te. El tipo de componente químico-mineralógicoy el ordenamiento espacial de los rasgos que seforman como resultado del proceso, dependende la composición de la solución del suelo, delmaterial originario y de variaciones en el poten-cial de óxido reducción en espacio y tiempo, osea del patrón de distribución de aire y agua enlos poros interpedales e intrapedales del suelo alo largo del tiempo. Así, la escuela alemana con-sidera que los suelos redoximórficos,calcimórficos, gipsomórficos y halomórficos po-seen rasgos hidromórficos, juntos o no a los ras-gos redoximórficos. Los suelos saturados puedencarecer de rasgos redoximórficos cuando el agua

del suelo es rica en oxígeno disuelto o pobre enmateria orgánica, ya que alto contenido de ma-teria orgánica provee energía a losmicroorganismos. Inversamente, suelos de zonassecas pueden tenerlos cuando el material origi-nario es rico en reductantes o el aire del suelocontiene mucho dióxido de carbono o metanoque expele o consume oxígeno (por ejemplomofetas postvolcánicas o rellenos de desechos).La distribución de los rasgos redoximórficos de-pende de los patrones de distribución de agua yaire; así se distinguen varios tipos de suelos deacuerdo al ordenamiento de los rasgoshidromórficos y saturación con agua. Kubiëna(1953) considera dos tipos de sueloshidromórficos: a) semiterrestres, conhidromorfismo parcial y b) subacuáticos; estosúltimos son más tarde separados en subhídricos(permanentemente sumergidos) y pantanosos.

Distintos patrones de propiedades se aprecian en:suelos sumergidossuelos sumergidossuelos sumergidossuelos sumergidossuelos sumergidos (submerged soils): denomi-nados suelos subhídricos, con saturación total ypermanente; suelos anegadossuelos anegadossuelos anegadossuelos anegadossuelos anegados (floodwater-soils) con saturación total y temporaria; suelossuelossuelossuelossuelosfreáticosfreáticosfreáticosfreáticosfreáticos (ground-water soils), con saturaciónpermanente en el subsuelo; suelos con aguasuelos con aguasuelos con aguasuelos con aguasuelos con aguasuperficialsuperficialsuperficialsuperficialsuperficial, con saturación permanente ytemporaria en el techo del suelo (Blume ySchlichting, 1985). Los suelos subhídricos difie-ren en la naturaleza del horizonte orgánico quese encuentra entre la capa de agua superficial deun lago o de mar y la capa mineral en estadoreducido. En los suelos freáticos hay óxidos dehierro y manganeso hacia la superficie de los agre-gados del suelo donde hay entrada de oxígeno,y en los suelos con agua superficial hay patrónen sentido contrario pues los compuestosreductores orgánicos provienen de la superficie.En EE:UU se reconocen los suelos hídricos(«hydric soils») como aquellos que están satura-dos con agua durante lapsos suficientementeprolongados como para producir condicionesanaeróbicas, influyendo así en el crecimientode las plantas (SSSA, 2001).

El suelo subhídrico típicoEl suelo subhídrico típicoEl suelo subhídrico típicoEl suelo subhídrico típicoEl suelo subhídrico típico está permanente-mente húmedo. Posee una capa de agua superfi-cial y un horizonte «barroso» rico en humus devariado espesor. En lagos distróficos esta capade barro consiste de materia orgánica negra acastaña rica en coloides. En lagos mesotróficos aeutróficos con un hipolimnion con oxígeno for-ma la capa denominada gyttja, de color oliva,Eh mayor a 200 mV y pH cercano a 7. En lagoshipertróficos y «marismas» se encuentra elsapropel, con horizonte negro, Eh menor a 200


mV y pH mayor a 7, generalmente con sulfuros.El suelo freático típico posee subsuelo perma-nentemente húmedo. A veces la capa freática estáen superficie o cerca de ella; en otros casos, comoen planicies aluviales, hay saturación fluctuante.En materiales arcillosos y francos es de color azul-verde por la presencia de hidróxidos ferrososférricos (green rust); en materiales con azufre esnegro por la presencia de sulfuros de hierro; enmateriales ricos en carbonatos es blanco por lapresencia de calcita o siderita; en materiales are-nosos es gris claro a blanco (Munsell:N8, 5Y, 5Go 5B) con bajos contenidos de hierro y mangane-so. En la franja capilar y en el horizonte superiorhay ferrihidrita pardo rojiza o goethita pardoamarillenta brillante, en abundancia. En mate-riales arcillosos a francos, los óxidos de hierro seconcentran sobre la superficie de los agregadosy paredes de poros mayores como paredes de raí-ces, que en casos extremos resultan completa-mente llenos con tales óxidos, donde la zona cen-tral aún tiene colores reducidos. Así, el patrónde distribución de los óxidos de hierro y manga-neso se orienta hacia la superficie de los agrega-dos y superficie del suelo desde donde provieneel oxígeno. Contrariamente, el suelo con aguaaguaaguaaguaaguasuperficial típicosuperficial típicosuperficial típicosuperficial típicosuperficial típico, en materiales arcillosos condenso subsuelo que dificulta el drenaje interno,posee agregados superficiales blanqueados conpérdida de óxidos de hierro y manganeso, mien-tras que la parte interior de los mismos perma-nece enriquecida con óxidos pardos de hierro ynegros de manganeso (o con lepidocrocita ana-ranjada en los muy arcillosos, sin calcáreo y lige-ramente ácidos). En estos casos suele usarse eltérmino «jaspeado» («marbled») para describirhorizontes, con pequeñas lenguas verticales cla-ras separadas por anchos bordes pardo rojizos(rusty brown). La matriz de los horizontes super-ficiales menos densos, saturados temporalmentepor agua, es gris pardusca, principalmente en eltecho del horizonte Bg, y el hierro y manganesose concentran en concreciones de diverso tama-ño, con estructura catafilar, comunes en mate-riales de textura homogénea como loess. Gene-ralmente el centro es negro con predominanciade óxidos de Mn y pardo rojizo debido a óxidosde hierro en superficie. Así, el patrón de distri-bución de óxidos de Fe/Mn está orientado haciael exterior de los agregados, desde donde vie-nen los compuestos orgánicos reductores.

La condición representada por largos períodosde reducción se denomina «gleizante»,(«gleying») y el proceso asociado a esa condiciónse denomina «gleización», («gleization» o«gleyzation» (Schaetzl y Anderson, 2006). «Gley»

o «glei» es un término de origen ucraniano (arci-lla pegajosa) introducido por el pedólogo rusoVisotskii en 1905, y designa a un horizonte máso menos compacto y pegajoso teñido de azulverdoso. Más tarde, Joffe (1949), mencionando aautores rusos, hace extensivo el término a «ma-teriales arenosos y arcillosos de colores gris o grisclaro con matices azulados o teñidos de azul cie-lo» originados por compuestos ferrosos, unifor-mes y más manifiestos en suelos arcillosos. Estainformación se tomó de Bonfils (1962), quienagrega que en los suelos de las islas del delta delParaná, los matices azulados del «gley» decre-cen en intensidad con el aumento de arena y sehacen imperceptibles a 4 o 5 m de profundidad.

En condiciones naturales cuando el proceso afec-ta a materiales con abundante aporte de mate-ria orgánica se forman suelos orgánicos denomi-nados suelos de turba («Peat soils»). Turba(«peat») es el material de un suelo orgánico don-de se distinguen los tejidos de las plantas origi-nales con ligera descomposición y forman capasprofundas de varios metros y, muck, «Muck soil»es el material de un suelo orgánico donde losrestos vegetales no son reconocibles, posee co-lor más oscuro que la turba y mayor cantidad dematerial mineral. Los suelos de arrozales («Paddysoils») son suelos antropogénicos, en los cualesse adapta el terreno con prácticas culturales es-pecíficas a los fines de su utilización para cultivode arroz. A veces, el cultivo prolongado generaun perfil con características propias resultantesde: las prácticas de cultivo húmedas y simultá-neamente disolución, reducción, y complejaciónde coloides, pero no translocación mecánica desuspensiones. Poseen horizontes genéticos úni-cos: el horizonte arado y por debajo el denomi-nado piso de arado («plowpan»), capa densa quese forma inmediatamente debajo de la capa ara-da, formada por compresión. Este horizonte esmasivo o con estructura laminar, de 8-10 cm deespesor, compacto, que reduce la percolación.Debajo suele haber un horizonte moteadoredóxico considerado iluvial. Muchos de estos sue-los tienen una larga historia de cultivo de arroz,como en China que data de 7000 años (Gong Zi-Tong, 1985).

Hay términos como (Bog y Fen) que se utilizanpara caracterizar las acumulaciones orgánicas porun lado, y los suelos orgánicos hidromórficos porotro. Bog: es una acumulación de turba en unhumedal que no tiene ingreso o egreso de aguaimportante y posee musgos acidófilos comoSphagnum. Fen: es una acumulación de turbaen un humedal que recibe algún aporte hídrico


de los suelos minerales que lo rodean y tienevegetación semejante a los bañados (marsh). Sonáreas más ricas en nutrientes y menos ácidas quelos bog. Según Ringuelet (1962) Bog esssss sinóni-mo de Moor, y es un pantano turboso de altaslatitudes con clima frio y húmedo, caracterizadopor depósitos turbosos. Es un área con vegeta-ción desarrollada en depresiones sin desagüe, condominio de ciperáceas y musgos que llegan aformar una cubierta. En estos ambientes la vege-tación controla y cambia el hábitat y se puedegradar desde un área con desagüe abierto, (lagoo laguna turbosa), a un pantano y luego a unsuelo esponjoso o turbera húmeda, hasta el sue-lo seco. Para clasificar al suelo se usa el términoBog soil que es un Gran Grupo del OrdenIntrazonal y Suborden Hidromórfico e incluyemuck y peat . Según el concepto ecológico evo-lutivo de Ringuelet (1962), estos cuerpos lénticosevolucionan hacia ambientes cada vez menosprofundos y más vegetados, culminando en unsuelo emergido con vegetación palustre. Es inte-resante destacar que esta puede ser la evoluciónque experimentan un sinnúmero de ambienteslénticos de la Región Pampeana en tiempos ac-tuales, junto con sus suelos asociados.

Distribución del procesoEl concepto de hidromorfia es tema de estudiode diversas ramas de las Ciencias Naturales comoGeología, Hidrología, Ecología, Limnología, Bo-tánica y Pedología. Los ambientes donde se de-sarrolla el proceso se describen ya sea como cuer-pos geológico-geomorfológicos, cuerpos hídricos,ambientes ecológicos, o específicamente desdela Pedología como una parte del sistema natu-ral. La visión puede ser pedológica, geomofo-lógica y/o limnológica, etc., pero siempre se re-laciona el proceso al conjunto del medio fisiconatural y/o antrópico, como por ejemplo depre-siones del terreno, las pendientes, la vegetación,el cultivo de arroz, etc. Por eso según la discipli-na, los elementos que se describen pueden sersimilares o distintos pero siempre desde una óp-tica particular y con alguna relación al conjunto.Por ejemplo, desde la ecología acuática conti-nental los ambientes hidromórficos se puedendescribir como ambientes lénticos. Estos son cuer-pos de agua sin comunicación directa con el mar,alojados en un recipiente sin gradiente físico-químico y biológico horizontal, a veces solo ver-tical, que incluyen: lagos, lagunas, pantanos, ba-ñados, moor, bog, esteros, charcas, salinas, es-tanques, embalses, etc. (Dangavs, 2005).

Tanto en la Región Pampeana como fuera de ellael proceso se encuentra en diversidad de regio-

nes fisiográficas: sierras (Barbosa et al., 2004),planicies (Tricart, 1973, De Petre y Boschetti,2006), ambientes litorales (Bouza et al., 2008),etc. Los ambientes de mallines y los suelos deplanicies aluviales están afectados porhidromorfia intensa y en algunos casos son muyestudiados en la Argentina desde la ópticaedafológica, por la importancia económica querevisten ya sea como productores de forrajes ofrutas. Así, en las planicies aluviales aterrazadasde los grandes ríos patagónicos utilizadas paraagricultura intensiva de regadío con cultivosfrutícolas, los rasgos hidromórficos en Entisolesy Aridisoles son más frecuentes a medida que losniveles aterrazados son más modernos, como enel río Negro (Apcarian et al., 2006) y el río Colo-rado (Amiotti y Bravo, 2006).

Un «mallín» (término vernáculo araucano: suelopantanoso) es un «suelo pantanoso y fofo», conelevada proporción de humus, de carácterpelítico, de 1-2 m de espesor, con vegetaciónpalustre y que descansa sobre una capa de gravay siempre retiene suficiente humedad en momen-tos de sequía para asegurar la presencia de vege-tación herbácea que se destaca de la aridez veci-na; cuando acumula agua suficiente es un ver-dadero ambiente acuático, transitorio osemipermanente ( ( ( ( (Ringuelet, 1962). Los«mallines» patagónicos se encuentran desde Tie-rra del Fuego hasta Mendoza y desde la cordille-ra de los Andes hasta el océano Atlántico(Schmid, 2004); son ambientes deprimidos y hú-medos, de entre 1000 y 2000 ha, con un gradientehídrico que disminuye hacia las zonas periféricasy contrastan con los ambientes y suelos regiona-les que, como ocurre en Patagonia extrandina ycontrafuertes cordilleranos, responden a regíme-nes de humedad arídico y xérico. Asimismo, lavariación concéntrica de los rasgos hidromórficosgenera morfología de suelos, condicionesfisicoquímicas y variación de comunidades ve-getales que responden a ese patrón de humedad(Enriquez et al., 2008). Un caso de estudio en lazona del Huecú, provincia de Neuquén, muestrala variación de propiedades desde el centro a laperiferia del mallín: en el bajo hay Endoacuentesaéricos (A, Cg1, 2Cg2) donde el nivel freático os-cila entre 15 y 60 cm, la profundidad del hori-zonte gley está a 19 cm y posee vegetación condominio de especies hidrófilas; en los flancos delvalle hay Endoacuentes aéricos (A, AC, C1, 2Cg2)con horizonte gley a 52 cm , capa freática queoscila entre 25 y 100 cm, con vegetación de pra-dera y dominio de especies mesófitas: tambienhay Xerortentes (A, AC, C1, C2, 2Cg3) con hori-zonte gley a 78 cm, capa freática entre 50 y 150


cm y vegetación de estepa herbácea dominadapor especies xerófitas; en la planicie alta hayVitrixerandes típicos (A1, 2A2, 2C1, 2C2) sin capafreática hasta los 2,5 m de profundidad y convegetación zonal de estepa herbácea arbustiva(Schmid, 2004).

Otro ámbito de suelos hidromórficos es el exten-so litoral de la Patagonia argentina; allí hay am-bientes que reciben la influencia marina y terres-tre y constituyen zonas bajas y pantanosas pe-riódicamente inundadas por las mareas denomi-nadas marismas (tidal flats), áreas planas barro-sas periódicamente cubiertas por agua de ma-reas. Estas áreas son de gran valor ecológico, es-tán colonizadas por vegetación halófita con es-pecies tales como Spartina, Sarcocomia ySalicornia y además son áreas que potencialmentepueden poseer suelos sulfato-ácidos. En Argenti-na es una línea de investigación escasamenteabordada. En un trabajo reciente se estudian 11marismas patagónicas desde la provincia de RíoNegro hasta la provincia de Santa Cruz dondelos suelos son Entisoles. Los Hidracuentes poseenprincipalmente perfiles A, C y a veces A, B, C,con matices 5Y, en menor proporción 10YR y7,5YR e intensidades variables entre 0 y 4. LosSulfacuentes poseen perfiles A, C y A, B, C, conmatices 5Y, 10YR y a veces 7,5YR e intensidadesentre 2 y 4. Es interesante la influencia que ejer-ce la textura en el carácter sulfato-ácido de lossuelos, ya que los más arenosos se acidifican rá-pidamente, mientras que los arcillosos no desa-rrollan esa condición y los de texturas mediasson potencialmente sulfato- ácidos (Bouza et al.,2008).

En Tierra del Fuego e Islas Malvinas, y en laPatagonia andina hay Histosoles con depósitosde turba de 1 a 2 m de espesor. Las turberas típi-cas (bogs típicos) se encuentran en las zonas debosques caducifolios bosque caducifolios y bos-ques lluviosos y aún en la estepa. Muy detallada-mente estudiadas por Vaino Auer (1949), estospantanos turbosos se desarrollaron a partir delagos y cuencas de morenas formados durante laretirada del hielo continental patagónico duran-te el postglacial y conservan el registro polínico.Evolucionaron a partir de un lago o laguna conel lecho encenegado, con la sucesiva acumula-ción de Hipuris y Carex, luego Carex y Sphagnumy finalmente Sphagnum, con intercalaciones rít-micas de materiales provenientes de sucesivaserupciones volcánicas, de gran valorestratigráfico, hasta la morfología actual dondese observa una superficie elevada respecto de losterrenos vecinos. El autor detalla la génesis de

las turberas acaecidas durante un lapso de aproxi-madamente 8.000 a 9.000 años despues que loshielos se retiraron y se deposita un sedimentotipo gyttja en el fondo de lagos y depresionesmorénicas.

En la Región Pampeana hay ambienteshidromórficos naturales (Figura 4.1) localizadosen: a) zonas deprimidas de la llanura alta, enmicrodepresiones, pendientes, llanuras aluvialesy ambientes lénticos de escasa profundidad quesuelen ser poco considerados en estudios de sue-los y b) áreas bajas extendidas como la zona lito-ral y deltaica de los grandes ríos mesopotámicosParaná y Uruguay, que afectan a las provinciasde Chaco, Misiones, Corrientes y Entre Ríos y laPampa Deprimida de la provincia de Buenos Ai-res, donde el proceso es dominante muchas ve-ces combinado con los procesos de salinizacióny alcalinización. Existe abundante informaciónacerca de la caracterización de los suelos en lascartas de suelos de las provincias mencionadas,en algunos estudios genéticos pioneros (Bonfils.1962; Orellana, 1972) y otros más recientes(Pereyra et al., 2004) como también otros referi-dos a la influencia de la hidromorfia en aspectosaplicados (Rubio et al., 1995; Rubio et al., 1997).

Con fines ilustrativos se presentan sueloshidromórficos con distintas características (Tabla4.1 y Figura 4.2). En el Delta los suelos más ex-tendidos son los semipantanosos y gley húmicosy en menor proporción aluviales gleisólicos,grumosólicos, rendzínicos, salinos, salino-alcalinos, entre los suelos intrazonales. El deno-minador común de todos ellos es el proceso degleización, que al decir del investigador «Puedeafirmarse que en el Delta no hay suelo algunoque no esté afectado en mayor o menor gradopor aquel proceso….y hay que señalar que hastalos propios suelos azonales, aluviales y regosoles,muestran signos evidentes de gleización» (Bonfils,1962). Los suelos semipantanosos se encuentranen extensos pajonales semisumergidos que po-seen una capa orgánica u orgánica mineral su-perficial, poco descompuesta sobreyaciendo a unhorizonte mineral gris azulado. Se ubican prin-cipalmente en el área insular con relieve cónca-vo, capa freática permanente y muy alta y apor-te lateral de agua de inundaciones y donde elrégimen hídrico está afectado por agua de ma-reas y/o de crecientes. En ese ámbito se posibili-ta la existencia de pantanos y ambientes simila-res con aguas estancadas. En el resto del paisajeestas condiciones se presentan parcialmente yoriginan variaciones morfológicas como espesory contenido de materia orgánica, intensidad y


desarrollo de horizonte gley. La capa freática esalimentada por los cursos de agua circundantesy el suelo presenta colores grises uniformes. Enel ambiente subácueo influyen las aguas de des-borde y favorecen la formación de un horizontehúmico cenagoso que el mismo exceso de agualo protege de la oxidación y favorece la acumu-lación. En esta situación no tiene influencia elagua pluvial. En cambio, en las zonasextrainsulares hay suelos afectados por lapluviometría y con capa de agua suspendida. Lacapa de lodo húmico, de pH ácido entre 3 y 4, seforma por acumulación de restos orgánicos deplantas hidro-higrófilas, gramíneas, Ciperáceas yJuncáceas, a los que se suman restos de la vege-tación arbórea y arbustiva. Estas acumulacionesse pueden distinguir claramente en el perfil cuan-do los pantanos se desecan en verano, como ca-pas sucesivas intercaladas con material mineral,ya que la descomposición es muy lenta y lahumificación incompleta. Los suelos poseen pe-ríodos alternantes de sequías moderadas en ve-rano y otoño y encharcamiento muy fuerte prin-cipalmente en otoño y primavera, que es cuan-do al efecto de las precipitaciones se suma el efec-to de las sudestadas. El horizonte gley se encuen-tra cerca de la superficie. No poseen horizontede acumulación de óxidos de hierro ya que esteelemento generalmente se encuentra en com-puestos en estado ferroso. En las zonas más ele-vadas de las islas con relieve suavemente con-vexo o plano (albardones), se encuentran los sue-

los gley húmicos (Tabla 4.1), que si bien están enmisma línea evolutiva se desarrollan con condi-ciones de drenaje menos restringidas. Se formanbajo vegetación arbórea higrófila de hasta 6 mde altura y con capa freática fluctuante que noafecta a todo el perfil, por lo cual hay zonas deaireación superficial casi permanentes. Si el sue-lo es ocasionalmente inundado por una marea odesborde, el agua se retira en pocas horas cuan-do baja el nivel hidrométrico del río. No hay aguaestancada por lo que no es favorable para el de-sarrollo de una cubierta orgánica, y los restosorgánicos pueden humificarse cuando el agua seretira. El rasgo más destacado de estos suelos esun horizonte de acumulación de óxidos ehidróxidos de hierro y manganeso generados pormovilización de compuestos de alteración en de-terminadas zonas de los suelos.

También se incluyen suelos hidromórficos dePampa Ondulada y Pampa Deprimida. En la pri-mer región se incluye la Serie Las Gamas, que seextiende al O del partido de Pergamino y N deColón. Posee características de los suelos muydifundidos de áreas planas con desagüe algo de-ficiente; es un suelo profundo, moderadamentebien drenado y tiene buena retención de hume-dad debido al espesor de los horizontes superfi-ciales, por lo cual es un suelo fértil apto paracultivos y pasturas. La capa freática suele ascen-der hasta 1,50 m en épocas lluviosas pero poseepoca influencia en el perfil del suelo; posee fases

Figura 4.1. Imágenes aéreas de períodos máximos de inundaciónen la Región Pampeana.


Figura 4.2 Suelos afectados por procesos de hidromorfia en la Región Pampeana.Toposecuencia de suelos en la Cañada Grande. Oliden. Provincia de Buenos Aires: a)paisaje de ambiente plano con depresiones someras con vegetación de espadaña yduraznillo; b) suelo de parte media de pendientes; c) suelo de pie de pendiente; d)ambiente de depresión; e) suelo de depresión; f) acumulación de materia orgánicasuperficial.

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por anegabilidad cuando se encuentra en depre-siones encharcables estacionalmente, y en esoscasos es imperfectamente drenado. El suelo estáafectado por hidromorfismo en épocas lluviosasen los horizontes B2t y B3 (INTA, 1972).

La Pampa Deprimida, constituye un ambientede depresión extendida, cuyo relieve casi planogenera condiciones de hidromorfia generaliza-da en distinto grado y posición, acompañada porprocesos de sodificación y calcificación. Elescurrimiento es mínimo y las precipitaciones sedistribuyen sobre el terreno formando en algu-nos casos lagunas, cañadones y bañados que ac-túan como elementos de drenaje endorreico; aveces el drenaje es arreico donde el agua se infil-tra o permanece en superficie hasta que se eva-pora en el verano. El universo de suelos de laPampa Deprimida es vasto (Solonetz, Brunizems,Planosoles), ya que pertenezcan a ambientes li-torales, continentales o cercanos a las sierras, peroen todos está impresa la evolución geomórficadel área que generó suelos poligénicos y al decirde Tricart (1973)… «hay pocos suelos verdadera-mente zonales en la Pampa Deprimida».En la Región Pampeana hay varios términos usa-dos en el campo y en la literatura vernácula paradescribir zonas más húmedas de la llanura, talescomo:

«Bañado» (Ringuelet, 1962, Dangavs, 2005). Es uncuerpo de agua semipermanente o temporario,con una cubeta de contorno y perímetro indefi-nidos, y sin sedimento propio, con vegetaciónemergente abundante que deja pocos espacioslibres. Podría asimilarse a Marsh: área húmeda,periódicamente inundada con agua estancada ocon poco movimiento que tiene vegetación her-bácea y a veces pequeña acumulación de turba;el agua puede ser salada, salobre o dulce. Estosambientes a veces se donominan pradera húme-da, «wet prairie» (Glossary of Soil Science, SSSA,2001). Las aguas pluviales o «de rebalse» quedandetenidas en depresiones poco importantes delterreno, condicionando la existencia de vegeta-ción de tipo palustre o de suelo muy húmedo,frecuentemente llamado «el pajonal». Como nohay cubeta bien definida, el suelo es el mismoque el emergido adyacente, pues la extinciónperiódica o esporádica del bañado impide la for-mación de sedimento propio. Por tanto, es uncuerpo de agua inestable que cuando se seca cons-tituye un suelo potencialmente inundable. Es elrefugio de comunidades de aves, entre ellas elchajá (Chauna torquata) de los bañadospampeanos. Hay bañados de desborde opluviales, ya sea si el terreno se inunda por agua

de un curso fluvial vecino o por agua de lluvia.Una diferencia importante es la calidad del sue-lo y del agua, así hay bañados salados y no sala-dos (según la cantidad de sales solubles en el agua)hecho que se refleja en los rasgos de la vegeta-ción del higrótopo. El bañado no salado máscomún en la Región Pampeana es el pajonal, queposee predominancia de distintas especies vege-tales. Están aquellos en los que abunda la «cor-tadera» o «paja brava» (Scirpus giganteus) y sue-len estar secos en verano y parte del otoño; losde «carda» (Eryngium eburneun) en terrenosinundados periódicamente pero con largos pe-ríodos de sequía; los bañados de «duraznillo» (Solanun glaucophyllun) con agua pluvial inter-mitente, llamados «bajos dulces»; bañados de des-borde con dominancia de ciperáceas; bañados de«seibal» con inundación periódica por desbor-de, con bosque ralo de seibo (Erythrina crista-galli) y pajonal de espadaña; bañados conpajonal de «espadaña» (Zizaniopsis bonariensis).Ya hablaba Ameghino (1884) en «Las secas y lasinundaciones de la provincia de Buenos Aires»de los bañados temporarios que se forman en lasépocas de grandes lluvias en zonas bajas y depoco declive donde se forman «...charcos y pan-tanos o cubre el suelo con una capa de agua pocoprofunda», estas aguas estancadas calentadas porel sol forman depósitos pantanosos que vuelvena desecarse dejando en superficie el barro arci-lloso. También habla de la presencia en la llanu-ra pampeana de «largas fajas de terrenos bajos yanegadizos durante una parte considerable delaño, especies de grandes cañadones en los quelas aguas aún no han conseguido trazarse un caucebien delimitado».

«Cañada» y su aumentativo «cañadón» son tér-minos de honda raigambre vernácula en Argen-tina, aplicados a terrenos bajos, entre lomas, cu-chillas o sierras, con agua transitoria y vegeta-ción palustre. En algunas partes el cañadón sedistingue por la fluencia del agua pero el térmi-no no tiene sentido limnológico (Ringuelet,1962). Se utiliza reiteradamente en las Cartas deSuelos del INTA para señalar áreas de las caracte-rísticas mencionadas. Según Dangavs (2005), se-ría un pantano, un cuerpo léntico, definido ésteúltimo como un cuerpo de agua distrófico querepresenta la fase final evolutiva de un lago olaguna senescente, con lecho colmado de detri-tos autóctonos e hidrofíticas invasoras sin vidalimnética. La desaparición del espejo de agua loelimina como ambiente acuático y entra en unaserie sucesional que termina en un sueloemergido con vegetación palustre. No hay queconfundirlo con las áreas de suelo anegado sin


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Existe una la fuerte relación entre la topogra- topogra- topogra- topogra- topogra-fíafíafíafíafía y el agua del suelo, por eso se utiliza el tér-mino hidrotoposecuencia para referirse a un con-junto de suelos con distinta humedad a lo largode una catena (Zobeck y Ritchie, 1984). Entenderel régimen hídrico es esencial para interpretar elcomportamiento del suelo y manejarlo adecuada-mente.

El drenaje natural es un componente del régi-men hídrico y una forma de caracterizar los sue-los, sobre todo localmente, para usos agrícolas yseparar suelos con ciertas limitaciones para loscultivos. Posee siete clases y principalmente tresde ellas, (imperfectamente drenada, pobremen-te drenada y muy pobremente drenada), se apli-can a suelos «húmedos», con algunas excepcio-nes en las otras clases que son demasiado secaspara incluir suelos hidromórficos (Soil SurveyStaff, 1993). El drenaje se refiere a la rapidez ygrado con que el agua se elimina del suelo, y ala frecuencia y duración de los períodos cuandoel suelo no está saturado. Tiene dos componen-tes: a) uno interno propio del suelo influenciadopor la permeabilidad y relaciones con la capafreática, y b) otro externo, dependiente de la con-figuración de la pendiente.

La topografía y el clima son los factores prepon-derantes para que un suelo sea «seco» o «húme-do». El suelo será «húmedo» si posee capa freáticaalta o es tan lentamente permeable que retieneabundante cantidad de agua y viceversa. En cli-ma seco la mayoría de los suelos están en esacondición de humedad excepto en sitios parti-culares, en cambio, en clima húmedo la topo-grafía es más importante pues es responsable dela distribución del agua en el paisaje; así, en zo-nas altas el suelo puede ser seco si es muy

contorno o perímetro definido que llamamosbañado (Ringuelet, 1962). Sería equivalente aswamp: área saturada con agua la mayor partedel año pero con la superficie del suelo sumergi-da a, escasa profundidad generalmente con ár-boles o arbustos (Glossary of Soil Science, SSSA,2001).

Esteros (tropical swamp). . . . . En la Región Pampeanapropiamente dicha no hay esteros pues son lagu-nas de regiones tropicales y subtropicales, peroabundan en provincias vecinas como Corrientes.Son ambientes lénticos de escasa profundidad,permanentes o semipermanentes, con poca su-perficie de agua libre y sin movimiento, tienenestratificación térmica con capa superficial máscaliente, tenor de oxígeno disuelto escaso o nulo,abundante hidrofitia sumergida y emergida cir-cundante, con abundante sedimento en descom-posición, y pobre población planctónica(Ringuelet, 1962). La escasez de oxígeno se debea las pocas posibilidades de aireación del cuerpode agua ya que el agua no se mezcla debido aque la vegetación emergida y circundante frenala acción del viento, sumado al consumo de oxí-geno producido por la descomposición bacterianade los materiales del fondo y la respiración delos microorganismos. Son de mencionar aquellosde la región chaqueña de Argentina en la zonade Patiño algunos formados entre brazos muer-tos del sistema del rio Pilcomayo. En el norte dela provincia de Corrientes hay varios miles de ki-lómetros cuadrados de esteros alimentados poragua pluvial y de desborde de los cursos vecinos,denominados localmente con el nombre del cur-so cercano y que en conjunto forman los esterosdel Iberá. Los suelos del área son arenosos y elfondo de los esteros también. Este hecho los di-ferencia de los esteros típicos, ya que carecen dematerial pelítico; poseen aguas claras y posible-mente falta de estratificación térmica, con vege-tación sumergida y flotante.

Por otro lado, desde la década de los 50 y en for-ma creciente, diversas especialidades de las Cien-cias Naturales utilizan el término «humedal»(«wetland»). Es un término genérico que designaambientes transicionales entre ecosistemas acuá-ticos y terrestres que están inundados en formapermanente o periódica, o saturadas por perío-dos suficientemente largos para formar suelos osustratos hídricos y poseen vegetación hidrófita.Se encuentran en cualquier lugar donde el exce-so de agua ejerce un control sobre el desarrollode la biota, ya sean plantas, animales o micro-bios. En ese enorme universo natural y antrópicolas definiciones científicas involucran a biólogos,

ecólogos, pedólogos e hidrólogos para interpre-tar las relaciones planta-suelo-hidrología y ageomorfólogos en el análisis de geoformas yposiciones del paisaje. Unos y otros establecencriterios bióticos (organismos) y abióticos(sustrato, suelos, hidrología) para aplicar normasregulatorias gubernamentales a fin de protegery manejar esos ambientes (National ResearchCouncil, 1995). Los humedales a veces quedanincluidos en las denominadas «áreas miscelá-neas», que son unidades cartográficas correspon-dientes a tierras con o sin suelo y vegetación,con escasas posibilidades de uso.


los procesos químicos y microbiológicos en sue-los anaeróbicos. Otro efecto de la inundaciónfrecuente se observa en suelos aluviales con su-cesivos horizontes enterrados en el subsuelo, ri-cos en materia orgánica, con distintos grados dedescomposición del material sedimentario mine-ral y orgánico aportado por el agua. Es muy co-mún observar esta situación en sucesionesaluviales antiguas y actuales; la expresiónmorfológica depende de la magnitud del agen-te que la produce, así hay abundante informa-ción geomorfológica de registros que miden re-laciones de acreción de sedimentos minerales yorgánicos (Goudie, 1995; Tiner, 1999).

Humedales y suelos hídricos ocurren debido adeterminada combinación de condicionesgeológicas y climáticas. Lluvia abundante y cli-ma frío favorecen la formación de humedales.La topografía plana minimiza el escurrimiento,favoreciendo su formación, mientras que la to-pografía ondulada favorece la formación sólo endepresiones localizadas y valles. Las agencias gu-bernamentales usan criterios geológicos,hidrológicos y bióticos para determinar si lossuelos húmedos reúnen las definiciones de sue-los hídricos, o si partes del paisaje puedeclasificarse como suelos húmedos.

Muchas depresiones en zonas húmedas, poseendescarga de la capa freática donde la mismaemerge y se hace superficial. La capa freática estámás profunda en las zonas elevadas y posee me-nor elevación y está más cerca de la superficie enlas depresiones. Así el agua se mueve desde lazona de recarga, al humedal de descarga mante-niéndolo mojado aún durante intervalosestacionales secos. En tal caso, el flujo capilar deagua y sustancias disueltas provenientes de lacapa freática cercana a la superficie promueve laformación de suelos salinos, sódicos, gípsicos ycarbonatados en los puntos más bajos. En climashúmedos y fríos en las depresiones pueden desa-rrollarse Histosoles y en tierras altas suelos mine-rales lixiviados. En depresiones sobre tierras al-tas, donde el nivel freático es profundo, se pue-den generar sitios de marcada infiltración, sue-los muy lixiviados, mayor producción de MO ymayor desarrollo relativo del perfil de suelos.Muchas de esas áreas tienen sitios de recarga don-de el agua superficial infiltra y alimenta la capafreática. En ambos casos la topografía facilita elaporte adicional de agua y la profundidad a lacapa freática determina el destino de la infiltra-ción puntual adicional.El régimen hídrico del suelo posee componentes

permeable o húmedo si es lentamente permeableo posee un acuitardo infrayacente (Mausbach yRicharson, 1994). Independientemente del apor-te pluvial, el clima demasiado frío, con tempera-turas menores a 1º C, impide la actividadmicrobiana y la generación de rasgos distintivos.Naturalmente, la temperatura afecta la veloci-dad de generación de anaerobiosis y es más len-ta a medida que desciende la temperatura. Seconsidera que la actividad biológica cesa a 5º C,aunque en Alaska se encontraron sueloshidromórficos sobre el permafrost y presencia deactividad biológica aún debajo de 2º C, hechotambién mencionado en suelos de otros ambien-tes similares.

Con respecto a las relaciones temporales de de-sarrollo del proceso, se podría decir que son casiinstantáneas comparadas con otros procesoscomo illimerización y vertisolización. El estadoreducido se puede desarrollar en uno a pocos díasen muchos suelos, después que la saturación conagua inhibe el intercambio de gases entre la at-mósfera y el suelo (Ponnamperuma, 1972). Lasmanifestaciones más avanzadas del proceso (pro-ducción de metano y sulfuro de hidrógeno) sepueden encontrar después de saturación entre 1y 2 meses. Por eso, las escalas de tiempo puedenvariar entre 1 y 104 años según se consideren pro-piedades dinámicas, como cambios en el estadode saturación con agua y Eh o propiedades resul-tantes como color en función de la distribuciónde hierro (Fiedler y Sommer, 2004) y tipo de com-puestos formados. Cambios en la frecuencia, lon-gitud y profundidad de la saturación del sueloproducen suelos con rasgos distintivos. El lapsodurante el cual el suelo está saturado determinala formación de depósitos orgánicos de distintoespesor o suelos minerales con o sin rasgosredoximórficos. Los suelos minerales pueden te-ner en superficie depósitos orgánicos de distintoespesor, con un subsuelo típicamente grisáceo ycon rasgos redoximórficos. Si el período de satu-ración es relativamente corto, la materia orgáni-ca enriquece los horizontes superiores, pero nose acumula separadamente, y forma horizontessuperficiales oscuros. Si el período de saturaciónes suficientemente largo para evitar la oxidaciónde la materia orgánica, (2 meses o más) los restosorgánicos no se descomponen pues las bacteriasanaeróbicas son menos eficientes que lasaeróbicas en asimilar materia orgánica durantela descomposición. Este hecho puede causar laformación de turbas y materiales sápricos«mucks» por acreción de restos orgánicos.Gambrell y Patrick (1978) hacen una revisión de


importantes como son la profundidad a la zonade saturación (capa freática), fluctuación de lamisma en el tiempo, y contenido de oxígeno. Seconsidera que el suelo está saturado cuando lapresión de agua del suelo es 0 o positiva (SoilSurvey Staff, 1999). El agua del suelo mantenidabajo presión negativa no fluye, en cambio encondición saturada, el agua «libre» fluye desdeel suelo a una perforación realizada en el mismoy la profundidad del nivel de agua se estabilizadespués de un tiempo. La franja capilar es el aguaque asciende unos pocos centímetros o más, porencima de la capa freática. En ella materiales so-lubles pueden moverse hacia arriba en solucióny ser depositados en la superficie del suelo o cer-ca de ella.

La profundidad de la capa freática depende devarios factores: 1) el más importante es la posi-ción en el paisaje, que afecta la tendencia a ma-yor o menor grado de escurrimiento superficial(runoff); 2) precipitación pluvial, cantidad y dis-tribución estacional; 3) evapotranspiración; 4)permeabilidad superficial y subsuperficial, espe-cialmente cuando existen capas de lenta o rápi-da permeabilidad en el subsuelo. En suelos muypermeables la capa freática puede responder rá-pidamente a las precipitaciones; en cambio, enaquellos poco permeables la mayor parte del aguaescurre superficialmente y si hay capa freáticaen la zona de influencia del suelo, responderálentamente. La parte superior de las pendientessuelen ser áreas de recarga donde el aguameteórica percola hasta la zona saturada. Enáreas bajas donde la capa freática intercepta lasuperficie, el agua superficial y la del suelo sedescarga como vertiente (flows up) fuera del sue-lo. Esta descarga también se produce sobre lade-ras donde una zona de saturación superior (capacolgada), intercepta la superficie. La profundi-dad de la capa freática fluctúa temporalmente ylas variaciones son mayores en las posiciones másaltas del paisaje. La influencia de la topografía yla hidrología sobre el color del suelo es amplia-mente tratada en la bibliografía que se puedeconsultar en Vepraskas y Sprecher (1997). Lossuelos saturados con agua y químicamente re-ducidos al punto que el oxígeno está virtualmen-te ausente, por encima de la capa freática, yasea en forma continua o periódica, poseen lasdenominadas condiciones ácuicas(endosaturación, episaturación, saturaciónantrácuica) evidenciadas por rasgosredoximórficos, que se tratarán más adelante.

Génesis del procesoProcesos de reducción y oxidaciónLos términos «oxidado» y «reducido» se usan paradescribir si el sistema suelo posee o no oxígenodisponible para la respiración aeróbica de losmicroorganismos (Schaetzl y Anderson, 2006). Lareducción en el suelo puede ser provocada por lasaturación con agua, pero sólo si el contenido demateria orgánica y la temperatura permiten laactividad microbiana. Los procesos de oxidacióny reducción se expresan en términos de poten-cial redox (Eh) o del logaritmo negativo de laactividad de los electrones (pe = -log (e-). Ambosparámetros se relacionan así:

Eh=0,059 pe (a 25º C)

En el suelo, los valores de Eh (o pe) pueden va-riar a través de una amplia gama. Debido a quetanto protones como electrones son transferidosen las reacciones redox, éstas se pueden repre-sentar mediante diagramas de pe (o Eh) en fun-ción del pH. La «materia orgánica» es la sustan-cia que se encuentra más reducida en el sistemay su oxidación se puede producir si existe algúnaceptor de electrones, que en las condiciones quese presentan en el suelo, pueden ser O2, NO-

3, Mn,Fe y S. La reducción de estos compuestos por lamateria orgánica es termodinámicamente posi-ble, pero la mayor parte de las reacciones sonextremadamente lentas. Sin embargo, numero-sos microorganismos no fotosintéticos descom-ponen catalíticamente los productos inestablesde la fotosíntesis mediante estas reacciones redoxque proveen energía, pudiendo utilizarla parasintetizar nuevas células y mantener las existen-tes. Por lo tanto, se puede producir reducción sise reúnen simultáneamente las siguientes condi-ciones: a) presencia de materia orgánica, b) au-sencia de una fuente de oxígeno y c) presenciade microorganismos anaerobios.

Cuando un suelo se satura con agua, el oxígenose agota pues es rápidamente consumido por losorganismos aerobios, primero el del aire de lafase gaseosa del suelo y luego el disuelto en elagua. La respiración aeróbica de los organismostiene como receptor final de los electrones aloxígeno, que se combina con iones hidrógeno;por lo tanto, la respiración aeróbica conduce a lareducción del oxígeno molecular. También otrassustancias pueden aceptar electrones y tomarparte en reacciones de reducción. Hay una posi-ble secuencia de reacciones que se pueden pro-ducir en un suelo que se satura con agua. En pri-mer lugar, la reducción del oxígeno, y luego los


nitratos y el manganeso en suelos neutros (o pri-mero manganeso y luego nitratos en suelos áci-dos) y el hierro. Más tarde se pueden generarsulfuros o aún el ión hidrógeno puede pasar aforma gaseosa (Bouma, 1983; Barlett, 1999). Estasecuencia teórica, indicada a continuación, se pro-duce en la naturaleza, aunque a veces no operaexactamente de la misma manera en el suelo pueslos compuestos presentes en el mismo no son pu-ros, por ejemplo el hidróxido férrico suele po-seer impurezas de manganeso.

O2 + 4H+ + 4e- → 2H2ONO3

- + 2H+ + 2e- → NO2- + H2O

2 NO2- + 8H+ + 6 e- → N2 + 4 H2O

MnO2 + 4H+ + 2e- → Mn2+ + 2H2OFe (OH)3 + 3H+ + e- → Fe2+ + 3 H2OSO4

2- + 10H+ + 8e- → H2S + 4 H2O2H+ + 2e- → H2

Además de reacciones inorgánicas como las pre-cedentes, en condiciones anaeróbicos los com-puestos orgánicos no son oxidados completamen-te a dióxido de carbono y agua, sino que se pro-ducen compuestos intermedios como ácidosgrasos simples, hidrocarburos, alcoholes yacetonas que pueden reducir los óxidos férricosy formar quelatos ferrosos.

En la mayoría de los suelos, el potencial redox(Eh) baja desde valores de 500 a 700 mV en con-diciones aerobias, a 200 y -200 mV después de unperíodo de condiciones anaeróbicas que puedeoscilar entre una semana y varios meses. Si elcontenido de óxidos de Mn fácilmente reduci-bles es alto o las condiciones para el crecimientomicrobiano son desfavorables (bajo contenido demateria orgánica, pH extremadamente bajo), elEh puede permanecer positivo durante 6 meseso más (Van Breeman y Brinkman, 1976). Los pro-cesos de oxidación siguen la secuencia inversa;

Hidromorfismos de superficiey profundidadDe acuerdo al origen del agua que satura el sue-lo se diferencian el hidromorfismo de superficiey el hidromorfismo de profundidad. El primerose origina por el agua superficial que infiltra y seacumula sobre horizontes de permeabilidad len-ta, originando «capas colgadas». Al saturarse elsuelo se produce la reducción y movilización dehierro; se reoxida al secarse y precipita en formade moteados y concreciones. El Mn también par-ticipa en estos procesos y generalmente se com-bina con el Fe para formar concreciones. La cla-sificación francesa diferencia distintos suelos conhidromorfismo de superficie: Pseudogley,Estagnogley, Pelosol y Planosol (Duchaufour,1977).

De los suelos mencionados, los Planosoles son losque tienen mayor difusión en la RegiónPampeana. Se caracterizan por la presencia deun horizonte E álbico, empobrecido en arcilla ymateria orgánica, el cual sobreyace a un hori-zonte Bt argílico, entre los cuales suele haber uncambio textural abrupto. La génesis de estos sue-los aún es imperfectamente conocida.Duchaufour (1977) distingue tres fases en el pro-ceso de planosolización: 1) migración de arcillas;2) proceso de ferrólisis; y 3) acidificación acen-tuada. En nuestro país los Planosoles han sidoestudiados por Piñeiro y Panigatti (1972), Stephany De Petre (1973), Morrás (1979) y Pazos (1989).El hidromorfismo de profundidad se origina por

Tabla 4.2 Transformaciones biogeoquímicas del proceso de hidromorfia.

Proceso Eh(mV)

Condicionesdel suelo

Metabolismomicrobiano

Evolución de lamateria orgánica

Desaparición del O2 +500 / +350 óxicas aerobiosis biodegradación

Formación de Mn2+ +400/ +200

Formación de Fe2+ +300/ +150

Desaparición de NO3- +350/ +100

subóxicasanaerobiosisfacultativa

acumulacióntemporaria

Formación de S2- 0 / -150 acumulación fuerte

Formación de CH4 e H 2 < -150anóxicas anaerobiosis

estricta biodegradación poranaerobiosis

Basado en Takai y Kamura, 1966.

por ejemplo, el Fe ferroso se oxida antes que loscompuestos de Mn reducidos. Las transformacio-nes que se producen en suelos anegados se pue-den diferenciar en tres fases generales, estudia-das detalladamente en arrozales (Takai y Kamura,1966) (Tabla 4 2).


la presencia de una capa freática pobre en oxí-geno que produce la reducción del hierro. Enmedio ácido el Fe ferroso puede migrar dejandohorizontes decolorados («gley blancos»). En me-dio neutro o alcalino, el Fe es poco móvil y sepuede acumular como hidróxido ferroso-férrico,confiriendo al perfil matices verdosos o azulados.En esos casos el proceso recibe el nombre degleización..... Estos suelos pueden presentar unacapa con moteados de hierro oxidado que mar-ca la zona de oscilación del nivel freático. Pordebajo presentan una capa de colores «gley»uniforme que se halla saturada casi permanente-

mente durante el año. Las principales diferen-cias entre ambos tipos de hidromorfismo, espe-cialmente estudiadas por investigadores euro-peos, se muestran en la Tabla 4.3.

Hidromorfismo naturalLos suelos hidromórficos son uno de los compo-nentes físicos del ecosistema de los humedales(Kalesnik y Kandel, 2004, Kandus, et al., 2006).Este tema es reiteradamente mencionado en losúltimos 10 años desde la óptica de varias disci-plinas de las ciencias naturales. Desde la ópticapedológica, la primera caracterización del pro-

Características Hidromorfismo de profundidad(Suelos Gley)

Hidromorfismo de superficie(Suelos Pseudogley)

Causa de la saturación Agua freática Agua colgada

Posición geomorfológica Planicies de inundación, llanurascosteras, etc.

Areas localmente deprimidas enposiciones topográficas elevadas

Potencial mátrico Disminuye con la profundidad Aumenta con la profundidad

Movimiento del agua Aumenta con la profundidad Disminuye con la profundidad

Ascenso capilar Fuerte Reducido

Movimiento del agua en elsubsuelo

Fuerte Débil

Percolación del agua Libre Restringida

Aireación Permanente Temporaria a permanente

Oxígeno disuelto en agua delsuelo

Bastante alto con frecuencia Escaso a ausente

Transporte de oxígeno Rápido (con el agua) Muy lento (difusión)

Gradiente redox Vertical uniforme Variable

Movimiento principal del agua Ascendente Descendente

Actividad biológica Relativamente alta, a menudo Relativamente baja, a me nudo

Edad del paisaje Principalmente joven Con frecuencia antiguo

Contenido de nutrientes Alto, a menudo Escaso, a menudo

Disponibilidad de nutrientes Altos contenidos de Fe, Mn, P yMo pero poco disponibles

Alta disponibilidad de Fe, Mn, P yMo. Pérdidas de N (desnitrificación)

Contenido de agua Permanentemente alto en la parteinferior del perfil

Temporariamente bajo en la partesuperior del perfil

Contenido de aire Permanentemente bajo en la parteinferior del perfil

Temporariamente bajo en la partesuperior del perfil

Penetración de las raíces Limitada en profundidad Limitada en época de crecimiento

Prácticas de manejo posibles Drenaje Labranzas profundas

Tabla 4.3 Diferencias entre hidromorfismo de profundidad y de superficie.

Basado en Pons, 1990


ceso surge de la estimación de la clase de drena-je de un suelo que permite estimar la condiciónde humedad predominante e involucra la des-cripción de la presencia, posición y permanenciade la capa de agua libre y la capa freática. Así, apartir de la clase «imperfectamente drenada» has-ta la «muy pobremente drenada» la condiciónde hidromorfia es creciente. Estas clases se refie-ren a la frecuencia y duración de los períodos dedesaturación inferidos a partir de indicadoresmorfológicos como motas y colores glei. Sondefinidas para suelos desarrollados en condicio-nes naturales sin tener en cuenta la alteraciónpor drenaje artificial o irrigación y se usan prin-cipalmente con referencia a prácticas de manejodel suelo, más que por pedólogos, pues estándefinidas cualitativamente (Schaetzl y Anderson,2005).

El monitoreo sistemático de la capa freática nose realiza rutinariamente, en cambio se utilizanlos indicadores morfológicos como registros in-directos de su influencia. Los colores de los ras-gos redoximórficos correlacionados con los pro-cesos redox en los suelos indican cuando los óxi-dos de hierro y manganeso son químicamentereducidos, oxidados y translocados. Así, los ras-gos pedogenéticos más comunes utilizados parainferir condiciones de humedad son: 1) color dela matriz y motas de baja intensidad (chroma),2) revestimientos de canales y agregados de co-lor gris (albanes o esqueletanes álbicos), 3)nódulos o concentraciones de sesquióxidos, y 4)motas de alta intensidad en el interior de losagregados. Colores grises, oliva o pálidos (inten-sidades iguales o menores a 2) indican humedado saturación. El hierro ferroso es incoloro y lossuelos con abundancia del mismo suelen poseerel color de los minerales primarios livianos. Co-lores rojizos indican que la mayoría de los casosque del hierro se encuentra en estado oxidado.En estas condiciones, cuando no hay limitacio-nes para que el oxígeno se difunda en la masadel suelo desde la atmósfera, la matriz es roja(5YR o más roja), parda (10YR) o pardo-rojiza(7,5YR). En estado totalmente reducido la ma-triz es 2,5Y o 5Y, o aún GY. Mezclas de coloresen los moteados indican alternancia de condi-ciones de humedad y sequedad, y los rasgos depérdida y de concentración se encuentran distri-buidos al azar en distintas zonas de los horizon-tes afectados.

Dicho esto, también es necesario tener en cuen-ta que los rasgos hidromórficos pueden ser here-dados y estar indicando un régimen de agua pa-sado. Además, en suelos con escasa MO o de zo-

nas frías la reducción en suelos saturados se veafectada por la escasa actividad biológica. Lossuelos formados en materiales originarios de co-lor rojo pueden parecer más secos de lo que sonrealmente, debido al color heredado.

EXPERIENCIAS EN LA REGIÓN PAMPEANA. Hastael momento es muy escasa la información acercade la dinámica de los procesos hidromórficos ensuelos de la Argentina. Los primeros trabajos serealizaron en suelos de la Pampa Deprimida(Taboada y Panuska, 1985 y Taboada y Lavado,1986). Los primeros autores caracterizan el esta-do de aireación en tres suelos (Argiudol, Argialboly Natracualf) mediante medidas mensuales delpotencial de óxido-reducción, durante 8 meses,a dos profundidades (0-6 cm y 30-36 cm). Encon-traron, como era de esperar, que en el Argiudolel estado de oxidación era permanente, con va-lores máximos y mínimos de Eh entre 460 y 385mV. En el Argialbol se registraron estadosalternantes de oxidación y reducción con valo-res de Eh entre 450 y 150 mV y finalmente elNatracualf se había mantenido constantementeen estado reducido, ya que el valor máximo deEh fue de +165 mV y las otras mediciones fueroninferiores a +100 mV. Se encontró relación entreel Eh y pH, en cambio, no se halló correlaciónentre Eh y humedad edáfica, como así tampococon las precipitaciones.

Taboada y Lavado (1986) caracterizaron el régi-men ácuico de un Natracuol típico de la PampaDeprimida, mediante observaciones mensualesdurante 18 meses, hallando relación entre la pre-sencia de rasgos hidromórficos y los valores delpotencial de óxido-reducción (Eh). En ese perío-do el suelo permaneció sumergido por un pe-ríodo discontinuo de aproximadamente cuatromeses con 15 cm de agua en superficie, coinci-diendo con los mínimos valores promedio deEh (-153 mV) en los horizontes A. Se observaronmoteados y concreciones ferromanganíferas apartir del Bt1. Los valores de óxidos de hierrolibres variaban entre 0,059 % en superficie y0,129 % en profundidad.

A continuación se comentarán detalladamentealgunas de las experiencias realizadas tanto ensuelos escasamente hidromórficos como en aque-llos fuertemente hidromórficos en el este de laRegión Pampeana.

Suelos ligeramente hidromórficos. En el concep-to clásico el proceso de hidromorfia se manifies-ta por características del paisaje (relieve, vegeta-ción) como por rasgos redoximórficos en el per-


fil, acompañados por una condición geoquímicaespecífica. Estas relaciones son concurrentes ensuelos donde el proceso de hidromorfia está cla-ramente definido, como en los sueloshidromórficos y muy hidromórficos descriptos enla bibliografía (Duchaufour, 1977). Algunos sue-los de la Región Pampeana que están ubicadosen posiciones intermedias de las pendientes mues-tran una variación creciente de propiedadeshidromórficas hacia las posiciones deprimidas delpaisaje. Ellos gradan desde pedones con algunapropiedad hidromórfica, como por ejemplo lavegetación higrófila, pero carentes de rasgosredoximórficos en el perfil, hasta otros suelos conpropiedades hidromórficas bien definidas.

Inicialmente se presenta información que regis-tra las posibles diferencias estacionales en el va-lor del Eh y el contenido de Fe2+ y Mn2+ en dospedones de una hidrotoposecuencia, sitúada enel partido de La Plata, Provincia de Buenos Aires,en la Región Pampeana húmeda. La zona poseerelieve suavemente ondulado, con pendientes en-tre 0,5 y 1% y está disectada por cursos que per-tenecen a las vertientes de los ríos de la Plata ySamborombón. Los suelos dominantes sonMolisoles, Alfisoles y, en menor proporción,Vertisoles. En las planicies de inundación y áreasde pendientes proximales se desarrollan suelosbajo condiciones de hidromorfia temporaria, cono sin horizontes fuertemente eluviados y rasgosredoximórficos (Argialboles, Argiacuoles yNatracualfes, INTA, 1989). La duración del perío-

do de hidromorfia está relacionada con las va-riaciones hídricas y posición en el relieve. La pro-fundidad de la capa freática varía generalmenteentre 1,60 y 3,00 m.

Como referencia se incluye el balance hídrico parala zona de La Plata (Tabla 4.4). La oferta hídricamedia anual que reciben los suelos es de 1040mm. Desde fines de otoño a mediados de prima-vera hay un exceso de agua de 242 mm; luegocontinúa un corto período de consumo de aguaa fines de primavera, al que le sigue un períodocon escaso déficit (7 mm) en verano. Finalmenteel período de recarga se extiende desde princi-pios hasta mediados de otoño. De acuerdo coneste balance hídrico, los suelos bien drenados delárea tienen régimen de humedad údico, defini-do de manera simplificada como aquel que co-rresponde a suelos con déficit de humedad infe-rior a 90 días acumulativos en el año (Soil SurveyStaff, 1999).

La hidrotoposecuencia que se muestra a conti-nuación (curso medio del arroyo Maldonado,vertiente del río de la Plata), está constituida pordos Argialboles vérticos: Pedón 1 (34° 56' 45" S;57° 55' 30" O). A (0-27 cm); E (27-50 cm); Btss (50-70 cm); Btkss (70-97 cm); Btk (97-115 cm); BC (115-160 cm); C (160-220+ cm). Pedón 2 (34° 56' 40" S;57° 55' 25" O): A (0-35cm); E (35-52 cm); Btss (52-70 cm); Btgss1 (70-97 cm); Btgss2 (97-140 cm);2BCg (140-160 cm); 2C (160+ cm) (Figura 4.3).El Pedón 1 corresponde a la posición topográfica

Tabla 4.4 Balance hídrico medio mensual (1909-2005) La Plata, 34° 55’S; 57° 57’O, Altura 15 ms.n.m. Almacenamiento de agua: 200 mm


más alta, situado en la parte proximal de la pen-diente, es imperfectamente drenado y posee ve-getación de pradera húmeda mezclada con es-pecies del pastizal pampeano, de 80 cm de altu-ra, y especies indicadoras de drenaje deficiente(Baccharis coridifolia, Eryngium eburneum,Lolium perenne, Cynodon dactylon). El Pedón 2(Figura 4.3) se ubica en la planicie de inundacióndel Arroyo Maldonado, es pobremente drenado,con vegetación de pradera húmeda que en vera-no no cubre totalmente el suelo (Cynodondactylon, Eryngium eburneum, Stipa sp., Cyperussp., Trifolium repens). Este ambiente es plano yen algunos años puede acumular agua en super-ficie, en áreas reducidas y por cortos períodos detiempo. Los rasgos redoximórficos presentan di-ferente grado de expresión en este perfil. En loshorizontes E y Btss se encuentran moteados y con-creciones ferromanganíferas muy escasas y los ho-rizontes Btgss1, Btgss2 y 2BCg poseen manchasde colores gley: 5Y 2,5/2(h); 5Y 2,5/2(h); 5Y 5/3(h), respectivamente. Este suelo podría definirse,según Faulkner y Patrick (1992), como transicionala la hidromorfia. Las determinaciones de campoy laboratorio para estimar la condición de hu-medad de los suelos se realizaron en formaestacional entre agosto de 1994 y junio de 1996(23 meses).

Relaciones entre Eh y pluviometría. El horizonteA del pedón pobremente drenado es el que pre-senta los mayores cambios en Eh según lo indicala amplitud y desviación standard de cada hori-zonte. Sobre esta base se profundizó el análisisen el citado horizonte. La curva de variacionesde Eh evidencia dos máximos y dos mínimos, losprimeros corresponden uno a primavera y otro ainvierno, y los segundos a otoño y verano (Figu-ra 4.4 a).

A partir del registro pluviométrico semanal paralos 23 meses (Figura.4.4 b), se pueden diferen-ciar períodos «húmedos» y «secos». Basándosesolamente en la pluviometría sería esperable quehacia el final de un período «húmedo» o «seco»los registros de Eh fueran bajos o altos, respecti-vamente. Relacionando los períodos menciona-dos con los valores máximos y mínimos de Eh, seobserva que los dos máximos están ubicados ha-cia el final de los períodos «secos». En los míni-mos se encuentra que el último de ellos se co-rresponde con el final de un período «húmedo»y el otro se ubica al comienzo de un período«seco». De este análisis surge que las variacionesdel Eh no se ajustan estrictamente a lo esperadopara los períodos «húmedos» y «secos» que sehan diferenciado, aunque las medidas no fueron

hechas al final de cada período.

Buscando una explicación para los valores de Ehregistrados, se grafica la pluviometría diaria acu-mulada para días previos a cada medida de Eh(Figura 4.4c), cuyos valores pluviométricosacumulativos durante los 15, 7 y 4 días previos acada medida y el coeficiente de correlación en-tre los distintos intervalos de tiempo y el Eh co-rrespondiente al suelo pobremente drenado(Pedón 2), se presentan en la Tabla 4.5

La precipitación acumulada correspondiente a los4 días previos a cada medición explicaría mejorlos valores de Eh obtenidos para el horizonteanalizado (Figura 4.5). Por lo tanto, el valor delEh en cada caso dependería de la cantidad delluvia caída durante los 4 días previos inmedia-tos a la lectura. Asimismo, se encontró correla-ción aceptable entre la humedad (H%) medidaen el momento de la lectura y el Eh encontrado(r Eh/humedad = -0,662, p=0,05, n=9.

Comportamiento del Fe 2+ y Mn 2+. En el Pedón 1

el Fe2+ y Mn2+ muestran una distribución erráticaen el perfil, sin guardar relación alguna entre síni con el Eh o la pluviometría. Las frecuencias dedetección de estos elementos casi no difieren enambos pedones, al igual que el máximo valorobtenido para el Fe2+ (Pedón 1: Fe2+ máx = 1,83mg.kg -1; Pedón 2: Fe2+ máx = 2,58 mg.kg -1). Encambio, para el Mn2+ el valor máximo obtenidoes apreciablemente mayor para el Pedón 2 (Mn2+

máx = 26,6 mg.kg -1) que para el Pedón 1 (Mn2+

máx = 4,08 mg.kg -1).

Ambos cationes se concentran más frecuentemen-te en los horizontes A, algunos B y los C de am-bos pedones, con tenores variables en cada caso,y excepcionalmente en los horizontes E. Además,la distribución del Fe2+ y el Mn2+ en el Pedón 2muestra una heterogeneidad dinámica, con máxi-mos y mínimos que se acompañan entre sí des-plazándose a lo largo del perfil durante los 23meses. Su posición en cada caso posiblemente seasocie al estado de humedad correspondiente acada fecha de medición. Sin embargo, a lo largode toda la experiencia, solamente en la fecha co-rrespondiente al mínimo Eh registrado y en elsuelo pobremente drenado se encontró una co-rrelación aceptable entre la concentración deMn 2+ y la humedad de cada horizonte (r = 0,82,p=0,05, n=7).

Considerando la distribución de Fe2+ y Mn2+ endos fechas asociadas a un máximo (29-8-95) y unmínimo (27-2-96) de Eh para el horizonte A del


Figura 4.4 Relación entre el Eh y la precipitación en los 15, 7, y 4 díasprevios a la medición, Pedón 2

pedón 2, que es el perfil que presenta los rasgosredoximórficos, se observa que, en ambos casos,el Mn2+ se encuentra presente en mayor frecuen-cia y cantidad que el Fe2+. La distribución de am-bos, sin embargo, varía en función de la posi-ción del suelo en el paisaje, (Figura 4.9)

Se puede apreciar que aún para el Eh máximo, elMn 2+ se encuentra presente tanto en superficiecomo en profundidad, asociado posiblemente alaporte pluvial y a las oscilaciones de la capafreática, respectivamente. En cambio, el Fe 2+,para esa medición está casi ausente. En el regis-tro mínimo de Eh, y como era de esperar, au-mentan las concentraciones y distribución deambos cationes. La forma de las curvas es seme-jante para el suelo pobremente drenado. En el

suelo imperfectamente drenado solamente seencontró Mn2+, lo cual es coherente con la dife-rencia en la clase de drenaje natural de ambospedones. Asimismo, analizando todos los datos,el Mn se encuentra en solución gran parte delaño, mientras que el Fe se registra sólo ocasio-nalmente. Esta situación coincide con lo encon-trado por Vepraskas y Bouma (1976).

Para el registro mínimo de Eh, el Mn 2+ está pre-sente en casi todo el perfil de ambos suelos, condiferencias en concentraciones relativas. En cam-bio, para el registro máximo del mismoparámetro, está casi ausente en el pedón 1 perose encuentra en la superficie y en la base del per-fil del pedón 2. Si bien hay presencia de Mn solu-ble en los horizontes intermedios de ambos perfi-


2 hay una relación significativa en-tre la profundidad de la capafreática con el porcentaje de hume-dad (r = -0,98) y el contenido deMn2+ (r = -0,70), aunque se trata demuy pocos casos.

En síntesis, del análisis pormeno-rizado de las variableshidromórficas se desprende queaún en el suelo sin rasgoshidromórficos (Pedón 1) hay pre-sencia de Fe y Mn solubles. El sue-lo imperfectamente drenado nomostró valores de Eh, Fe2+ o Mn2+

que denotaran claramente condi-ciones de hidromorfia a lo largode la experiencia. En cambio, elsuelo caracterizado en el campocomo pobremente drenado es con-siderado como ligeramentehidromórfico a partir del compor-tamiento del horizonte A. Aquí,valores de Eh y cantidades de Fe2+

y Mn2+ indican cierta movilizaciónde los mismos y en menor gradoen otros horizontes. No existe co-rrespondencia unívoca entre losrasgos hidromórficos en el perfil ylas máximas concentraciones deFe2+ y Mn2+. Con respecto a la

pluviometría anual, no se registra corresponden-cia entre los valores máximos y mínimos de Ehcon alguna estación del año en particular. A lolargo de los 23 meses, solamente en una ocasióny para el horizonte A del suelo pobrementedrenado se registraron intensas condiciones hidro-mórficas. Como se dijo, los valores de Eh de cadamedición estarían estrechamente vinculados conla cantidad de lluvia caída en los 4 días previos ala medida, para el horizonte superficial del suelopobremente drenado.

Suelos fuertemente hidromórficos. Son suelospobremente drenados de la Planicie Costera delRío de la Plata, provincia de Buenos Aires (Figu-ra 4.8). Esta área es una extensa unidad de paisa-je de 180 km de largo por 5 a 50 km de anchoubicada en la margen derecha del río de la Pla-ta, constituida por sedimentos holocenos, pro-venientes de la intensa sedimentación produci-da por la descarga del estuario, que colecta aguasde los ríos Paraná-Paraguay y Uruguay, y trans-porte litoral. Comprende una franja entre la cotade 5 m y el nivel del mar y contiene dosgeoformas principales vinculadas a la evoluciónde un sistema deltaico desarrollado en medio

les durante el registro mínimo de Eh, las mayoresconcentraciones se encuentran en el pedón 2, quees el que presenta los rasgos redo-ximórficos. Eneste suelo se observa una doble influencia hídrica,en superficie debida a aporte pluvial y en profun-didad por oscilaciones freáticas, y que parecenafectar particularmente al Mn2+.

Debido que existe una concordancia moderadaentre las curvas correspondientes a Eh, Fe2+ y Mn2+

del horizonte A (Figura 4.6), se calcularon algu-nos coeficientes de correlación para pares de va-riables del mismo, cuyos valores obtenidos son:

r Eh/Fe2+ = -0,54; r Eh/Mn2+ = -0,65; r Fe2+

/ Mn2+ = 0,87.También se encuentra correspondencia entre losvalores de precipitación acumulada en los 4 díasprevios a las medidas y las concentraciones deMn 2+ de los horizontes A, Btgss1 y Btgss2 (Figura4.7). Las correlaciones respectivas son las siguien-tes: 0,82; 0,64 y 0,64. Asimismo, para el horizon-te A del pedón 2 también existe buena correla-ción entre la precipitación acumulada de 4 díascon el Fe2+ y con el porcentaje de humedad: 0,76y 0,75. Finalmente, para el horizonte C del pedón

Figura 4.5 Eh, H% y pluviometría de los 4 días previos a losmáximos y mínimos de Eh. Horizonte A, Pedón 2.

Tabla 4.5 Relación entre el Eh y la precipitación en los 15, 7, y4 días previos a la medición, Pedón 2

máximos de Eh mínimos de Eh

primavera invierno otoño veranoEh (mV) 812 583 457 276

r

lluvias (mm)15 días 44,4 6,8 26,2 127,4 -0,163

7 días 15,1 0,3 26,2 88,1 -0,538

4 días 0 0,3 19,7 37,7 -0,634


Los valores promedio de Eh en los suelos estu-diados se corresponden con el estadio II deTakai y Kamura (1966) con intervalos de reduc-ción de 400-200 mV para Mn y 300-100 mV paraFe. Nunca se alcanzó el estado de anaerobiosisestricta con valores promedios de Eh menoresa 0 mV, que origina fuerte acumulación de ma-teria orgánica y biodegradación poranaerobiosis (Tabla 4.7).

A continuación se presenta el comportamiento deelementos afectables por hidromorfia, en cadahorizonte de los suelos.Fluvacuent. A, 2Cxg, 2Cg. El intervalo de Eh en-tre 200 y 400 mV asegura la presencia de Mn2+ en

fluvioestuárico: un albardón costero y una lla-nura de fango interior. El albardón costero esuna suave lomada a lo largo del borde exteriorde la llanura costera, constituido por depósitosde playa formado por material aluvional depo-sitado por el río de la Plata; la llanura de fangoes un área plana con sedimentos principalmentefinos depositados durante la evolución del es-tuario (Cavallotto, 1995). En ambos ambienteslos suelos son fuertemente hidromórficos concapa freática cercana a la superficie.

Se analiza la evolución con datos mensuales en-tre marzo de 1998 y julio del 2000, de Eh, Fe2+ yMn2+ de un Fluvacuent del albardón costero, bajovegetación de selva marginal y textura franco are-nosa y un Natracuert de la llanura de fango inte-rior, con textura arcillosa y vegetación de prade-ra húmeda (Tabla 4.6). También se trata de esta-blecer las relaciones entre propiedadeshidromórficas con la pluviometría y otros facto-res de formación de los suelos y la comparacióncon suelos ligeramente hidromórficos de la zona(Imbellone et al., 2000, 2009).

todo el período registrado y la de Fe2+ en la ma-yoría de los casos. Ninguna estación del año pre-senta máximos y mínimos de Eh bien definidos,aunque en invierno suelen presentarse los ma-yores valores para todo el perfil. El Eh es pocovariable en cada uno de los horizontes individual-mente, pero en promedio es más alto en el hori-zonte 2Cxg (373 mV) y más bajo en el 2Cg (190mV). No se observa relación estacional clara en lasegregación de Fe2+ y Mn2+.

En el horizonte A, horizonte A, horizonte A, horizonte A, horizonte A, las variaciones estacionalesde Eh son suaves, pero hay cambios importantesen los tenores de Fe2+ y Mn2+; en la mayor partedel período estudiado el contenido de Fe+2 estáentre 1-10 mg kg-1, desciende a menos de 1 mgkg-1 en algunos casos y excepcionalmente llega a30 mg kg-1. En cambio, el Mn2+ muestra conteni-dos más variables a lo largo de los años y, aun-que predominan los tenores menores a 10 mgkg-1, se registran hasta 90 mg kg-1 y excepcional-mente mayores. En el horizonte 2Cxghorizonte 2Cxghorizonte 2Cxghorizonte 2Cxghorizonte 2Cxg el pro-medio estacional del Eh es más variable que enel horizonte superior ya que se registran valores

entre 265-459 mV, con diferen-cias entre máximos y mínimosde alrededor de 200 mV. El Fe2+

está ausente sólo en un caso, convalores menores a 10 mg kg-1,predominando aquellos meno-res a 1 mg kg-1. El Mn+2 está siem-pre presente con tenores meno-res a 10 mg kg-1.

En el horizonte 2Cghorizonte 2Cghorizonte 2Cghorizonte 2Cghorizonte 2Cg el Eh pre-senta variaciones suaves entre136 y 212 mV y sólo en un casollega a 301 mV. Este horizontemuestra heterogeneidad en ladistribución y tenores de Fe+2+

y en menor medida de Mn2+

con respecto a los horizontes suprayacentes. Así,hay una elevada segregación durante todo elperíodo analizado y la casi totalidad del Fe2+

está entre 30 y 90 mg kg-1; en cambio el Mn2+

presenta tenores variables, menores a 45 mgkg-1 y mayores a 10 mg kg-1. Distribución enDistribución enDistribución enDistribución enDistribución enel perfil.el perfil.el perfil.el perfil.el perfil. Los tenores de Fe2+ y Mn2+ son varia-bles a lo largo del perfil. El Mn2+ predominaen los horizontes A y 2Cxg (A: 27,26 mg kg-1;2Cxg: 7,39 mg.kg-1; 2Cg: 20,07 mg kg-1); en cam-bio, el Fe2+ lo es en el 2Cg (A: 5,03 mg kg-1;C1xg:0,91 mg kg-1; 2Cg: 52,42 mg.kg-1). Existefuerte correlación entre la segregación de Fe2+

y Mn2+ en los horizontes superiores (A, r: 0.94;2Cxg, r: 0.92), no así en el horizontes 2Cg.

Figura 4.6. Relación de Eh con Fe 2+ y Mn2+. Horizonte A. Pedón 2.


ción de Fe2+. Con respecto al Mn2+ llama la aten-ción que aunque los valores de Eh de este hori-zonte son comparativamente menores que en elA, la cantidad de Mn2+ es más alta que en aquél.

Analizando la distribución de Fe2+ y Mn2+ por ho-rizonte, Bssg1, Bssg 3 y A presentan mayor con-tenido de Fe+2 (3,17, 1,35 y 1,18 mg.kg-1, respecti-vamente); principalmente en primavera y vera-no para el Bssg1, en invierno para el Bssg 3 yotoño en el A. El Mn2+ presenta una distribuciónsemejante a lo largo del perfil y estacionalmente,con pequeñas diferencias. Los horizontes A y Bssg1presentan la máxima segregación con promediosgenerales de 65,6 y 83,0 mg.kg-1, respectivamen-

Natracuert (A, Bssg1, Bssg2, Bssg 3, 2C). El Eh enconjunto es más alto que en el Fluvacuent peroexcepcionalmente excede los 400 mV. En el ho- ho- ho- ho- ho-rizonte A rizonte A rizonte A rizonte A rizonte A el valor promedio del Eh es de 321mV, con variaciones entre máximos y mínimosde alrededor de 200 mV. Los menores valores deEh se observan en otoño (233 mV) e invierno (302mV y 262 mV), a veces en correspondencia con lamayor segregación de Fe2+ (5,7 mg kg-1 y 3,2mg.kg-1) y Mn2+ (116 mg kg-1). En el horizonte horizonte horizonte horizonte horizonteBssg1Bssg1Bssg1Bssg1Bssg1 el valor promedio del Eh es más alto (442mV) y menos variable (aproximadamente 120 mV)que en el horizonte A. Los menores valores seregistran en invierno (359 mV y 393 mV) pero nohay relación entre éstos y la máxima segrega-

Tabla 4 .6 Propiedades seleccionadas de los suelos fuertemente hidromórficos.Natracuert y Fluvacuent

Figura 4.7. Relación entre contenidos de Mn2+ en algunos horizontesdel Pedón 2 y la pluviometría de los 4 días anteriores a la lectura.


Tabla 4.7 .Valores medios de las variables hidromórficas para 24 mediciones

VariableParámetro Suelo Horizonte

Eh Fe2+ Mn2+ Humedad pH

A 309,5 4,85 27,95 73,08 6,672Cxg 373,13 1,01 5,56 33,15 6,67Fluvacuent2Cg 190,21 48,25 21,96 34,29 6,73A 321,1 1,75 72,18 74,77 7,85

Bssg1 441,92 1,00 93,94 62,25 8,04Bssg2 - 0,58 13,80 74,94 -Bssg3 - 0,57 8,27 76,28 -

Media

Natracuert

2Cg - 0,48 6,22 46,63 -A 27 <0,09 2,00 37,1 5,7

2Cxg -54 <0,09 <0,09 25,63 5,2Fluvacuent2Cg 47 4,81 3,16 34,29 6,73A 215 <0,09 5,71 40,04 7

Bssg1 313 <0,09 22,86 40,06 7,3Bssg2 - <0,09 1,94 48,01 -Bssg3 - 0,10 1,39 58,37 -

Mínimo

Natracuert

2Cg - <0,09 0,9 32,92 -A 406 61,32 276,48 118,75 7,7

2Cxg 535 16,47 43,38 43,58 7,3Fluvacuent2Cg 362 94 61,35 64,31 7,5A 475 11,43 177,19 108,38 8,6

Bssg1 540 8,63 389,19 83,04 8,8Bssg2 - 5,33 40,97 88,2 -Bssg3 - 2,8 26,33 100 -

Máximo

Natracuert

2Cg - 2,6 14,65 55,76 -A 91,96 12,71 57,65 21,66 0,50

2Cxg 148,52 3,32 8,95 5,58 0,41Fluvacuent2Cg 78,14 28,26 15,11 8,09 0,35A 67,43 2,99 55,44 17,34 0,54

Bssg1 57,65 2,03 76,06 11,56 0,46Bssg2 - 1,14 10,39 11,49 -Bssg3 - 0,82 7,24 10,69 -

Desviacióntípica

Natracuert

2Cg - 0,74 3,60 4,89 -

te. Estacionalmente los mayores contenidos seregistran durante el otoño (valor promedio A:79 mg.kg-1; Bssg 1: 152 mg.kg-1). Los tenores deFe+2 en el perfil son semejantes, con valores me-nores a 1 mg.kg-1 y en menor proporción entre 1y 10 mg.kg-1. El horizonte A se diferencia del res-to del perfil porque el Fe2+ siempre está presen-te. Los contenidos de Mn2+ presentan distribu-ción diferente a la del Fe2+ y es variable entrehorizontes. Se diferencia del Fe2+ porque éstemostró predominancia de ausencia y valores ba-jos homogéneamente en todo el perfil, en cam-bio el Mn2+ varía desde ausente hasta valores muyaltos. La mayor concentración se encuentra en elBssg1 y A con valores mayores a 30 mg.kg-1; el

Bssg2 y Bssg3 distribuyen sus máximos tenores en-tre 1-10 y 10-20 mg.kg-1, en cambio el 2C carecede Mn2+ o posee muy escasa cantidad (menor a10 mg.kg-1).

Relación con los factores de formación. Los dosambientes donde se desarrollan los suelos estánafectados por procesos de intensa hidromorfia ypor factores de formación distintos. La distribu-ción de Fe2+ y Mn2+ indica que los suelos de lallanura de fango están principalmenteinfluenciados por la morfología plano-cóncavadel paisaje que hace que permanezcanencharcados superficialmente la mayor parte delaño, alimentados por agua pluvial. En cambio,


y anegamiento. Este último posee fuerte influen-cia en la condición redox. La influencia de la llu-via es menos importante pues gran parte es rete-nida por la canopia de la selva, y afecta princi-palmente al horizonte A. La marcada variabili-dad de las propiedades químicas de este sistemase refleja en la cantidad de rasgos redoximórficosde Fe-Mn, los cuales son muy abundantes cercadel límite superior de fluctuación freática

Suelos con distintas clases de drenaje. Al com-parar el comportamiento de parámetroshidromórficos de suelos con diferentes clases dedrenaje natural (Figura 4.9) se observa que en lasclases imperfectamente drenada, pobrementedrenada y muy pobremente drenada, el Mn2+ estápresente en la mayor parte del año; en cambioel Fe2+ está temporalmente en las clases pobre-mente drenada y continuamente en la muy po-bremente drenada, cuando los registros de Eh seencuentran entre 200 y 300 mV. Estos valores ydistribución de parámetros hidromórficos sonreferenciales para la Región Pampeana ya que sibien los Fluvacuentes representan situaciones máslocalizadas, los Argialboles son suelos de ampliarepresentación areal. Además, planteainterrogantes acerca de la influencia de la diná-mica de los óxidos pedogenéticos en la adsorciónde nutrientes para la región. Este es un tema deactualidad en la Pampa Deprimida y desde hacemás de 10 años se analiza la influencia de lahidromorfia sobre los efectos de las fraccionesorgánicas de fósforo y los mecanismos de adap-tación de las plantas, particularmente especiesen comunidades hidromórficas de la Pampa enesos ambientes (Rubio et al., 1995; 1997).

Hidromorfismo antrópicoy condiciones antrácuicasLas prácticas culturales de cultivo de arroz gene-ran condiciones estacionales anaeró-bicas conelevación del contenido de Fe2+, Mn2+ y aumen-to de la desnitrificación, sin embargo se conocepoco en Argentina acerca de la evolución de es-tos procesos. Recientemente se editó una obramuy completa sobre el cultivo y sustentabilidaddel arroz en la provincia de Entre Ríos (Benavides,2006). En la provincia de Buenos Aires los estu-dios acerca de la influencia del cultivo de arrozsobre las propiedades del suelos son experimen-tales y desarrollados en la Estación Experimental«Julio Hirschhorn» de la Facultad de CienciasAgrarias y Forestales (UNLP) y en Estaciones Ex-perimentales del INTA de áreas cercanas a zonasde cultivo.

en los suelos del albardón costero, la mayor se-gregación de Fe2+ está en el horizonte inferior eindica la acción predominante de la capa freática,como también la influencia del ingreso de aguasuperficial por efecto de las sudestadas.

Los factores con mayor influencia en la génesisde los suelos son material originario, relieve yclima. La textura es la propiedad máscontrastante entre ambos suelos e influye en elcontenido de humedad. El Natracuert está en unadepresión que favorece el anegamiento, que su-mado a la baja permeabilidad determina que lascondiciones hidromórficas sean más intensas enlos horizontes superiores. Así, Fe2+ y Mn2+ sonmás altos en A y Bssg1. El Fluvacuent está cercade la línea de costa influenciado por lassudestadas, anegamientos frecuentes y capafreática alta. Esta compleja dinámica del agua serefleja en la alta dispersión de los parámetros.

En el Natracuert hay mayor relación entre losparámetros medidos con la lluvia acumulada enlos 15 días previos a cada lectura. En el horizon-te A hay cierta relación entre la mayor lluvia caí-da y los valores más bajos de Eh y mayores deFe2+ y Mn2+. Esta relación se repite en el hori-zonte Bssg; en el horizonte 2Cg, el Fe2+ y Mn2+ seasocian con la profundidad de la capa freática,los valores aumentan a medida que la mismaestá más cerca de la superficie. En el Fluvacuent,el análisis de agrupamiento reúne el efecto de lalluvia acumulada durante los 7 días previos a cadalectura de Eh, profundidad de la capa freática ycantidad de días transcurridos entre la últimasudestada y medición.

La condición redox del Natracuert denota fuerteinfluencia de textura y relieve sobre otras varia-bles como lluvia y profundidad de la capafreática. Así, el A es más afectado por las lluviaspor la baja permeabilidad de los horizontesinfrayacentes, mientras que la capa freática afectaa los horizontes más profundos. Si bien el suelose encuentra saturado gran parte del año, posi-blemente se necesitaría un período más largo delluvia acumulada para producir cambios en lascondiciones redox. A pesar de estar en condicio-nes reducidas por un período prolongado, el Ehno desciende lo suficiente como para produciruna movilización importante del Fe2+; por lo tan-to, los rasgos redoximórficos predominantes sonprincipalmente de Mn.

En el Fluvacuent la textura gruesa ejerce graninfluencia por permitir el rápido movimiento delagua de distintos orígenes: lluvia, capa freática


Figura 4.9. Variables hidromórficas en suelos con distintas clases de drenaje natural.

En suelos de Estación Experimental «JulioHirschhorn» (Los Hornos, partido de La Plata) serealizó un ensayo de la dinámica de propieda-des hidromórficas con el objeto de registrar lasmodificaciones fisico-químicas que acontecen enel suelo como resultado del anegamientotemporario durante el ciclo de cultivo del arroz(Imbellone et al., 2001). Durante dos años se di-vidió los períodos de observación en:preanegamiento, anegamiento y postanega-miento (Figura 4. 10). El primero incluye las la-bores preliminares e irrigación inicial con acu-mulación discontinua de agua en la superficie;durante el segundo el suelo presenta una láminade agua de al menos 3 cm de espesor; finalmen-te el riego se suspende, la lámina de agua des-aparece paulatinamente y el suelo comienza aperder humedad. El riego se aplicó desde el 1 dediciembre de 1995 al 30 de marzo de 1996 en elprimer ciclo y desde el 1 de diciembre de 1996 al20 de marzo de 1997 en el segundo. El agua deriego se bombeó de un acuífero a aproximada-mente 40 m de profundidad.

Los resultados muestran que las reacciones deóxido-reducción son parcialmente secuenciales(Figura 4.11). El Mn2+ aparece antes que el Fe2+

en ambos ciclos, sin embargo la correlación en-

tre ambos elementos muestra algún grado deasociación entre ellos (r Fe2+ /Mn2+ = 0,64; P=0,05). En el primer ciclo, ambos elementos en elhorizonte BA aumentan abruptamente despuésde 46 días del inicio del ensayo. En el Ap losmáximos valores se alcanzan más tarde, despuésde 70 días para Fe2+ y 100 para Mn2+. En el segun-do ciclo, Fe2+ y Mn2+ alcanzan máxima segrega-ción cerca de 120 días después del comienzo delensayo coincidiendo con los valores más bajosde Eh. Los nitratos también están ausentes du-rante la máxima segregación de Mn2+, 150-250días del inicio del ensayo. Durante ambos ciclosde cultivo los suelos mostraron bajo grado de re-ducción (0,09-0,35 % de Fe2+ y 80-124 mV de Eh).Por ese motivo no se observaron signos de toxici-dad de este elemento. El grado de reducción esalto con efectos tóxicos cuando la cantidad de Fe2+

es mayor que 7,5 mg kg-1 y el Eh menor que100mV. Nunca se alcanzó elevado grado de re-ducción, posiblemente por la contribución de O2contenida en el agua de bombeo.

No se encontraron rasgos redoximórficos provo-cados por el anegamiento temporario. La condi-ciones naturales de los suelos no se afectaronprofundamente ya que los suelos estuvieron ane-


gados 3 meses cada 3 años y luego se reestableceel régimen óxico, así las condiciones redoxalternantes y sucesivas no son suficientementeprolongadas para producir rasgos redoximórficos.

El anegamiento afecta principalmente al Fe2+,Mn2+, NO3

- y tiene menor influencia en el Eh.Cambios en esos iones se observan durante elanegamiento y postanegamiento tanto en elhorizonte A como en el BA, aunque mayormen-te en el primero, mientras que el Eh vuelve aregistrar valores altos en cuanto se interrumpela irrigación y se observan sólo variaciones en elhorizonte A. Después de suspendida la irrigaciónel suelo retorna a condiciones en equilibrio conel clima del área en un estado oxidado semejan-te al del suelo de control.


En el país existen escasas investigaciones quecorrelacionen el grado de hidromorfismo con susexpresiones macro y micromorfológicas. Entreellos se puede citar a Piñeiro y Panigatti (1973) eImbellone y Zárate (1983), que analizan la com-posición y características de nódulos en suelosde la provincia de Santa Fe y de Buenos Aires,respectivamente y también la presencia de estosrasgos con el estado de aireación del suelo(Taboada y Lavado, 1986, Imbellone et al., 2001).El reconocimiento y análisis de los procesoshidromórficos puede realizarse por: a) observa-ción de los rasgos macro y micromorfológicosdel suelo o, b) la medición de parámetros físicos,químicos y biológicos.

Rasgos macromorfológicosEl color del suelo. El color del suelo. El color del suelo. El color del suelo. El color del suelo. El color es una propiedadmorfológica que se considera para la caracteri-zación de los suelos desde los inicios de laPedología (Dokuchaiev, 1883). En la actualidades un parámetro utilizado tanto para interpretarprocesos pedogenéticos como en la clasificaciónde los suelos (Soil Survey Staff, 1999), y su iden-tificación y alcance se halla en continua evolu-ción. Además, se enfatiza la influencia del colorcomo indicador de los estados de oxidación delos óxidos de hierro y manganeso, como tam-bién en contenido y tipo de materia orgánica delos suelos, contenido de humedad del suelo ymaterial originario (Schulze et al., 1993). Taylor(1982) realiza una revisión de los factores que afec-tan el color del suelo.

Los patrones de color del suelo, motas y rasgosredox dan información acerca de la hidrología

del suelo y existe abundante información sobreel tema, tanto en patrones de color en suelosactuales (Veneman et al., 1976; Richardson yDaniels, 1993) como estudios que identifican pa-trones de color en suelos antiguos (Ruhe et al.,1955; Daniels, et al., 1973, Vepraskas y Wilding,1983; Childs y Clayden, 1986). Los rasgospedogénicos utilizados para inferir grados dehumedad son: a) colores de la matriz y motascon intensidad igual o menor de 2; 2)recubrimientos de canales y agregados grises; 3)nódulos o concreciones sesquioxídicas y 4) mo-tas de alta intensidad en el interior de agrega-dos, como se verá más adelante. En los suelosque poseen capa freática profunda el color de lamatriz indica condiciones oxidantes cuando esroja, marrón o amarilla con matices 10YR (ma-rrón), 7,5YR (marrón rojizo), 5YR (rojo) o seme-jantes, y son suelos en general excesivamentedrenados o bien drenados. En cambio, los sueloshídricos, con abundante materia orgánica y capafreática alta, están generalmente gleizados y pre-domina el estado reducido que genera matricesde colores gris, gris oliva o gris azulado e inten-sidades dominantes menor o igual a 2(Franzmeier et al., 1983). Los matices suelen sertípicamente 2.,5Y o 5Y o GY, aunque debajo delsolum pueden poseer matices marrones pues lademanda de oxígeno es menor en esa zona. Losmatices mencionados son indicativos de condi-ciones de saturación, aunque el contenido delion ferroso puede ser muy escaso (Daniels et al.,1961), tal que para los dos primeros puede sermenor a 10 mg-kg-1 (0,001%); en cambio paramatices neutros o colores gris verdosos el conte-nido de ión ferroso puede ser mayor de 20 mg-kg-1 (0,002 %). Los suelos con capa freática fluc-tuante poseen rasgos de pérdida y de concentra-ción en diferentes partes del/los horizontes y pre-sentan colores abigarrados. En profundidad sue-le encontrarse colores que responden a condi-ciones reducidas, sobreyaciendo hay horizontesmoteados y luego horizontes marrones en super-ficie.

Los suelos saturados la mayor parte del año po-seen colores con baja intensidad y aquellos ex-puestos a períodos más cortos de humedad tie-nen colores variados. El subsuelo de sueloshídricos posee colores grisados con motas amari-llas, anaranjadas y pardo rojizas (con alta inten-sidad), cuyos colores brillantes representan con-centraciones de óxidos de hierro e indicativas delnivel de agua fluctuante; estas concentracionespueden estar localizadas en torno a raíces vivasen una matriz saturada indicando la respiraciónde las mismas en condiciones anaeróbicas. En


Figura 4.11. Evolución de variables hidromórficas en suelos sistematizados para cultivo de arroz, endistintas etapas del cultivo, a) Eh, Fe2+ y Mn2+, horizonte Ap sembrado; b) Eh, nitratos y humedad,horizonte Ap sembrado; c) Eh, Fe2+ y Mn2+, horizonte BA sembrado; d) Eh, Fe2+ y Mn2+, horizonte Aptestigo.

otros casos, estos colores se encuentran forman-do halos rojizos en la matríz indicando que laoxidación se produce por entrada de aire en losporos de la matriz del suelo. Los suelos más se-cos poseen colores brillantes en la matriz, rojo,amarillo, marrón, anaranjado, con algunas mo-tas grises.

Con la necesidad creciente del conocimiento delos humedales, de los suelos hídricos y de las con-diciones ácuicas, hay un aumento y diversifica-ción en el interés por el color de los suelos. Evansy Franzmier (1986) y Megonigal et al., (1993) ela-boran y aplican un índice de color, basado en lasmodificaciones que se producen en el suelo porlos procesos de hidromorfia y que se manifies-tan en: a) intensidad de la matriz del suelo y b)en la abundancia e intensidad de los rasgosredoximórficos. Establecen una correlación ge-neral entre los valores del índice de color y lasclases de drenaje natural de los suelos.

En la provincia de Buenos Aires se realizó un ejer-cicio de la aplicación del índice de color por ho-rizonte, en dos ecosistemas naturales diferentes:1) Pampa Ondulada y 2) Planicie Costera del ríode La Plata (Cumba e Imbellone, 1999). Es el si-guiente:

En la Pampa Ondulada, donde están muy difun-didos los Molisoles y Alfisoles, se encuentrangenéticamente asociados en el paisaje los Udolesen las areas más elevadas con clases de drenajebien drenados y los Alboles, Acuoles y Acualfesen las áreas deprimidas con clases de drenaje im-perfectamente y pobremente drenados. Casi to-dos los suelos son maduros y se desarrollaron endepósitos continentales loéssicos, de textura ge-neral franco limosa, color 7,5YR5/4 (h) y espesorpromedio del solum de 1,60 m. En cambio, ende La Planicie Costera del río de La Plata los ma-teriales originarios son depósitos de origen ma-rino con texturas variables desde arenosas en lallanura aluvial, a arcillosas en la planicie costeradistal y cuyo color original es el de los granos dearena (10YR5/3, h) o el de los sedimentos pelíticosrespectivamente. La mayoría de los suelos estánafectados por procesos de hidromorfia y entrelos Entisoles predominan los Acuentes y entre losVertisoles los Acuertes.

De 20 Series representativas de suelos de la Pam-pa Ondulada (INTA, 1972, 1974), se analizan10correspondientes a Udoles, a fin de establecerlas intensidades de referencia de los horizontesA, Bt y C de suelos no hidromórficos. Otros 10suelos corresponden a Alboles, Acuoles y

a b

c d


Acualfes con rasgos redoximórficos en el perfil(Figura 4.12). En la Planicie Costera del río de laPlata, de 10 suelos representativos, 5 correspon-den a Fluvacuentes y 5 a Natracuertes; el conte-nido de materia orgánica está entre 7,10 y 1,60% en los horizontes A, 3,30 y 9,74 en los hori-zontes Bt y Bw y 9,55 y 0,06 en los horizontes C.

Cuantificación de las propiedades: Las propie-dades de campo (Soil Survey Manual, 1993) re-presentativas de procesos de hidromorfia, nece-sarias para la aplicación del índice de color, son:

Intensidad de la matriz del suelo: el color delsuelo cambia con el contenido de humedad, estavariación puede ser apenas perceptible hasta con-siderable. Por ese motivo, los valores de la in-tensidad son tomados en húmedo;

Intensidad de la matriz y abundancia de losmoteados y nódulos: estos rasgos se presentanen suelos que evolucionan en condicionesoxidantes y reductoras alternantes. El crecimien-to periódico de los nódulos puede quedar refle-jado por la fábrica concéntrica muy marcada, cona una sucesión de capas negras de compuestosde manganeso y capas amarillas o pardas de com-puestos de hierro. Generalmente el manganesose encuentra en el centro y disminuye hacia laperiferia. Al igual que para la matriz, en el cál-culo del índice se utiliza el valor de la intensi-dad en húmedo. Para la abundancia se utilizanlos factores 0,01 cuando son escasos (0-2 % de lamatriz); 0,11 cuando son comunes (2-20 % de lamatriz) y 0,35 cuando son abundantes (>20 % dela matriz).

Cálculo del índice de color. Se utiliza el índicepor horizontes de Evans y Franzmeier (1988) con

las simplificaciones introducidas por Megonigalet al., (1993). Teorizando empíricamente sobreel resultado de la aplicación del índice de color,se considera que el valor máximo del mismo co-rresponde a la intensidad de la matriz pura deun horizonte, que puede llegar a 8; cualquierproceso de hidromorfia manifestado en el perfildel suelo puede disminuir el valor numérico delíndice, hasta 0 en aquellos horizontes donde losprocesos de hidromorfia generan una matrizneutra.

Ch = Am x Cm + (A1 x C1 + A2 x C2 + ... An x Cn)

Ch = índice de color para un horizonte específico.Am = abundancia de la matriz con intensidad Cm. = 1- (A1 + A2 + ... An).A1 , A2, ... An = abundancia de moteados conintensidad C1 , C2, ...Cn.Cm = intensidad de la matriz.C1 , C2, ...Cn = intensidad de los moteados.

El color del suelo es una manifestación de proce-sos pedológicos dentro del solum y del color delmaterial originario en los horizontes C. Respon-diendo a un proceso climatogénico demelanización, en los horizontes superficiales delos suelos de pradera se produce intensa incor-poración de materia orgánica, que afecta tantoa la intensidad como a la luminosidad del color.

La intensidad del color en los Udoles de la Pam-pa Ondulada es: 2 en los horizontes A; 2, 3 y 4(excepcionalmente) en los horizontes Bt y 5 enlos horizontes C. La variación de tenores de ma-teria orgánica en los Udoles es de 4,91% a 2,20%;1,50% a 0,57% y 0,34% a 0,10%, para los A, Bt yC, respectivamente. En los Alboles, Acuoles yAcualfes la intensidad de la matriz es 1 y predo-

Figura 4.12. Intensidad de la matriz en suelos de la Pampa Ondulada AAAAA) Udoles, número de horizon-tes considerados: ̈ A: 16, *Bt: 17, ·C: 13. BBBBB) Acualfes (a), Acuoles (b) y.Alboles (c), número de horizon-tes considerados ¨A: 15, *Bt: 19 y ·C: 12.


Figura 4.13. Relación entre el índice y la intensidad de la matrizpara los horizontes: a) Bt y Bw de los Udoles y b) para los horizon-tes Bt y Bw de los Alboles, Acuoles y Acualfes. (Los númerosarábigos representan el número de horizontes considerados)

minantemente 2 en los horizontes A; 2, 3 y 4 enlos Bt y 4 en los C (Figura 4.12), cuyos tenores demateria orgánica están entre 4,80 y 1,12; 1,50 y0,50; 0,20 y 0,06, para los horizontes A, Bt y Crespectivamente.

Al aplicar el índice de color para estimar el gra-do de hidromorfia, se observa que la intensidadde la matriz de los horizontes con abundantemateria orgánica afecta el valor del índice y re-duce su eficiencia como indicativo de ese proce-so. Este hecho hace que no sea posible discrimi-nar la influencia del proceso de hidromorfismodel de melanización, y relativiza y quita valor ala aplicación del índice. Así, en los suelos nohidromórficos, los horizonrtes A y a veces los ho-

rizontes Bt cuando el solum es espeso, poseeníndices de valor 1 y 2 que también se obtendríanen horizontes hidromórficos, ya que tanto en elproceso de melanización como en el dehidromorfismo se produce incorporación de ma-teria orgánica. Naturalmente, los horizontes Bty C tienen un índice igual a la intensidad de lamatriz pura. Estos inconvenientes han sido de-tectados para Molisoles de otras partes del mun-do, aún por los creadores del índice. Por esemotivo, aquí se desestimaron los índices de co-lor de los horizontes A.

En suelos que poseen modificaciones del colororiginal por procesos de hidromorfia, tanto enlos horizontes Bt como en los horizontes C deAlboles, Acuoles y Acualfes y según el grado ytipo de hidromorfia, los índices son menores queen los Udoles de referencia (Figura 4.12). Estadisminución del índice se debe ya sea a la pre-sencia de matrices con intensidades bajas y/o pre-sencia de rasgos redoximórficos. Cuando los ras-

gos redoximórficos son abundantes y la intensi-dad de los mismos difiere en más de una unidadrespecto a la intensidad de la matriz, el índice essensible al proceso de hidromorfia; en cambio,es escasamente indicativo cuando los rasgosredoximórficos son escasos o poseen intensidadigual al de la matriz.

Analizando la relación entre el índice de color yla intensidad (Figura 4.13) en los horizontes B2tde los suelos de la Pampa Ondulada, se observaque en los Udoles existe una relación simple ycon cantidades similares de horizontes que po-seen índice 2 y mayor de 2 en correspondenciacon los mismos valores de intensidad de la ma-triz pura. La variación porcentual del índice de

color en los Arboles, Acuoles y Acualfes (Tabla 4.8) muestra que, aunque la moda del índice decolor sigue siendo 2, se produce una diversifica-ción del índice y aumento de horizontes con ín-dice menor o igual a 2 para suelos con intensi-dad de la matríz 2. Así, se encuentra 58 % dehorizontes con índice igual o menor a 2 e intensi-dad igual a 2 y 31% con índice mayor a 2 e inten-sidad mayor a 2. Un porcentaje menor (10 %) tie-ne índices menores a 1 e intensidad de 4. Tam-bién disminuye la cantidad de horizontes con in-tensidad e índice mayor a 2. En los horizontes C,el color del material originario es afectado porprocesos de hidromorfia y el índice disminuye engeneral de 4 a 3.

Como conclusión general se observa que, en lossuelos del litoral de la provincia de Buenos Airesse observa una disminución general del índicecon respecto a la intensidad de la matriz, tantopara los horizontes Bt y Bw; la disminución delíndice se debería a la presencia de matrices con


Cumba e Imbellone, 1999

Intensidad >2 Intensidad = 2 Intensidad <2Suelo

Indice >2 Indice <2 Indice >2 Indice 2≤ Indice 2≤

Udoles 47 % 0 % 0 % 53 % 0 %

Alboles, Acuoles,Acualfes

26 % 11 % 5 % 58 % 0 %

Acuentes, Acuertes 12,5 % 0 % 0 % 75 % 12,5 %

Tabla 4.8. Variación porcentual del índice de color del suelorelacionada a la intensidad de la matriz

Tabla. 4.9 Distribución de hierro y manganeso total en nódulosde un Argialbol típico. Provincia de Buenos Aires

distribución de nódulos composición química

fracciones (mm)

>2 2-1 1-0,5 total

Fe2O3 MnO

Horizonte Prof.

(cm) (%) (%)

Fe2O3 /MnO

A1 0-15 0,08 0,15 0,61 0,84A2 15-29 2,43 1,79 2,00 6,22

*13,54 1,82 7,4

E 29-38 1,82 2,82 3,27 7,91 14,90 1,73 8,6Bt1 38-87 0,02 0,21 0,37 0,60 17,47 6,28 2,8Bt2 87-118 0,01 0,15 0,38 0,54BC1 118-138 0,02 0,14 0,35 0,51 *14,97 5,01 2,9

BC2 138-160 0,03 0,22 0,32 0,57C 160+ 0,04 0,23 0,41 0,68 *15,10 3,45 4,4

* Valores promedio de dos horizontes Imbellone y Zárate, 1983

Tabla 4.10 Relaciones entre el contenido de óxidos de hierro y manganesosegregado en nódulos y en el suelo


intensidades bajas y/o presencia de rasgosredoximórficos. En estos suelos el índice es mássensible al proceso de hidromorfia que en aque-llos de la Pampa Ondulada. En los horizontes Cel índice baja con respecto a la intensidad de lamatriz, pero la variación no es tan notoria comoen los horizontes del solum, ya que el índice estacontrolado por el color del material originario.

Nódulos y concreciones. La mineralogía y com-posición química de nódulos de Fe y Mn se hanestudiado en detalle en un Argialbol típico de laProvincia de Buenos Aires (Imbellone y Zárate,1983). Los nódulos predominan en los horizon-tes eluviales y alcanzan un máximo absoluto enel horizonte E (Tabla 4.9), donde se encuentra lamáxima segregación de hierro y manganeso ennódulos (Tabla 4.10). Este horizonte está sujeto asaturación frecuente como resultado de la pre-sencia de un horizonte argílico subyacente, demuy baja permeabilidad, que crea condicionesde drenaje interno deficiente y favorece la for-mación de una capa de agua «colgante» en eltecho del mismo. Así, los horizontes superiores delsuelo evolucionan en un medio alternativamentereductor y oxidante, requisito indispensable parala formación de nódulos y concreciones.

La morfología externa y el color difieren en loshorizontes eluviales de los iluviales; en los pri-meros son ásperas, pardas (10YR 5/3 en seco), confractura terrosa, formando un agregado irregu-lar de partículas, y con predominancia de com-puestos de hierro sobre manganeso. El conteni-do de hierro y manganeso es variable según eltamaño de los nódulos. En los horizontes A y Elos nódulos mayores a 1 mm poseen 12,9 a 21,7 %de Fe203 y 1,65 a 4,43 % de MnO; los menores a 1mm poseen 14,6 a 18,0 % de Fe2O3 y 1,10 a 0,55 %de MnO. En los horizontes B constituyen unida-des lisas, brillantes y negras (N 2/0) conpredominancia de compuestos de Mn. HorizonteBt1: mayores a 1 mm 13,5 % de Fe2O3 y 8,02 % deMnO; menores a 1mm 15,2 % de Fe2O3 y 7,50 %de MnO.

Los tenores de hierro superan en valores absolu-tos a los de manganeso, y los nódulos son másricos en óxidos en el Bt1, aunque los tenores deFe con respecto al Mn en los nódulos, disminuyeen profundidad. En el suelo la máxima segrega-ción de Fe y Mn con respecto al total de esoselementos en el suelo, se produce en los hori-zontes A y E. La tendencia del Mn a aumentarhacia los horizontes Bt, BC y C se vincula al dis-tinto comportamiento del Fe y Mn en el cicloexógeno, ya que el manganeso es comparativa-mente más móvil que el hierro y por lo tanto

Un método químico para estimar el grado decristalinidad de los óxidos de hierro es mediantela relación entre los óxidos de hierro extraidoscon oxalato de amonio y los extraidos conditionito-citrato: Fe2O3(o)/Fe2O3(d). De acuerdocon esta relación, en la porción superior del sue-lo dominarían las formas amorfas. Asimismo, elanálisis de la relación Fe(d)/arcilla indica que lamigración de Fe en el perfil debida a procesosde hidromorfia es limitada, pues justamente losmayores tenores de Fe (d) coinciden con los ma-yores tenores de arcilla total del horizonte B2donde se habría producido una migración con-junta en el horizonte argílico. Estas relacionesindicarían que en el suelo han acaecido dos pro-cesos no simultáneos; por un lado un enriqueci-miento de hierro por migración conjunta duran-te la formación del horizonte argílico, y otrodespués de que el suelo ha alcanzado su madu-rez con la instalación del hidromorfismotemporario que afecta principalmente a los ho-rizontes eluviales y en menor proporción a losiluviales.

Complementando la información obtenida quí-micamente acerca de la naturaleza amorfa de loscomponentes de hierro, mediante el análisis tér-mico diferencial y la observación micromor-fológica, se estableció la presencia de geles deóxidos de hierro, impregnando la matriz del sue-lo. Se registran máximos endotérmicos a bajatemperatura (horizonte E: 100 oC; horizonte B2:115 oC) atribuibles a agua de absorción y fuertespicos exotérmicos (horizonte E: 382 oC; horizon-te Bt1: 285 oC).

Rasgos micromorfológicosAl igual que los rasgos macromorfológicos, losrasgos micromorfológicos constituyen evidenciasindirectas del proceso (rasgos hidromórficos). Losnódulos y motas descriptos en el campo se pue-den describir micromorfológicamente bajo lostérminos de nódulos, concreciones, manganes,ferranes, neomanganes, neoferranes,cuasimanganes, cuasiferranes, neoalbanes,neoesqueletanes álbicos, nódulos decolorados ymatrices decoloradas (Brewer, 1964; Veneman etal., 1976; Vepraskas y Wilding, 1983; Bouma,1983; Bouma et al., 1990). Stoops (2003) los in-cluye tanto en los pedorrasgos de matriz (matrixpedofeatures) formados por algún cambio den-tro de la micromasa del suelo, o en pedorrasgosintrusivos (intrusive pedofeatures) formados fue-ra de la micromasa del suelo.

muestra una distribución más amplia.


Rasgos amorfos y criptocristalinosSe pueden agrupar en:Revestimientos de manganeso y hierro. El Mn2+

y el Fe2+ al oxidarse forman acumulaciones condistinta denominación según su ubicación con

respecto a la superficie con que están relaciona-das: cutanes (sobre la superficie), neocutanes(penetrando la matriz) o cuasicutanes (a ciertadistancia de la superficie). Los ferranes ymanganes se producen en suelos con períodosalternantes de humedad y desecación. Al igualque los nódulos necesitan amplios períodos hú-medos para movilizar el Mn y el Fe e intensosperíodos de sequía para que se produzca la acu-mulación. Durante la sequía los porosinterpedales (macroporos) se hallan totalmentesecos, mientras que los intrapedales conservanalgún grado de humedad. Al progresar la dese-cación, el agua del interior de los agregados quecontiene Fe2+ y Mn2+, fluye hacia la superficie,donde el ambiente es oxidante y se deposita.Cuanto mayor sea la diferencia de humedad en-tre los poros intrapedales e interpedales, tantomás al interior de los agregados penetrará el am-biente oxidante, produciéndose la oxidación ydepositación de Fe y Mn más lejos de la superfi-cie, formando neocutanes y cuasicutanes.

Figura 4.14. Nódulos de impregnacióndiscontinuas en Argialbol (Oliden, Provincia deBuenos Aires). Microscopía óptica (30x).

Figura 4.15 Rasgos micromorfológicos de hidromorfismo en suelos enterrados (50x). a) revestimientosamorfos en vacios. Microscopia óptica, sin analizador; b) idem anterior, con analizador; c)revestimientos amorfos sobre revestimientos texturales en un poro, sin analizador; d) idem ante-rior, con analizador.

a b

c d


Considerando los campos de estabilidad corres-pondientes a suelos aireados, húmedos y total-mente saturados, en suelos aireados el Fe es casisiempre insoluble y sólo es soluble en suelos ex-tremadamente ácidos con altos valores de Eh. Ensuelos totalmente saturados con agua el Fe estáen fase soluble en suelos ácidos, e insoluble ensuelos alcalinos.

Nódulos y motas con intensidad alta. Compren-den acumulaciones de hierro y/o manganeso(nódulos, concreciones, cutanes, neocutanes ycuasicutanes) (Figuras 4.14 y 4.15). Están siemprepresentes en suelos sometidos a intensos cam-bios estacionales. El crecimiento periódicoestacional puede evidenciar una estructuraconcéntrica dando lugar a concreciones. Gene-ralmente están constituidos por Fe y Mn y pare-ce existir una clara correlación entre la intensi-dad de la hidromorfia y la relación Fe/Mn, comoasí también con su tamaño y abundancia.Schwertmann y Fanning (1976) encuentran quela relación Fe/Mn aumenta con el grado dehidromorfismo.

Rasgos de empobrecimientoEntre ellos se encuentran:Motas de intensidad baja. C C C C Constituyeneluviaciones de Fe y/o Mn (nódulos o dominiosdecolorados, neoalbanes y neoesqueletanesálbicos). Representan zonas decoloradas grisesprovenientes de la reducción, movilización ymigración de Fe y Mn, seguida de su lavado oacumulación bajo formas reducidas; alternan conotras áreas de colores de mayor intensidad don-de ambos elementos están en forma oxidada. Es-tos horizontes poseen intensidades iguales omenores a 2. Los horizontes con motas decolora-das coinciden con la zona de fluctuación de lacapa freática y requieren condiciones reductorastemporales.

Cuando las decoloraciones se hallan localizadasse denominan dominios o nódulos ; si están ad-yacentes a las paredes de los macroporos o agre-gados se llaman neoalbanes (Veneman et al.,1976) cuando han perdido Fe y/o Mn porlixiviación; si además se produce la dispersión ypérdida de arcilla por eluviación, dando una apa-riencia blanquecina y arenosa a la zona, se de-nominan esqueletanes, neoesqueletanes oneoesqueletanes álbicos (Vepraskas y Wilding,1983; Ransom et al, 1987). Los ciclos redox tam-bién pueden producir la pérdida de arcilla porferrólisis.

Neoalbanes y neoesqueletanes son indicadoresde hidromorfia intensa. Se forman cuando el aguafuertemente reductora circula por losmacroporos. Al penetrar en los agregados redu-ce al Fe3+ y Mn3+ que son movilizados a las zonassuperficiales, formándose una capa que progre-sa hacia el interior del agregado. El Mn puedeeliminarse del sistema y a veces también el Fe,pero frecuentemente parte de éste se oxida en elinterior de los agregados formando cuasiferranes.

Matrices de intensidad baja . . . . . Se trata de hori-zontes de colores grisáceos azulados o verdososy presentan condiciones de hidromorfia intensa.Son suelos saturados durante la mayor parte delaño y en esas condiciones, si hay suficiente can-tidad de materia orgánica y el agua es pobre enoxígeno, todo el hierro se reducirá a Fe2+, gene-rando compuestos ferrosos de colores grises demuy baja intensidad, constituidos por arcillas conFe2+, carbonato ferroso (siderita) o sales del tipovivianita. Los horizontes con matices 5Y o másamarillos e intensidades menores o iguales a 2 ó1 son indicadores de intensa hidromorfía. Si lacapa de agua permanente se encuentra a algunaprofundidad del solum, existen horizontes condistintos grados de hidromorfia debido a las va-riaciones estacionales del nivel freático. Así, lazona de saturación permanente está representa-da por el horizonte gris, la zona de fluctuaciónpor un horizonte moteado y por encima de am-bos se encuentra un horizonte coloreado, sin mo-tas de baja intensidad pero puede poseer nódulosde Fe y/o Mn.


Relaciones geoquímicas entre Fe y Mn.Los procesos de óxido-reducción afectan a variospares iónicos aunque los que modifican el colordel suelo son principalmente los estados del Fe,del Mn, y de las relaciones Fe/Mn (Figura 4.16).El comportamiento de los compuestos de Fe yMn está regido por las condiciones de Eh y gra-do de acidez y alcalinidad del suelo y muestranvarios campos de estabilidad. El Fe2+ es solubleprincipalmente con pH debajo de 8 y bajos valo-res de Eh. El campo de Mn soluble es mayor queel de las formas precipitadas, contrariamente alo que ocurre con el Fe. Superponiendo los cam-pos de estabilidad de Fe y Mn se encuentran trescampos con distinto comportamiento: a) Mn2+ yFe2+ solubles en suelos ácidos; b) Mn2+ soluble yFe precipitado en suelos ácidos y neutros con altoEh, alcalinos con bajos valores de Eh y c) Mn y Feinsoluble en suelos neutros y alcalinos con altosvalores de Eh y suelos muy alcalinos.


El Mn está siempre reducido a valores más altosde Eh que el Fe y por esa razón es el primero enmovilizarse cuando el suelo se satura y el últimoen oxidarse y hacerse inmóvil, cuando el suelose seca. Así el Mn es más móvil. Relacionando losvalores de Eh con posibles cambios de humedaddel suelo, si el período de hidromorfismo es cor-to, el decrecimiento de los valores de Eh es esca-so y afecta solamente al Mn, el cual se reduce y enestado móvil puede ser lixiviado del perfil o seacumulará como nódulos e hiporrevestimientoscuando el suelo se seca en el próximo ciclo. Si elperíodo de hidromorfia es más prolongado, elEh decrece lo suficiente para reducir también alFe ( líneas de trazos en Figura 4.16).

Figura 4.16. Relaciones geoquímicas entre Eh,pH y estados de Fe y Mn.

(1970), y el proceso se refiere a la ruptura de es-tructuras cristalinas y solubilización de iones, porprocesos estacionalmente alternantes de reduc-ción y oxidación de hierro. Es una hipótesis quetendría lugar en suelos que están alternativamen-te saturados y secos una parte del año debido ala presencia de una capa colgada sobre horizon-tes Bt, Btn o Btx, que constituyen acuitardos oacuicluídos durante la estación húmeda. Podríaexplicar las propiedades de algunos suelospseudogley, solodizados y planosoles, ya quegenera disminución de la capacidad de intercam-bio del/los horizontes ferrolizados, lixiviación decationes de intercambio desplazados en la fasereducida y ataque ácido de minerales de arcillaal comienzo de la fase oxidada de cada ciclo.Difiere de la podzolización (no depende de re-ducción estacional), ilimerización (no implicadestrucción de arcilla) o gleización (no requiereeliminación de productos de reacción). Los hori-zontes ferrolizados tienen colores grises con mo-tas oxidadas de hidróxido férrico o goethita ytambién a lo largo de grietas o caras de agrega-dos, y generalmente pedotúbulos blancos o grisclaro y/o cutanes con mucho menos arcilla quela matriz del suelo adyacente. Poseen menos ar-cilla y/o CIC de la fracción arcilla que el materialinfrayacente. Se pueden establecer dos fases desdeel punto de vista geoquímico:

Fase anaeróbica. Durante esta fase el suelo estásaturado y el hierro libre (Fe3+) se reduce con con-currente oxidación de la materia orgánica, quees usada por los microorganismos de suelo comofuente de energía y formación de ioneshidroxilos. El ión ferroso Fe2+ desplaza cationesintercambiables (cationes básicos X2+, X1+y Al3+)los que son lixiviados total o parcialmente delsistema durante el comienzo de la fase reducidapor el agua circulante sobre el acuícludo o algu-nos precipitan

Fe(OH)3 + 1e- → Fe2+ + 3OH-

MO → CO2, H2O, O2, etc + e-

Fase aeróbica. Durante la estación seca el Fe+2

adsorbido en la superficie de la arcilla es oxida-do a Fe3+, produciendo hidróxido férrico y/ogoethita (FeOOH) e iones hidrógeno. Estos des-plazan los iones ferrosos intercambiables y ata-can las capas octaédricas de los minerales de ar-cilla en sus bordes, liberando ácido silícico, Al3+

y algo de Mg2+ en difusión equivalente.

Fe2+ + 3H2O + 1e- → Fe(OH)3 ↓ + 3H+

En condiciones normales de saturación con agua,los iones solubles Fe2+ y Mn2+ se redistribuyenen el perfil del suelo formando compuestos re-ducidos produciendo colores grisáceos, más omenos azulados o verdosos, o son eliminadosdel suelo produciendo blanqueamiento y dejan-do horizontes más o menos grisáceos. Por el con-trario, en condiciones oxidantes, Fe y Mn estánen estado oxidado, por tanto inmóviles, forman-do acumulaciones de compuestos de color ne-gro intenso, rojo marrón o amarillo. Los camposde estabilidad geoquímica compartidos entre Fey Mn explican su presencia conjunta en los ras-gos redoximórficos y en distintas proporciones.

El proceso de ferrólisisEl término ferrólisis fue acuñado por Brickman


O2 + 4H+ + 4e- → 2H2O

Al3+ + 3H2O→Al(OH)3 +3H+

Las reacciones mencionadas se manifiestan en dosestados o intensidades del proceso, uno inicial yotro principal. En el estado inicial las bases deintercambio son eliminadas y eventualmente re-emplazadas por Al de las estructuras cristalinasdespués de la oxidación, y el pH en la fase oxida-da desciende. El pH en la fase reducida permane-ce relativamente alto durante el proceso. El hi-drógeno ataca los iones estructurales, libera el Kde la illita e hidroliza minerales meteorizables(biotita o augita) de las fracciones limo y arena.En el estado principal el Al intercambiable y otrosiones provenientes de la estructura cristalina soneliminados y la arcilla es progresivamente des-truida. La sílice se solubiliza de los bordestetraédricos de la estructura y es lixiviada. Losminerales de arcilla 2:1 con alta CIC se destruyenmás rápidamente debido a que pueden adsorbermás iones Fe+2. Las arcillas 1:1, con baja CIC yalta proporción de capas octaédricas, son menossusceptibles a ferrólisis. Parte de la sílice libera-da de la destrucción de la arcilla puedereprecipitar como material amorfo en silanesgrises. El Mg2+ se suele lixiviar mientras que losiones Al3+ pueden permanecer en el suelo. En esecamino, en cada ciclo húmedo-seco parte de loscationes de intercambio son lixiviados y partedel retículo de las arcillas se destruye, cuyos pro-ductos son removidos por flujo sobre el horizon-te B. Así suele desarrollarse un horizonte Eg o Esobre un acuicluído moteado.

En función del volumen de agua lixiviante quepasa a través del suelo en la fase temprana dereducción, se lixivia mayor o menor parte del Aldesplazado por el ión ferroso. El remanente que-da en el suelo y es precipitado cuando el pH au-menta por arriba de 5,5, debido a la formaciónde oxidrilos junto con la reducción del Fe3+. Almismo tiempo, precipita más Al3+ desplazadopor el Fe2+ y neutralizado por los OH-.

Así, el Al, bajo la forma de fragmentos deintercapa octaédrica, consistente en Al(OH)3 yalgo de Al(OH)2 H2O, balancea la carga de la capa,sobre y entre las caras de las arcillas 2:1, fija elespesor de las capas en las arcillas expansivas en1,4 nm y bloquea parte su CIC. Este es el meca-nismo de formación de intercapas de Al (forma-ción de clorita pedogenética). Así, dependiendodel grado de lixiviación, puede disminuir la CICdel suelo, ya sea por destrucción de arcilla o por

cloritización. Es de destacar que si bien este pro-ceso es mencionado frecuentemente, algunosautores consideran que se pueden formar sueloscon morfologías similares sólo por meteorizacióne ilimerización y que no es necesario invocar elproceso de ferrólisis. Tal es el caso mencionadopara suelos hidromórficos de los BajosSubmeridionales de la provincia de Santa Fe(Morrás, 1979).

Medición de parámetros hidromórficosfisicos, químicos y biológicosCon el aumento del contenido de agua en el suelose produce una disminución de la fase gaseosa;por lo tanto, se puede efectuar un diagnósticodel proceso de hidromorfismo medianteparámetros que reflejen el estado de aireacióndel suelo. La mayoría de ellos son laboriosos yrequieren períodos de mediciones temporalessecuenciales. Aquí se comentan algunos en loscuales los autores tienen experiencia, otros sepueden consultar en los métodos normalizadospara suelos (Soil Survey Staff, 1996)

Glinski et al. (1990) efectúan una síntesis de losmétodos utilizados para medir el estado de ai-reación del suelo, que los agrupan en: a) físicos(porosidad ocupada por aire, permeabilidad alaire, coeficiente relativo de difusión de gases);b) químicos (contenidos en el aire del suelo deoxígeno, dióxido de carbono, etileno y óxidonitroso, velocidad de difusión de oxígeno, po-tencial redox , presencia de Fe2+) y c) biológicos(cociente respiratorio, actividad enzimática delsuelo, composición mineral de las plantas, res-puesta de las plantas a la dinámica de la airea-ción del suelo durante largos períodos).

Para establecer el estado reducido del suelo seutilizan frecuentemente dos métodos: 1) unaprueba colorimétrica de campo usando una so-lución de α α dipiridil para detectar la presenciadel ión ferroso y 2) medidas del potencial redoxmediante electrodos de platino y/o medición dela composición química de la solución del suelo.Estas últimas no son equivalentes pero puedenconducir a conclusiones cualitativas semejantes(Vepraskas y Sprecher, 1997). Unas y otras deter-minaciones requieren numerosos medidassecuenciales en el tiempo y asimismo se puedendetectar inexactitudes en la respuesta. Las mues-tras recolectadas en el campo para hacer las dis-tintas determinaciones (por ejemplo, Fe, Mn, ni-tratos) se deben colocar en envases herméticosopacos a la luz y recubiertos con papel metálico.Se transportan y almacenan refrigeradas y lasdeterminaciones se hacen dentro de las 24 horas


de la extracción de las muestras.ααααα ααααα dipiridildipiridildipiridildipiridildipiridil..... El conocimiento de esta técnicaproviene de investigaciones químicas realizadasen la solución del suelo, donde se alerta acercade la exactitud del método (Ignatieff, 1937). Esuna reacción colorimétrica que desarrolla colorrosa intenso mediante la aplicación del reactivo(solución 0,2% de α α dipiridil en 10 % acidoacético o con acetato de amonio, 1 N, como bu-ffer), en una fractura fresca de suelo húmedo,que es donde el hierro se encuentra en estadoreducido (Childs, 1981). Esta reacción suele arro-jar información positiva o negativa dudosa, yaque está afectada por variables difíciles de eva-luar en trabajos de campo; por eso algunos au-tores no recomiendan su utilización (Tiner, 1999).Para que la prueba sea válida debe haber sufi-ciente cantidad de materia orgánica en el suelopara que haya reducción, de otra manera la prue-ba será negativa aunque el suelo esté en condi-ciones anaeróbicas y con bajo potencial de óxi-do-reducción. Los suelos arenosos suelen poseerescaso contenido de hierro, en cuyo caso la re-acción es negativa. Inversamente, la reacciónpuede ser positiva si el suelo estuvo en contac-to con cuchillos o barrenos metálicos o si se pro-bó la presencia de carbonatos (ácido clorhídri-co al 10 %). Por otro lado, la reacción es dudosaen sí misma pues es afectada por la luz y puedeproducir una reacción fotoquímica de comple-jos férrico-orgánicos en ácido acético (a pH 4)cuando la exposición a la luz es prolongada; porlo tanto se sugiere hacer la lectura antes de 30-60 segundos y ajustar el pH a 7 (Griffin et al.,1996 en Tiner, 1999).

Medición del potencial redox. El potencial redoxes una medida cuantitativa de la disponibilidadde electrones e indica la intensidad de la oxida-ción o reducción en sistemas químicos y biológi-cos. Faulkner et al., (1989) brindan una explica-ción pormeno-rizada de técnicas, diseño, cons-trucción e instalación de equipos que permitenmedir contenido de O2, potencial de óxido-re-ducción, profundidad de la capa freática y pre-sencia de ión ferroso en el campo. El potencialredox se puede medir en el suelo instalando elec-trodos de platino en forma permanente o no.Para las mediciones de Eh se utiliza un equipocon voltímetro y amperímetro, electrodos conpunta de platino (Pt) y un electrodo de calomelcomo referencia. Los electrodos de Pt se calibranmediante solución de Zobell (1946), y según laecuación sugerida por Lévy y Toutain (1979),adaptada para el electrodo de calomel: Eh = 183mV + 2,4 (25°- t°). Los valores de Eh se corrigenpara pH 7 a fin de compararlas entre sí. Para efec-

tuar la corrección se toma el factor dE (V)/ dpH =-0,05974 volts, (Bohn, 1971). Según el objetivodel trabajo, las medidas de Eh se pueden realizarseparadas por períodos de tiempo establecidos,«in situ» (Vizier, 1970) o en laboratorio, en dis-tintas profundidades u horizontes, (por ejemplodentro de los 30 cm en suelos no arenosos y den-tro de los 15 cm en suelos arenosos) y tomandoal menos tres medidas por electrodo en cada caso.La heterogeneidad del suelo puede afectar laslecturas tanto como el estado de reducción delsuelo, por ejemplo, cualquier heterogeneidad delmaterial como grietas del suelo y presencia decrotovinas, cuevas y distinta actividad de orga-nismos. Se requiere ser cauteloso y poseer expe-riencia al hacer interpretaciones de las lecturas(Patrick et al, 1996; Barlett, 1999; experiencia delos autores).

Fe2+, Mn2+ y humedad. Se pueden determinar enlos perfiles completos a los fines de interpreta-ción evolutiva de los suelos, o en forma restrin-gida en sistemas de alteración o adsorción espe-cífica de contaminantes. El Fe2+, colorimé-tricamente con O-fenan-trolina, previa extraccióncon Cl3Al al 3% (Ignatieff, 1941, modificado porGuichon, inédito); y el Mn 2+ por absorción ató-mica. La humedad se determina gravimétri-camente mediante secado en estufa a 105 °C has-ta peso constante por métodos convencionales.Hidrología. Es fundamental determinar la varia-ción de profundidad de la capa freáticaestacionalmente durante un período de 1 o 2años. Se suele observar y medir la variación delnivel en perforaciones, con freatímetros o me-diante la instalación de una red de piezómetros.También es necesario realizar una caracterizaciónfísica del régimen de humedad del suelo medianteparámetros físicos como porosidad, permeabili-dad, conductividad hidráulica etc. (Bouma, 1983).Se remite al lector a bibliografía específica.

Los suelos reducidos generalmente poseen agualibre que constituye una capa de agua que satu-ra el suelo o una parte del mismo. El nivel freáticoes la superficie de agua que llena una perfora-ción o agujero abierto en el suelo; es el nivelsuperior de agua libre que puede fluir desde elsuelo a una perforación; el agua libre fluye bajola influencia de las fuerzas gravitacionales y nose encuentra bajo la acción de tensión o succión.La franja capilar se encuentra por encima del ni-vel freático, donde el contenido de agua del sueloes el mismo que debajo de dicho nivel. El aguaen la franja capilar difiere de la subyacente (capafreática) en que posee una presión menor que lapresión atmosférica y está bajo tensión o succión.Esta agua no entra en las perforaciones o


piezómetros y se puede establecer con medicio-nes de contenido de agua en combinación conmediciones de presión hecha con tensiómetros.

La saturación se puede definir mediante dos con-ceptos relacionados pero no equivalentes: comopresión de agua en el suelo o como contenidode agua en el suelo. En el primer caso el sueloestá saturado cuando el agua del suelo tiene unapresión igual o mayor que la atmosférica, y loshorizontes que se hallan en la franja capilar nose consideran saturados; en el segundo caso, elhorizonte está saturado cuando todos los porosestán llenos de agua, excepto aquellos que con-tienen aire entrampado y la franja capilar se con-sidera parte de la zona saturada. El espesor de lazona saturada varía según como se defina la sa-turación: la definición por presión no incluye lafranja capilar, mientras que la definición por sa-turación en base al contenido de agua la incluye(Vepraskas y Sprecher, 1997).


Minerales de neoformación: OxidospedogenéticosLa mineralogía de los suelos anaeróbicos es untema complejo por su carácter interdisciplinarioy casi no tratado en Argentina. La composiciónmineralógica del suelo posee influencia en elcolor del mismo por el estado de oxidación (oxi-dado o reducido) del Fe y sus formas (tipo deóxido) y óxidos de manganeso. Los óxidos dehierro (óxidos, oxidróxidos y óxidos hidratados)son los óxidos metálicos más abundantes en sue-los y se encuentran como partículas muy finasformadas de una o más formas minerales, dis-persas en la masa del suelo o concentradas enhorizontes discretos o rasgos morfológicos par-ticulares. Hematita, goethita, lepidocrocita,maghemita y ferrihidrita son óxidos de hierroque producen variados colores en el suelo desdeamarillo a rojo, aún en muy bajas concentracio-nes (Schwertmann, 1993); suelen poseer maticesdistintivos aunque el color está afectado por laconcentración, tamaño de las partículas y gradode cristalización. La hematita es típica de suelosaeróbicos de climas cálidos hasta templados, conmatices entre 10YR o 5YR a 5Y; la goethita varíaentre 10YR y 7,5YR; la lepidocrocita se encuen-tra en ambientes fluctuantes aeróbicos yanaeróbicos y al igual que la ferrihidrita requie-re como precursor la presencia de hierro reduci-do en la solución del suelo; es común en áreastempladas, con matiz 7,5YR cuando está biencristalizada o 5YR si es pobremente cristalina yluminosidad 6 o más y es la forma de hierro que

suele formar rizoconcreciones anaranjadas alre-dedor de raíces vivas en suelos saturados. Lamaghemita se encuentra en suelos afectados porfuego con matices entre 2,5YR y 5YR. Laferrihidrita se forma en ambientes saturados don-de en algún momento se produce rápida oxida-ción y es típica de suelos gleizados, con maticesentre 7,5YR y 2,5YR pudiendo también formarrizoconcreciones más rojas que las mencionadas;es semejante a la lepidocrocita, pero más oscuracon luminosidad inferior a 6.

Los suelos anaeróbicos generalmente carecen delos colores mencionados entre amarillos y rojospues los óxidos de hierro son parcial o totalmen-te eliminados durante el estado reducido, y loscolores son verdosos o grisáceos, a veces propiosde los minerales de material del suelo. Sin em-bargo hay colores que pueden ser autigénicoscomo los colores verde-azulados oscuros que pue-den formarse en materiales con arcillas ricas enhierro (Schwertmann, 1993), denominados greenrust. Estos compuestos no son totalmente cono-cidos y constituyen una mezcla inestable al airede hidróxidos de hierro muy difíciles de deter-minar en suelos Por el color similar de estos com-puestos con el de suelos redoximórficos se ha su-gerido que son los responsables de los mismos.También suelos anaeróbicos pueden tener colo-res azulados inestables a la exposición al aire eindican la presencia de hierro en estado reduci-do. Matices neutros y colores grisáceos y verdesse pueden desarrollar en suelos con más de 0,002% de ión ferroso (Daniels et al., 1961). Tambiénel color azulado puede deberse a la presencia devivianita. La formación biótica de óxidos de hie-rro se produce por microorganismos que puedenoxidar el hierro soluble en suelos anaeróbicos,algunos adaptados a condiciones de pH muy áci-dos como Thiobacillus ferrooxidans y otros a pHmás elevados como Gallionella y Lepthotrix (pararevisión de microbiologia de bacterias de hierrover Lundgren y Dean, 1979). Generalmente losóxidos formados por oxidación microbiana sonferrihidrita, como agregados esféricos cubrien-do células de bacterias y algas, gohetita ylepidocrocita en gasterópodos y esponjas, y mag-netita. El significado de la formación biótica deóxidos de hierro en suelos no se conoce exacta-mente (Schwertmann y Taylor, 1989).

Por otro lado, desde la Geología del Cuaternariose utiliza el estado de oxidación y la mineralogíamagnética de los suelos y paleosuelos (Orgeiraet al., 1998; Nabel et al., 1999; Mercader et al.,2005; Guichon et al., 2008). A su vez, se utilizanmedidas de susceptibilidad magnética para deli-mitar suelos hídricos (Grimley y Vepraskas, 2000).


La condición de humedad del suelo afecta la gé-nesis de minerales de neoformación e indirecta-mente a otras propiedades de los suelos comomedidas de susceptibilidad magnética. En el suelosuele haber minerales ferrimagnéticos comomagnetita, maghemita y titanomagnetita. Mu-chos de ellos se forman por: 1) disolución y con-centración de sedimentos circundantes o 2) alte-ración in situ del sedimento, por pedogénesis(Heller et, al., 1993) generando más mineralesferrimagnéticos, los que son más abundantes enel solum. Sin embargo, cuando en el mismo ope-ran procesos de reducción química,meteorización o quelación de hierro (Espodosoleso suelos pobremente drenados) las señales mag-néticas disminuyen y quedan enmascaradas porla combinación de los compuestos de hierro concompuestos orgánicos. Por ejemplo, hayEspodosoles con alto contenido de hierro forman-do quelatos, por tanto no es posible correlacionarel contenido de hierro con la susceptibilidadmagnética. En la Región Pampeana no hayEspodosoles, pero están presentes suelosredoximórficos con distintos grados de evolucióny con distribución localizada; por ese motivo, paraabordar esta rama de la ciencia es necesario co-nocer los procesos pedogenéticos específicos encada ambiente particular y la capacidad de losmismos en generar minerales ferrimagnéticos. Elambiente más favorable está en los suelos biendrenados, ricos en materia orgánica, moderada-mente ácidos, con material originario que poseeminerales primarios que contienen hierro (Maher,1998). El primer mineral neoformado por preci-pitación a partir de la solución del suelo es mag-netita o maghemita. Puede formarse por proce-sos inorgánicos y orgánicos; en el primer caso elhierro es liberado de las estructuras cristalinascomo formas ferrosas y no es necesaria la inter-vención de bacterias; caso en el cual la magneti-ta ultrafina granulada (0,1 a < 0.01mm), puedeconsiderarse autigénica de origen inorgánico(Maher y Taylor, 1988); en el otro caso puedegenerarse principalemte por fermentación don-de la acción bacteriana reduce el ion férrico, queluego es oxidado a magnetita que puede o noser oxidada a la forma más estable, maghemita.De todas maneras, las condiciones óptimas paraformación de minerales ferrimagnéticos son: cli-ma cálido, y alternante húmedo y seco: la mag-netita se forma durante el período húmedo pormeteorización y en el seco se transforma amaghemita. Los microorganismos reducen inicial-mente los óxidos minerales menos cristalinos yaque aquellos bien cristalizados como hematita ygoethita se reducen muy lentamente (Lowley,1995).

Clasificación

HistoriaLos suelos afectados por exceso de agua han sidoreconocidos desde las primeras clasificaciones.Así, en la clasificación rusa de Sibirtsev de 1895se ubica a los suelos pantanosos en la división Bde suelos intrazonales junto con los suelosalcalinos. En EE.UU. la clasificación de Marbut(1921) reconoce a los suelos hidromórficos en laCategoría III tanto en los Pedalferes como en losPedocales, diferenciando suelos pantanosos, glei,aluviales y de turba. En la clasificación de EE.UU.de 1938 (Baldwin et al., 1938) los SuelosHidromórficos constituyen uno de los subórdenesdel Orden Intrazonal, diferenciando los siguien-tes Grandes Grupos: Suelos de pradera húmeda(meadow soils o Wiesenboden), de Praderaalpinos, (Alpine meadow soils), Pantanosos (bogsoils), Semipantanosos (half-bog soils),Planosoles, y variantes hidromórficas de Podzolesy Lateritas. A todos estos suelos se los consideraafectados por el proceso de gleización. Esta cla-sificación reconoce que el término hidromórfico(al igual que halomórfico y calcimórfico) no estotalmente satisfactorio ya que lleva implícitasconsideraciones genéticas, más que característi-cas del suelo. Esta afirmación parece anticiparlos criterios más objetivos que se tuvieron encuenta más tarde en la elaboración del sistemaTaxonomía de Suelos.

La clasificación de Kubiëna (1953), en la cual sebasó la clasificación alemana, otorga papelprepoderante a la acción del agua en la evolu-ción de los suelos, diferenciando en el primernivel a: 1) Suelos subácueos, 2) Suelossemiterrestres y 3) Suelos terrestres. Al respecto,Papadakis (1960) opina que esta clasificación, yotras europeas similares, extienden los límites dela pedología; es decir, permiten caracterizar sue-los en los sustratos de cuerpos de agua someros,completando las variaciones de lastoposecuencias. La clasificación francesa antigua(Com. de Pédologie et de Cart. des Sols, 1967)incluía en su nivel más alto (Clase) a los SuelosHidromórficos, diferenciándolos en tres Subclases:orgánicos, medianamente orgánicos y mineraleso poco humíferos.

El sistema Taxonomía de SuelosA diferencia de muchas otras clasificaciones, enTaxonomía de Suelos (Soil Survey Staff, 1999) noexiste una categoría máxima que agrupe a lossuelos afectados por hidromorfismo, los cualesestán subordinados a otros procesos y se los indi-


ca, como máximo, a nivel de Suborden (Acuol,Acualf, etc.). Según Guy Smith, uno de los auto-res de Taxonomía de Suelos, se siguió este crite-rio desde las primeras aproximaciones por razo-nes prácticas, ya que durante la caracterizaciónde los Molisoles del estado de Illinois se advirtiósimilitud de rendimientos de los cultivos y demuchas propiedades entre los suelos de áreasdeprimidas que habían sido drenados (Acuoles)y los situados en las áreas elevadas adyacentes(Udoles). Una situación similar se encontró enUltisoles del sur entre Acuultes y Udultes. Smithdeduce de ello que si se hubiera agrupado en elmismo Orden a los suelos hidromórficos, tendríanque «convivir bajo el mismo techo» suelos muydisímiles, como por ejemplo Acuoles y Acuultes.Smith deseaba diferenciar los suelos con régimenácuico a un nivel aún más bajo (Gran Grupo),pero encontró gran oposición (Smith, 1986).

Los criterios de la Taxonomía de Suelos coinci-den con afirmaciones de Papadakis (1960), paraquien los suelos con mal drenaje tienen muchascaracterísticas en común con los suelos biendrenados de una región, por lo cual deberían ex-cluirse de los suelos intrazonales y ser clasificadosjunto con los suelos zonales correspondientes.

Hasta 1992, las claves exigían el régimen de hu-medad ácuico a los subórdenes «acu», ademásde otras características asociadas a humedadcomo moteados, colores con intensidad baja,horizontes hísticos, etc., a pesar de que este ré-gimen no está estrictamente definido, como losotros regímenes, sobre todo en lo que respectaal período en que el suelo debe estar saturado.Para remediar esta situación, y siguiendo las re-comendaciones del Comité para Régimen de Hu-medad Acuico (ICOMAQ), en la edición 1992 delsistema Taxonomía de Suelos (Soil Survey Staff,1992) se eliminó el requerimiento de tal régimende humedad y se definieron las «condicionesácuicas» que deben satisfacer los suelos que seincluyan en los Subórdenes «acu» o Subgrupos«ácuicos». Los elementos que definen estas con-diciones son:

Saturación: caracterizada por presión ceroo positiva en el agua del suelo y generalmentese determina observando el agua libre en un ori-ficio no revestido realizado con barreno. La du-ración de la saturación requerida para crear con-diciones ácuicas es variable según los ambientesy no se especifica. Se establecen tres tipos de sa-turación:

Endosaturación: el suelo está saturado en

todas sus capas desde el límite superior de la sa-turación hasta una profundidad de ≥≥≥≥≥ 200 cmdesde la superficie del suelo mineral. Es produci-da por agua freática.

Episaturación: el suelo está saturado en unao más capas dentro de los primeros 200 cm y tie-ne una o más capas no saturadas por debajo dela capa saturada. Es producida por «capas colga-das» que aparecen por encima de capas de per-meabilidad lenta.

Saturación ántrica: corresponde a suelosinundados en forma controlada para la produc-ción de determinados cultivos, por ejemplo,arroz.

La duración del período de saturación requeridopara crear condiciones ácuicas varía en los dis-tintos ambientes y no se especifica.

Grado de reducción: se puede caracterizarmidiendo el potencial redox, determinación quepresenta algunas dificultades. Una prueba decampo sencilla consiste en verificar la presenciade hierro reducido aplicando α α dipiridilo ensolución neutra de acetato de amonio l N, sobrela superficie recién abierta de un agregado; eldesarrollo de color rojo intenso indica la presen-cia de hierro reducido. No se especifica duraciónde las condiciones reductoras.

Rasgos redoximórficos: son producidos enel perfil del suelo por la reducción y oxidación decompuestos de hierro y manganeso. Pueden ser:

Concentraciones redox: incluyen: 1)nódulos y concreciones; 2) cuerpos blandos deforma variable dentro de la matriz y 3)revestimientos en poros.

Pérdidas redox (redox depletions): son zo-nas de intensidad baja (≤≤≤≤≤ 2) originadas por pér-didas de: 1) óxidos de Fe y Mn (albanes oneoalbanes) o 2) óxidos de Fe y Mn y arcilla(revestimientos de limo o esqueletanes).

Matriz reducida: matriz de suelo que tie-ne baja intensidad in situ, pero experimenta unavariación en matiz o intensidad dentro de los 30minutos de exposición del material al aire. Ensuelos que no tienen rasgos redoximórficos visi-bles, la reacción positiva al α α dipiridil satisfa-ce la exigencia de estos rasgos.

De acuerdo con las modificaciones mencionadasse incorporaron nuevos Grandes Grupos a los


Subórdenes «acu». Por ejemplo, dentro de lostaxones existentes en la Región Pampeana apa-recen los Epiacualfes y Endoacualfes dentro delSuborden Acualf; los Epiacuoles y Endoacuolesen los Acuoles; los Epiacuentes y Endoacuentesen los Acuentes y los Epiacuertes y Endoacuertesen los Acuertes.

Un mérito de esta clasificación es destacar lascaracterísticas transicionales del drenaje a nivelde subgrupo, por ejemplo ácuico, oxiácuico,para los regímenes údico o ústico, o aérico pararégimen ácuico. De tal manera es posible dife-renciar con cierta precisión los suelos de unatoposecuencia.

La Base Referencial Mundial del Recur-so Suelo (WRB)Este sistema reúne en su nivel más alto (Gruposde Suelos de Referencia, GSR) a los suelos afecta-dos por hidromorfismo, siguiendo criteriosgenéticos de otras clasificaciones, particularmen-te europeas, aunque diferenciando más de unsuelo en ese nivel. En la versión de la clasifica-ción de FAO-UNESCO de 1990 se reformularonlas propiedades hidromórficas, adoptando, an-tes que la Taxonomía de Suelos, algunas de laspropuestas del ICOMAQ. Así, se diferencian «pro-piedades gleicas» y «propiedades estágnicas»,según predomine el hidromorfismo profundo(Gleisoles) o de superficie (Estagnosoles,Planosoles), respectivamente. En la versión másreciente del sistema WRB (IUSS Working GroupWRB, 2006) (Versión castellana de 2007) las pro-piedades gleicas y estágnicas han sido suprimi-das. En su lugar se han establecido las siguientespropiedades de diagnóstico:

Patrón de color gleicoLo presentan los suelos que permanecen satura-dos por agua freática durante un período sufi-ciente para que se desarrollen condicionesreductoras (de unos pocos días en los trópicos aunas pocas semanas en otras regiones). Los crite-rios de diagnóstico son: ≥≥≥≥≥ 90 % (área expuesta)con colores (Munsell) reductimórficos neutros (N1/0 a N 8/0), o azulados a verdosos (2.5Y, 5Y, 5G,5B) o ≥≥≥≥≥ 5 % de moteados con colores oximórficos,que comprenden cualquier color, excluyendo losreductimórficos.

Patrón de color estágnicoSe desarrolla en suelos saturados, por lo menostemporariamente, con agua superficial. Se pre-senta en forma de moteados de manera tal quela superficie de los agregados o matriz es más

clara y pálida y el interior de los mismos es másrojizo y brillante que las partes no redoximórficas.

Condiciones reductorasPresentan una o más de las siguientes condicio-nes: 1) un valor de rH (logaritmo negativo de lapresión parcial de hidrógeno) inferior a 20; 2)presencia de Fe2+ (detectado mediante á á ´dipiridil); 3) presencia de sulfuro de hierro o 4)presencia de metano.

Los Grupos de Suelos de Referencia que incluyenalgunas de estas propiedades de diagnóstico son,según el orden en que aparecen en la clave, lossiguientes:

-Gleisoles: condiciones reductoras en los prime-ros 50 cm del suelo mineral y patrón de coloresgleicos en la mitad o más del volumen de suelo.

-Planosoles: cambio textural abrupto dentro delos primeros 100 cm y directamente por encimao por debajo una capa de ≥≥≥≥≥ 5 cm con condicio-nes reductoras parte del año y la mitad o másdel volumen con patrón de colores estágnicos oun horizonte álbico.

-Estagnosoles: condiciones reductoras en algunaspartes en los primeros 50 cm del suelo mineraldurante parte del año y patrón de coloresestágnicos o un horizonte álbico en la mitad omás del volumen de suelo.

La presencia de condiciones hidromórficas espe-cíficas presentes en otros suelos se puede desta-car en el segundo nivel a continuación del nom-bre del GSR mediante los calificadores del grupoI que indican cualidades propias de cada GSR otransicionales (intergrados) a otros GSR. comogleico (endogleico, epigleico), estágnico(endoestágnico, epiestágnico), subacuático,límnico, flúvico, tidálico (inundado por mareas),etc. Otras condiciones subordinadas relaciona-das con horizontes, propiedades o materiales dediagnóstico, con determinadas características fí-sicas, químicas, etc., se indican luego entre pa-réntesis mediante los calificadores del grupo II,como por ejemplo oxiácuico (saturación con aguacon alto contenido de oxígeno disuelto), glósico,sódico, redúctico, etc.

También se pueden encontrar sueloshidromórficos que poseen materiales de diagnós-tico relacionados con cuerpos de agua, talescomo: material flúvico (materiales estratificadosde origen fluvial, marino o lacustre), material


límnico (depósitos subacuáticos tales como tie-rra coprogénica o turba sedimentaria, tierra dediatomeas, marga y gyttja) y material sulfuroso(depósitos saturados con agua que contienenazufre principalmente en forma de sulfuros). Losmateriales flúvicos caracterizan al GSR Fluvisoles,mientras que los otros dos materiales y se desta-can en el segundo nivel mediante los calificado-res límnico y tiónico.

La clasificación prevé también condicioneshidromórficas inducidas por el hombre (riego,arrozales) mediante los siguientes horizontes dediagnóstico: antrácuico: horizonte superficial conevidencias de oxidación-reducción formado poruna capa amasada (puddled layer) a la quesubyace un piso de arado (plough pan);hidrárgico: horizonte subsuperficial que puedesubyacer al piso de arado, con evidencias de se-gregación de Fe y Mn; irrágrico: horizonte su-perficial formado por la aplicación de agua deriego con grandes cantidades de sedimentos. Es-tos horizontes caracterizan a algunos Antrosoles(Antrosoles hidrárgicos, Antrosoles irrágricos)

Otras clasificacionesLa nueva clasificación francesa (RéférentielPédologique; Baize y Girard, 1995) diferencia elhidromorfismo profundo y de superficie, esta-bleciendo los horizontes de referencia«redúctico» y «redóxico», respectivamente, ade-más del horizonte hístico. Estos horizontes sonexigidos en los suelos Reductisoles, Redoxisoles(o Planosoles o Luvisoles-Redoxisoles), eHistosoles, respectivamente.

Otras clasificaciones de distintos países tambiénubican a estos procesos en la categoría más alta;por ejemplo: Canadá (Orden Gleysolic), Brasil(Clases Solos hidromórficos, Planossolos), Rusia(Gleyzems, Turbas, Solods, etc.), Inglaterra y Ga-les (Grupos Principales Groundwater gley soils,Raw gley soils, Surface gley soils y Peat soils),Australia (Orden Hydrosols). La clasificación deUruguay reconoce el horizonte subsuperficialgleyco y a los Suelos Hidromórficos en su nivelmás alto (Orden), diferenciando a los GrandesGrupos Gleysoles e Histosoles; también recono-cen al Gran Grupo Planosoles dentro del OrdenSuelos Saturados Lixiviados (Durán, 1991).

Suelos hidromórficos de la RegiónPampeanaComo una síntesis, se mencionarán lassubregiones en las que el proceso de hidromorfiaestá generalizado.

En las unidades geomorfológicas de la provin-cia de Buenos Aires (INTA,1989), se destacan: 1)la «llanura continental plano-cóncava», que abar-ca casi toda la subregión conocida como PampaDeprimida (90.000 km2) y 2) un área flanqueadapor el pedemonte sur de las Sierras Septentrio-nales y el pedemonte norte de las Sierras Austra-les, aproximadamente entre Olavarría y CoronelPringles. Los problemas de drenaje que abarcangran parte del área provienen del relieve suma-mente plano que dificulta la formación de unared de drenaje bien organizada a pesar del climahúmedo imperante. Se suma a ello la baja per-meabilidad de los suelos debida a los elevadostenores de arcilla en muchos casos. Los suelosmás comunes son: Argiacuoles, Argialboles yArgiudoles ácuicos. Frecuentemente, las deficien-cias en el drenaje natural son acompañadas porexceso de sales y sodio intercambiable, y en estecaso los suelos más comunes son Natracuoles yNatracualfes.

Otra subregión con elevado porcentaje de sue-los hidromórficos son las «llanuras costeras», so-metidas a ingresiones del mar durante elCuaternario. Se extienden en zonas costeras delrío de la Plata, particularmente en las cercaníasde la bahía de Samborombón. Muchos de lossuelos tienen elevados tenores de arcilla (40-70%) desde la superficie, en parte con característi-cas expandibles, que ubican a estos suelos en elOrden Vertisol. Los tenores de sodio intercam-biable son elevados y a veces las sales solublestambién, en cuyo caso los suelos se clasificaríancomo Natracuertes.

El Delta del río Paraná es una subregión clásicadonde dominan los suelos hidromórficos(Reichart, 1944, Bonfils, 1962, INTA 1981), concondiciones ácuicas, muchas veces extremas,anegamiento e inundación frecuentes y nivelfreático cercano a la superficie. Las condicionesreductoras abarcan gran parte de los perfilesdurante períodos prolongados. Algunos de lossuelos de mayor difusión son Hapludoles ácuicosy fluvacuénticos, Endoacuoles y Endoacuentes.

La Pampa Arenosa es una subregión que abarcael NO de la provincia de Buenos Aires, y se extendeal E de La Pampa y SE de Córdoba. Se trata de unárea cuyo paisaje fue modelado en gran partepor el viento, alternando distintos tipos de du-nas (longitudinales, parabólicas) formadas en unclima más seco que el actual y muchas yaestabilizadas. Existen también mantos arenososy depresiones hidro-eólicas. Se trata de un área


totalmente arreica. La subregión experimentófluctuaciones en los regímenes de lluvias con al-ternancia de períodos secos con marcada de ero-sión eólica y períodos de excesos hídricos conanegamientos y posterior salinización de los sue-los por ascenso del nivel freático. A comienzosde la década de 1970 comenzó un ciclo húmedoque provocó el anegamiento de extensas super-ficies, particularmente las depresiones alargadasque se extienden entre las dunas longitudinales.Muchos de los suelos de estos sectores sonpoligenéticos, con perfiles que muestran super-posición de diferentes materiales. Son comuneslos horizontes B enterrados, a veces endurecidos,que provocan dificultades en el drenaje internode los suelos, agravando el problema delanegamiento. Muchos de los suelos de las áreasdeprimidas son sódicos y a veces también salinos.Los más comunes son Hapludoles tapto-nátricos,Natracuoles y Natracualfes (ver Capítulo 3 y 6).

Otras áreas con suelos hidromórficos son las lla-nuras fluviales contiguas al Río Colorado y laDepresión Lacunar de las Lagunas Encadenadas.

En la provincia de Santa Fe se encuentran losBajos Submeridionales, extensa depresión que seextiende ininterrumpidamente desde el límitecon el Chaco hasta la parte central de la provin-cia, y en forma discontinua a través de un siste-ma de cañadas hasta el límite norte de la PampaOndulada. Este ambiente atraviesa en el área cen-tral de la provincia la Pampa Llana Santafesina,y al norte la Llanura Chaqueña y la Cuña Boscosa.Los suelos dominantes son Acualfes.

Una de las primeras regionalizaciones de suelosde la Región Pampeana corresponde a Miaczynskiy Tschapek (1965), quienes utilizaron las clasifi-caciones de URSS y EE.UU. De dicho estudio, queno incluye a la provincia de Entre Ríos, se hanseleccionado los suelos hidromórficos y la super-ficie que ocupan (Tabla 4.11). Una cuantificaciónmás reciente de suelos hidromórficos basada encartografía del INTA (1989, 1990) se incluye en laTabla 4.12.

Hidromorfismo y aspectos aplicados

Las observaciones de Darwin (1944) y los relatosde los lugareños se plasman en estas frases… «Du-rante mi viaje, se me refirió en términos exage-rados cuales habían sido los efectos de la últimagran sequía. Se le da el nombre de gran seca ogran sequía al período comprendido entre losaños 1827 y 1832. Durante ese tiempo llovió tanpoco, que la vegetación desapareció y hasta los

cardos no crecieron». Más adelante afirma «Des-pués de la gran sequía de 1827-32 sobrevino unaépoca de grandes lluvias que produjo vastas inun-daciones. Es, pues, casi seguro que millares deesqueletos fueron sepultados por los sedimentosdel mismo año que siguió a la sequía. ¿Qué diríaun geólogo viendo una colección tan enorme deosamentas, pertenecientes a animales de todaslas especies y de todas las edades, sepultados poruna espesa capa de tierra? ¿No se sentiría dis-puesto a atribuirlo a un diluvio mas bien que aun curso natural de las cosas?»

Las sequías y las inundaciones acaecieron en dis-tintos momentos de la historia de la tierra y con-tinúan, con diversas causas y efectos. La historiareciente registra numerosos eventos a veces ca-tastróficos. En algunos lugares de la RegiónPampeana afectaron hasta a Argiudoles típicos,en los cuales la influencia de la saturación fueleve, ya sea por sus propiedades intrínsecas y/oel espaciamiento temporal y duración de los pe-ríodos y por ello mantienen el alto potencial deproducción (Figura 4.17).

Suelos con distinto gradode hidromorfismo y productividadEl grado de hidromorfismo varía desde aquellossuelos bien drenados, sin limitaciones para lasprincipales producciones (Ej. Argiudoles típicos),hasta el extremo de los suelos mal drenados osuelos subácueos (sedimentos del fondo de lagu-nas o espejos de aguas permanentes osemipermanentes).

Suelos con distinto grado de hidromorfismo na-tural se muestran en una toposecuencia (31° 15´S),desde la Pampa Llana Santafesina (PLlS), al oes-te, hasta los Bajos Submeridionales Sur (BSS), aleste (Figura 6.6) En esta secuencia regional lossuelos poseen diversas clases de drenaje natural,desde bien drenados hasta muy pobrementedrenados, con influencia de capa de agua alta einundaciones frecuentes. El grado de hidromorfiase incrementa en la dirección mencionada. Lostres Subgrupos y Series de la parte más alta ymejor drenada presentan diferencias por su gé-nesis, donde el relieve y, en particular, elmicrorrelieve ejercieron gran influencia paragenerar suelos distintos (ver Capítulo 3). Estos sue-los, que también se encuentran en la Pampa On-dulada y sectores de la provincia de Córdoba,son Argiudoles típicos y ácuicos y Argialboles tí-picos, cuyos Indices de Productividad (IP) son 81,65 y 58, respectivamente.Los tres suelos del sector más bajo poseen drena-


La destacada disminución de los IP, en el sentidode O-E es por el drenaje y en el sentido S-N prin-cipalmente por la disminución y mayor irregula-

Clasificación de URSS Clasificación de EE.UU. Superficie(km2)

Sin tosca 95.400Chernozoides y Castañosde vega (y algunos Solods)

Gley húmicos y subhúmicosPlanosoles (y algunos Solodes) Sobre tosca 13.800

Suelos aluviales Suelos aluviales, Half-bog(Semipantanosos) y Bog(Pantanosos)

9.750

Suelos de marismas Suelos de marismas 4.000

Superficie total 122.950

Superficie Región Pampeana: 476.000 km . Porcentaje de suelos hidromórficos: 25,5 %Basado en Miaczynski y Tschapek (1965).

2

Tabla 4.11 Suelos hidromórficos de la Región Pampeana segúnlas clasificaciones antiguas de URSS y EE.UU.

Tabla 4.12 Superficie (km2) de suelos hidromórficos (nivel de Suborden)en provincias de la Región Pampeana

Suborden Buenos Aires Santa Fe Córdoba Entre Ríos Total

Acuoles 34.000 12.600 8.400 10.800 65.800Alboles 11.500 10.300 9.600 - 31.400Acualfes 18.300 29.200 15.000 7.600 70.100Acuentes 1.600 - 3.300 3.400 8.300Acueptes - - - 1.800 1.800Acuertes* 6.000 - - - 6.000No diferenciado** - 22.000 - - 22.000

TOTAL 71.400 74.100 36.300 23.600 205.400

Superficie provincial 307.500 133.000 165.300 78.800 684.600Porciento de sueloshidromórficos respectoa superficie provincial

23,2 55,7 22,0 29,9 30,0

* Comprende Peludertes y Cromudertes acuénticos de llanuras costeras de la provinciade Buenos Aires.** Comprende superficie de complejos indiferenciados con suelos hidromórficosBasado en INTA, 1989 y 1990.

je deficiente, principalmente por la presencia dela capa freática que fluctúa, pudiendo aflorar aveces. Conjuntamente con el alto grado dehidromorfismo, la capa de agua aporta sales desodio a los suelos, generando horizontes nátricos.Aquí se encuentran Natralboles, Natracuoles yNatracualfes, cuyos IP son 28, 22 y 13, respectiva-mente. Estas toposecuencias pueden tener otrointegrante cuando la parte más baja es una lagu-na temporaria, sectores cóncavos de vías deescurrimiento o planicies de inundación de arro-yos. Allí el integrante de ese sector puede ser unAlbacualf (IP=15), donde la dinámica de la capafreática, con el agua de las precipitaciones y delescurrimiento superficial, determinan que lostenores de sodio de intercambio y sales sean me-

Tabla 4.13 Subgrupos de suelos y sus Indicesde Productividad (IP) en tres toposecuencias

de Santa Fe

ArgiudolLugartípico ácuico

Argialbol Natralbol Natracuol Natracualf Albacualf

Norte30º 10´ S

72 65 49 22 14 3 5

Centro31º 15´ S

81 65 58 28 22 13 15

Sur33º 30´ -34º 20´ S

90 68 38 15 32 *

*Argiacuol vértico


tablece que la receptividad productiva para cam-pos de cría con sistematización de agua (diques)del Delta bonaerense, combinados con la fores-tación de salicáceas, sería de alrededor 0,6 EV/ha. En campos del Predelta entrerriano coninvernadas largas, la receptividad sería de 0,4 EV/ha. Según los valores de producción actual y pro-yecciones futuras se podría alcanzar un rodeo demás de 700.000 EV, mientras que en el Delta bo-naerense (16% del área) se podría aumentar laproducción de carne de 70 a 100 kg/ha/año(Méndez, 2006). Una ventaja complementariapara la zona es la proximidad a centros de con-centración, comercialización y consumo. El in-cremento de las actividades agropecuarias ofre-ce alternativas de diversificación y de eficienciaen el uso de los ambientes pero necesita un mí-nimo de planificación para lograr la estabilidadde la producción, generando mínimo impactoambiental, tanto en sistemas ganaderos puroscomo en sistemas silvopastoriles.

También en la Pampa Deprimida se señalan au-mentos de producción logrados con cambios demanejo del suelo y del rodeo. Comparando unsistema de producción extensivo característico dela Pampa Deprimida de 70 kg carne/ha/año, conuno intensivo como el de INTA Balcarce, con 40años de experiencia, basado en pasturas cultiva-das y fertilizadas, este último alcanza 270 kg/ha/año, aunque dicho aumento se logró a expensasde pérdida de eficiencia de energía (Cauhépé eHidalgo, 2005). Este es un hecho común cuandose pasa de producciones extensivas de bajosinsumos a producciones intensivas con importan-tes inversiones, que no solo son de energía sinode conocimientos, dedicación y continuidad.

En los Bajos Submeridionales (BS) se logró dupli-car la producción utilizando pastoreos rotativosintensivos. Los campos donde se implementanmanejos continuos convencionales, tienen unaproducción de 60 kg/ha/año, con una estimaciónposible de producción de 120 kg/ha/año, utili-zando la tecnología disponible. Esta estimaciónse superó hasta llevar la producción a 128 kg/ha/año con rodeos de cría y a 167 kg/ha/año connovillitos de 180 kg. Este gran incremento de laproducción se logró con pasturas naturales onaturalizadas, representativas de los BS y adap-tadas a suelos anegables y salinos. Parafraseandoa un productor… «Creo que superar y hasta du-plicar los valores promedios de la zona, es total-mente posible con una tecnología económica,que se basa en: 1) subdivisión de potreros, 2)pastoreo rotativo y 3) dedicar tiempo a la obser-vación a los cambios que van teniendo lugar en

Figura 4.17 Argiudol típico, Serie Rafaela, con capade agua a 50 cm de profundidad. (Mayo 2007).

ridad en los montos anuales y mensuales de laslluvias y aumento del déficit hídrico.

Mejoramiento de las actividades productivas. Enel Delta bonaerense el peligro de inundacióncondiciona las alternativas productivas y por ello,previamente al inicio de las actividades, tantoganaderas como forestales, se necesitan obras desistematización como canales y terraplenes. Ensectores, la ganadería se desarrolló principalmen-te en pasturas naturalizadas bajo plantacionesde álamos, en sistemas protegidos, y con el obje-tivo inicial de minimizar los incendios forestalesy controlar las malezas. La forestación es y se-guirá siendo una actividad importante. Además,el Delta recibe gran parte de la hacienda que esdesplazada de la llanura pampeana por las acti-vidades agrícolas (granos u oleaginosas), en elDelta entrerriano y en el Delta bonaerense, don-de se combina con la actividad forestal en siste-mas silvopastoriles (Méndez 2006).

De acuerdo a las evaluaciones de materia seca,proteína y digestibilidad y, considerando los re-querimientos de un equivalente vaca (EV), se es-


la vegetación, para insistir en los positivos y co-rregir los que no lo son» (Manfredi, 1999).

Sin profundizar en estos temas, dado que estano es una obra de manejo de suelos, se puededestacar que en los ambientes hidromórficos,como los pertenecientes al Delta y Predelta, Pam-pa Deprimida y los Bajos Submeriodionales, sepuede incrementar y duplicar la producción ac-tual de carne vacuna , diversificar el uso del sue-lo y, simultáneamente, mejorar la calidad am-biental reduciendo la degradación al mínimo yfavoreciendo la conservación de la biodiversidady los servicios que esta presta a la producciónagropecuaria. Algunas de las acciones recomen-dadas para alcanzar esos logros son: 1) Uso de lavegetación natural en las áreas con drenaje defi-ciente, ya que ésta puede ser un importante re-curso forrajero; para ello se necesita buen cono-cimiento de su integración a la producción me-diante óptimo manejo, descartando su elimina-ción; 2) Manejo de la carga animal, pastoreo di-ferido; 3) Intersiembras; 4) Fertilización; 5) Usodel fuego prescripto; 6) Mejoras en infraestruc-tura (subdivisiones, aguadas, clausuras); 7) Ma-nejo de excedentes hídricos, control del «pelode agua», drenajes; 8) Praderas polifíticas,corrugado, siembra aérea; 9) Cultivares resisten-tes a exceso y déficit de agua, salinidad/alcalinidad, fuego, pisoteo, sobrepastoreo, tem-peraturas extremas, etc.

Sería deseable contar con políticas de estímulotanto para la producción intensiva con altosinsumos como a la extensiva con eficiencia ener-gética, con objetivos acotados y de largo plazo,a fin de implementar estos sistemas de produc-ción, que necesitan conocimientos, años de de-dicación y experiencia para lograr produccionesdefinidas que respeten los recursos naturales, par-ticularmente en ambientes frágiles como loshidromórficos. Areas de considerable extensión,como la Pampa Deprimida, el Delta y los BajosSubmeridionales, pueden mejorar las cadenas deproducciones alternativas, principalmente la ga-nadería de cría, donde actualmente se puede in-crementar la carga animal, duplicar la produc-ción de carne (kg/ha/año), mejorar el productoobtenido, incrementar la demanda de mano deobra y conservar los recursos naturales. La tecno-logía está disponible pero el logro de esos obje-tivos depende de decisiones políticas.

Suelos hidromórficos y expresióncartográficaEn la Región Pampeana la cartografía general seencuentra en escala 1:50.000 y está al alcance de

los usuarios. Los suelos bien drenados, puedenposeer fases con clases de drenaje deficiente; és-tas a veces ofrecen ligeras limitaciones para laevolución de los principales cultivos pero poseencomportamiento casi similar de los suelos conlos que se asocian (Ej. Fase imperfectamente dre-nada de la Serie Pergamino). Desde el punto devista práctico, los suelos de ambas unidadescartográficas se pueden considerar similares; ge-neralmente no se pueden separar en las zonasplanas de la Región Pampeana en cartas en esca-la de semidetalle.

Los mapas de rendimiento de cultivos, con esca-las de mayor detalle, producidos por la denomi-nada «agricultura de precisión», pueden mostraralgunas de las diferencias de fases por drenaje,erosión o profundidad, para identificar y sepa-rar espacialmente las causas que producen limi-taciones a la producción de cada lote. El desafíoes interpretar cuando las limitaciones se deben adiferencias genéticas o antrópicas, reversibles oirreversibles, para actuar en consecuencia; es ne-cesario dimensionar las posibilidades de elimi-nar o disminuir esas causas a fin de lograr incre-mentos de producción sustentable (R. De Carli,comunicación personal). (Figuras 3,17; 3,18 y 3.19de manchones en cultivos). Estos mapas de ren-dimientos de cultivos se han realizado en laszonas con suelos y cultivos de buena aptitudagrícola y rendimientos, donde se justifican lasaltas inversiones en conocimientos, tecnología ymaquinaria que requiere su confección. Para larealización de los mismos en sueloshidromórficos, con heterogeneidad pedológicay productiva, se necesita una base cartográficade mayor detalle que la escala 1:50.000 utilizadaen suelos bien drenados, para identificar inicial-mente las causas y alcance del escaso rendimien-to general de las unidades, que permita funda-mentar la realización de esos mapas de rendi-miento.

Las unidades cartográficas constituídas por sue-los mal drenados están compuestas por varios sue-los que integran Complejos o Complejosindiferenciados, como en la Pampa Deprimida.Los numerosos componentes son difíciles de in-ventariar debido a que requieren una minuciosaobservación de campo y laboratorio, que por subajo potencial de rendimiento (IP 1 a 20), a vecesno justifican estudios de mayor detalle para dis-tinguir los integrantes, desde la óptica económi-ca. En estos casos, es conveniente enfocar la in-tegridad del sistema, donde el suelo, la vegeta-ción natural y, sobre todo el manejo del agua ylos excedentes pueden tener gran impacto posi-


tivo. En todo caso se pueden aplicar prácticas demanejo adecuadas a los suelos con más limita-ciones y al mismo tiempo los mejores se veránbeneficiados. Suelos con diverso grado dehidromorfismo predominan en los Complejos dela PLlS y BSS (ver Capítulo 3), principalmente enla zona de transición localmente denominada«precañada», donde participan cinco suelos conalgún grado de hidromorfismo (excepto elArgiudol típico). En este caso sería importantedefinir los suelos que integran las unidades y es-timar su proporción para decidir el uso y manejoadecuado, tanto para lograr su máximo poten-cial como para reducir al mínimo las posibilida-des de degradación de los suelos y ambientes.

En la Región Pampeana los gradientesaltitudinales son mínimos, pero suficientes parala distribución de los fluidos en el sistema natu-ral. Sin abordar el origen de las formas deprimi-das del ambiente pampeano, es posible separardos conjuntos cartográficos de las mismas, utili-zando cartografía de base E: 1:50.000, y cuyasdiferencias son de: a) dimensión areal y b) conti-nuidad en el paisaje de la representacióncartográfica; en ambos casos las diferenciaspedológicas son a veces escasas y los suelos pue-den pertenecer a los mismos Grandes Grupos yestar ubicados en morfologías y posiciones delrelieve semejantes.

Ambientes deprimidos. Unidades cartográficasde escasa extensión. La distribución en superfi-cie parece ser al azar y la superficie que ocupan

es reducida al punto que a veces no se separande otras unidades cartográficas por la escala delmapa. En sectores cóncavos localizados de llanu-ra alta se encuentran suelos muy bien desarrolla-dos (Figura 4.19), por su ubicación en las partesbajas del relieve, que reciben agua y materiadesde sectores vecinos. Es típica la asociación deArgiudoles y Argialboles en la P O y PLlS dondeestos últimos suelos poseen características comu-nes tales como: presencia de horizonte E masivoy espesor variable, limite abrupto entre los hori-zontes E y B2, drenaje interno deficiente, muybaja infiltración, altas pérdidas de humedad porascenso capilar y evapotranspiración, cambios enel estado de saturación con agua, desde estarinundados a presentar sequías aperiódicas.

Analizando y comparando suelos en las mismasgeoformas y posiciones en el relieve, como porejemplo en lomadas planas extendidas, pendien-tes muy largas y suaves, depresiones planas so-meras, etc., tanto en la PO como en la PLlS, sepresentan similitudes en la secuencia de horizon-tes y buen desarrollo del horizonte E, que ad-quiere localmente mayor espesor y madurez enlas partes más planas o centrales de las zonasdeprimidas. (Piñeiro y Panigatti, 1972). A conti-nuación se escriben dos situaciones característi-cas de la Región Pampeana.

En el noroeste de la PLIS hay pequeños sectorescóncavos de Albacualfes (Serie Sarita, Figura 4.18)

Figura 4.19 Fotografía aérea de unidades cartográficas de Argiudoles típicoscon Albacualfes en depresiones de escasa extensión (INTA 1991).


En la Pampa OnduladaPampa OnduladaPampa OnduladaPampa OnduladaPampa Ondulada (INTA, 1974) se presen-ta una condición similar con los suelos equiva-lentes de la PLlS. La Serie Lima (Argiacuol) poseeun IP: 36, subclase de capacidad de uso Vw y ocu-pa el 0,1% de la superficie, en un paisajetopográficamente homogéneo donde domina laSerie Rojas (IP, 95) (ver Figura 3.18, Capitulo 3).

Con respecto al manejo y conservación del suelode la Serie Lima (INTA, 1974), se enfatiza que es-tos suelos de Clase V tienen «… escaso o ningúnriesgo de ser afectados por erosión; pero con otraslimitaciones que impiden el laboreo normal paralos cultivos comerciales. Por esta razón sólo re-sultan adecuados para ser usados como camposnaturales de pastoreo, pasturas cultivadas, bos-ques o como refugios de la fauna silvestre. Sue-los con drenaje muy pobre debido a la presenciade capas de permeabilidad lenta dentro del per-fil o a la infiltración de aguas provenientes deáreas circunvecinas. Son excesivamente húmedose impiden el crecimiento de cultivos importan-tes, pero son adecuados para la implantación degramíneas adaptadas». Estas afirmaciones, reali-zadas hace más de tres décadas, tienen vigenciaa pesar de nuevas tecnologías y cultivos comosoja, que si bien es ubicuo, tienen dificultadesde implantación y desarrollo aún en los «bajosdulces». Afortunadamente son superficies redu-cidas; por ello los mapas utilitarios a escalas re-ducidas muestran a los suelos mayoritarios (>99%) y estas muy pequeñas superficies se estudianlocalmente con destinos especiales como mon-tes con forestales adaptados, refugios, sombrapara ganado, reserva de biodiversidad, etc. Estasconsideraciones son extensivas a Albacualfes dela Pampa Llana Santafesina, con solo diferenciasde grado generadas por algunas diferencias

con E21 y E22 de unos 22 cm de potencia, límiteabrupto, moteados y concreciones de Fe y Mn,con muy bajo potencial de rendimiento (INTA1990a y b). En ambas cartas ocupan el 0,1% de lasuperficie, se hallan dispersos, aparentementecon distribución al azar y en áreas tan pequeñasque son irrelevantes para su consideración en elmanejo regional. Poseen un Indice de Producti-vidad (IP) de 5, muy inferior al Argiudol típico(Serie Villa Trinidad) de mayor IP de la carta (72).En otro sector de la PLlS, se identifican en ollasde deflación o situaciones similares, Albacualfes,Serie Arroyo Aguilar, Argiacuoles, Serie CampoAndino y Fragiacualfes, Serie Las Tunas. Las su-perficies que ocupan en la carta (INTA 1991) y losIP son: 0,4 % y 19; 0,4 % y 22; 0,7 % y 15. Los IPmás altos de la carta corresponden a Argiudolestípicos con valores de 81 o mayores.

climáticas que se reflejan en menores IP que enla Pampa Ondulada. Observaciones empíricasindicarían que en los bajos dulces del norte, losperíodos alternantes y breves de inundaciones ysequías son más frecuentes e intensos que en elsur de la Región Pampeana, aunque aún no hayevaluaciones (Panigatti 1990).

Ambientes deprimidos. Unidades cartográficasde mayor extensión. Estas unidades cartográficassuelen estar ubicadas en zonas de escurrimientoencauzado del terreno y/o planicies aluviales. Lossuelos poseen drenaje interno deficiente y peli-gro de inundación; en general las unidadestaxonómicas y propiedades de los suelos son si-milares a las tratadas anteriormente y las princi-pales diferencias cartográficas están dadas por ladistribución, extensión, representación y conti-nuidad de la unidad cartográfica. Numerosos arro-yos de la Región Pampeana poseen planicies deinundación de aproximadamente 10 metros deancho, de contornos irregulares y a vecesmicrorrelieves cóncavos y/o convexos. La hete-rogeneidad microtopográfica conduce a la inclu-sión de los suelos en Complejos cartográficos. Laszonas de relieve homogéneo cubiertas porArgiudoles, están atravesadas por zonas o víasde escurrimiento donde se encuentranArgiudoles ácuicos, Argialboles, Argiacuoles yAlbacualfes, ya sea como Fases de Series con dre-naje deficiente o formando Complejos en los sec-tores más inundables (Figura 4.20), donde la capafreática o suspendida carece de sales y álcalis yse encuentran suelos con régimen de humedadácuico con predominancia de Albacualfes.

Los Albacualfes de las planicies de inundación,depresiones o bajos dulces mencionados en elpárrafo anterior, tienen similitud morfológicacon los descriptos en Unidades cartográficas deescasa extensión pero tienen mayor extensiónareal que otros Grandes Grupos e incluyen secto-res con suelos con diversos grados deanegamiento. Las unidades cartográficas que in-tegran estos Complejos son «alargadas», de ma-yor cobertura (2,0%) y continuidad en el espacio.

Degradación de suelos hidromórficosEstos suelos constituyen un recurso frágil por es-tar en ambientes que poseen susceptibilidad a lasalinización, hidromorfismo, erosión, pérdida dehábitat para especies vegetales y animales, etc.,o una suma de efectos, algunos irreversibles.

La geomorfología de suelos, como base de deli-mitación de unidades cartográficas, muestra quela evolución de los mismos afecta tanto sus ca-


La vegetación de praderas húmedas. Las prade-ras húmedas son un recurso que puedeoptimizarse como se mencionó (Manfredi, 1999)sin alterar la protección que brindan al suelocontra la degradación. En algunos inventarios desuelos se incorpora información sobre la vegeta-ción, natural o espontánea. En unidades con sue-los hidromórficos suelen denominarse de mane-ra doméstica praderas húmedas de «canutillos».La extensión y los límites de estas comunidadesvarían en composición y distribución de acuerdocon las diferencias climáticas estacionales y la irre-gularidad temporal de los aportes pluviales y elescurrimiento. En los sectores deprimidos delpaisaje se presentan lagunas semipermanentes otemporarias vegetadas por comunidades queparecen relacionarse con las diferencias en laduración del anegamiento, antes que con las va-riaciones observadas en el perfil edáfico.

Se comenta a continuación el inventario de lascomunidades vegetales correspondientes a lossectores con marcados procesos de hidromorfismode las zonas de transición entre los BSS y la PLlS(INTA, 1990a y b): «Estas praderas, que circundanlas lagunas semipermanentes, presentan una com-posición florística relativamente uniforme, aun-que se aprecian diferencias en las especies domi-nantes de acuerdo con el gradiente de inunda-ción. En términos generales, el aspecto de la pra-dera es biestratificado, con un césped de eleva-da cobertura, del que emergen unas pocas ma-tas definidas y hierbas altas, donde prevalecenGramíneas y Ciperáceas rizomatoso-estoloníferas».

En los sectores de Natracualfes (Serie Monigotes,IP 5) con anegamiento esporádico, hay un cés-

racterísticas genéticas, manifestadas en la inte-gración de las unidades cartográficas, como tam-bién el manejo y conservación de los mismos.En el manejo actual y potencial de estas unida-des es necesario tener en cuenta la susceptibili-dad a erosión, cuyo tratamiento involucra con-ceptos geomorfológicos y pedológicos ademásdel proceso de hidromorfia en si mismo. Elgradiente longitudinal de las pendientes que in-tegran las unidades cartográficas es mínimo(<0,3%), pero son muy largas; además, los sue-los con mayor hidromorfismo están localmenteen la posición catenaria más baja en las pendien-tes «transversales» (<0,5%), que superan los 2 km.Por tanto, localmente son susceptibles a erosiónhídrica y acumulación de materiales de arrastre(suelos cumúlicos) hacia los sectores más bajosde pendientes largas y/o cóncavos, ya sea porescurrimiento superficial de los aledaños comopor desborde de arroyos (Figura 4.21).

En los sectores, donde el proceso de erosión noes generalizado, las pérdidas de suelo se puedeniniciar puntualmente en los bordes de los arro-yos. Con la «agriculturización» sin manejosconservacionistas, se incrementa el escurrimientosuperficial y subsuperficial, particularmente porlas lluvias torrenciales, y disminuye la infiltra-ción porque los manejos inadecuados promue-ven la pérdida de MO y cobertura, con degrada-ción de la estructura. El incremento del caudal yvelocidad del escurrimiento superficial hacia losarroyos puede generar tanto erosión laminar oen surcos. El trazado de caminos de los animalesdesde zonas altas con sombra y forraje, a laszonas bajas o arroyos con agua dulce, favorecela concentración de agua y la erosión en surcos.Con el transcurso del tiempo y con el libre acce-so de animales a los arroyos, estos pueden pro-vocar el derrumbe del talud y así dar comienzoa pequeñas cárcavas que pueden aumentar dedimensión y transformarse en retrogradantes (Fi-gura 4.22).

La formación de cárcavas retrogradantes en laparte distal de la planicie de inundación de unarroyo (Figura 4.21b), muestran la fragilidad deestos ambientes. Esto puede ser un buen ejem-plo, a nivel de lote, para que estas unidades pa-sen a integrar una red de conservación de suelosy ambientes, como se verá en Planificación deluso del territorio.

Son numerosos los ejemplos que pueden ilus-trar el uso de ambientes frágiles de la RegiónPampeana, destinados principalmente para pro-ducción agropecuaria, con resultados

contrastantes. Con manejos adecuados se logranóptimos rendimientos y control de degrada-ción, como se ilustra en la Figura 4.23, con di-versos ambientes y cultivos, mencionado en elCapítulo 5.

El manejo integral de las pasturas es una prácti-ca que permite mantener la unidad funcional delambiente aunque los suelos sean distintos, , , , , par-ticularmente en unidades Complejas (Figura4.24). En los primeros planos de la imagen se pre-senta un sector de una vía de escurrimiento consuelos con drenaje interno deficiente (Argialbolesy Albacualfes), donde prospera el trébol blanco;en la parte posterior de la imagen se aprecia ellímite con el área de suelos con mejor drenaje(Argiudoles), marcado por el excelente desarro-llo de una pradera polifítica con predominanciade alfalfa.


peración ante cambios naturales o antrópicos(Barrios, 2007). Cabe recordar que según diag-nósticos aún no actualizados, Argentina tiene másde 60 millones de hectáreas de suelos degrada-dos por erosión y con evidencias de aumentosde esa cifra por intensificación de la producciónagropecuaria (Tabla 4.15).

Por los motivos mencionados es necesario reali-zar la planificación del uso del territorio de for-ma integral. En la Región Pampeana hay abun-dante disponibilidad de información básica enlos inventarios de suelos en diversas escalas y consuficiente detalle, como para implementarla so-bre bases seguras y fundamentadas. Además, haytecnología disponible, probada y económica-mente aplicable para implementar en forma in-mediata y controlar la erosión, tanto hídricacomo eólica (ver Capítulo 5). Teniendo en cuen-ta las características de los suelos hidromórficosy los ambientes con excesos hídricos, se puedeplanificar el uso del territorio e implementar unared multidimensional e interconectada de reser-vas fundamentada en los conceptos básicos de laGeología ambiental. La importancia de esta redes múltiple: 1) destinar los ambientes según susaptitudes, para optimizar la producción de losmismos 2) conservar los recursos naturales, sue-los, aguas, vegetación, fauna y 3) implementarmedidas hacia el desarrollo sustentable.

En el mundo un 12% de las tierras están bajoalgún sistema de protección o manejo como áreaprotegida, mientras que en nuestro país esa cifrano alcanza el 5% de la superficie continental. Lamayor parte de las áreas protegidas o reservas,están fuera de la Región Pampeana y general-mente en zonas con importantes limitaciones parael uso agropecuario. En estas «reservas» de la Re-gión Pampeana, muchos de los sueloshidromórficos, no aptos para agricultura y conbaja producción de biomasa para la ganadería,se pueden integrar a esa red. Se integrarían laszonas con suelos hidromórficos, salinos y/oalcalinos, reunidos en «Complejos y Complejosindiferenciados». Como se dijo, las principaleslimitantes de estas áreas, y algunos sectores quelas circundan, son: drenaje deficiente,anegamiento, elevada salinidad/alcalinidad, he-terogeneidad espacial de propiedades, erosión ysedimentación. Por los índices de productividad(Tabla 4.13), valor potencial y ubicación, son lasáreas más indicadas para establecer conexionese integrar una red de corredores, con gran partede la vegetación natural, funcionando como ver-daderos refugios de fauna, y recibir y extrapolarlos beneficios que brinda la conservación de la

ped en el que predominan gramíneas rizomatoso-estoloníferas, tales como: Luziola peruviana,Leereis hexandra, Paspalum distichum y P.lividum, acompañados por: Diplachne uninervia;Borreria verticilata, Panicum milioides, Rumex sp,Polygonum punctatum. Donde el anegamientoes más prolongado (Albacualfes, SerieAmbrosetti, IP 10), se aprecia un cambio difusoen las especies dominantes de la pradera; conpredominio de especies tales como Echinochloahelodes y Paspalidium paludivagum. Entre losacompañantes principales pueden citarse:Cyperus entrerrianus, C. corymbosus, C. oxylepis,Eleocharis elegans, E. nodulosa, Sesbania sp.,Pluchea sagittalis, etc En sectores de inudaciónsemipermanente y en estos mismos Albacualfes,pueden presentarse «verdolagales» de Ludwigiapeploides y poblaciones más o menos puras dePolygonum sp.

Planificación del uso del territorio: Unared de conservación y producción inte-grando suelos/ambientes halo-hidromórficosEn los últimos 10 años se produjo la expansiónde la frontera agropecuaria, aumento y mayorseguridad de la producción, incorporación masi-va de nuevos sistemas de siembra, incrementoen el uso de agroquímicos. La tecnología dispo-nible, los precios y la ubicuidad de ciertos culti-vos, como soja, permiten la expansión de la agri-cultura, y hasta monocultivos en ambientes frá-giles y así afectar negativamente los recursos na-turales que deberían ser conservados medianteotra intensidad de uso y destino para brindarmejores servicios ambientales. El próximo grandesafío es el desarrollo y uso masivo de cultivaresresistentes a condiciones naturales y antrópicasdesfavorables. Esto permitirá llevar cultivos azonas denominadas marginales, con deficienciasy excesos hídricos, salinidad, acidez, etc., que engeneral son de baja producción actual o destina-dos a usos extensivos, los que pueden cambiartanto el uso como la intensidad del mismo.

La expansión e intensificación de la agriculturapara producir bienes, principalmente alimentosy biocombustibles, suele tener impactos negati-vos en los ambientes naturales y así tenemosmillones de hectáreas erosionadas, con pérdidasde biodiversidad y una neta pérdida de poten-cial productivo y otras consecuencias indirectasen la autorregulación de los agroecosistemas,como una mayor dependencia de insumos exter-nos y una menor resiliencia o capacidad de recu-


biodiversidad a zonas aledañas de mayor altura,mejor drenaje y potencial de producción. Se mos-traron tres casos representativos de la provinciade Santa Fe, donde los suelos con menores Indi-ces de Productividad (IP) y áreas de extensiónreducida podrían integrar la red de conservacióny producción, potenciar sus servicios y, entre otrasventajas, controlar la degradación de los ambien-tes frágiles. Así, comparando los IP de varios sue-los con buen drenaje (Ej. IP>80), con aquellos dezonas bajas y procesos de hidromorfismo (Ej.IP<30), es posible apoyar la planificación del usode esos suelos y cumplir con los mejores destinosque favorecen la sustentabilidad de los sistemasproductivos, más allá de las producciones exclu-sivamente agrícolas. Desde una red regional oprovincial se pueden integrar otras a mayor es-cala hasta llegar a escalas detalladas en predios yambientes públicos. También se deben conside-rar muy especialmente los destinos y manejos delresto de las áreas bajo muy diversos usos, que enArgentina superan el 95%, si uno desea enfocarintegralmente el uso actual y potencial de losambientes.

Los paisajes naturales de característicasheterogéneas, ya sean cultivados o no, cuandoestán conectados, conservan mejor las condicio-nes intrínsecas para la producción sostenible enel largo plazo y el control biológico. Si bien exis-ten numerosos ejemplos sobre beneficios parcia-les y locales sobre el tema, el uso integrado delos suelos hidromórficos, puede ser una excelen-te contribución para utilizarla en escalas desemidetalle y detalle, con evaluaciones físicas,biológicas y económicas. Las áreas de usoagropecuario limitado pueden utilizarse comoreservas de forrajes en pie para pastoreos conaltas cargas por períodos muy breves, para redu-cir los impactos como pisoteo con compactacióny amasado del suelo, mantener máxima cober-tura y permitir las resiembras naturales. En cier-tos casos se puede incrementar la producción conintersiembras y fertilización dirigida, con bajasdosis en épocas especiales para uso diferido, yconsiderar el uso del fuego prescripto como he-rramienta de manejo (Kunst et al., 2003). Tam-bién, el valor productivo se puede potenciar conel aprovechamiento simultáneo como proveedo-res de servicios ambientales, producción melífera,caza deportiva, ecoturismo, esparcimiento, etc.

Un ejemplo. Los suelos y ambientes con intensosprocesos de hidromorfismo, salinización y/oalcalinización, se destinarían en buena parte aformar redes naturales en escalas y cuencas dediversas magnitudes, como se trata de exponer

en las Figuras 4.25 y 4.26. Estas redes ecológicasse deben interconectar e integrar con las diver-sas reservas existentes, tierras no utilizadas,banquinas de caminos, vías férreas, tierras mis-celáneas, bordes de lotes, etc. Una base instru-mental regional podría ser la utilización de re-des hidrográficas, que indican claramente dife-rencias en las condiciones climáticas,geomorfológicas y edáficas. Ellas podrían esta-blecer conexiones del paisaje en escalas peque-ñas, para luego complementarlas con otras a es-calas mayores. Como ejemplo se presenta en laFigura 4.26, un mosaico utilizado en losrelevamientos de suelos en semidetalle, escala1:50.000.

En el ejemplo se muestra la integración de la redde conservación y complementa la presentadaen la Figura 4.25, para una zona del centro deSanta Fe. Las unidades con suelos hidromórficos(Figura 4.26 aaaaa y bbbbb), se pueden interconectar conlas principales vías de comunicación (rutas y fe-rrocarriles) que poseen importantes superficie enbanquinas y préstamos no utilizadas. A la red deconservación se suma la red de caminos comu-nales, rurales, con sus banquinas y ambientes.

Figura 4.25. Red hidrográfica de «ProvinciasPampeanas», que puede ser la base de planifica-ción de redes de conservación de cuencas y pro-vincias.


Estos existen cada mil o dos mil metros, comuni-cando los predios desde la época de la subdivi-sión de las tierras, que datan en gran parte des-de fines del siglo XIX. De realizarse la planifica-ción de uso del territorio, este ejemplo podríaser tomado para discutir, interdisciplinariamente,su adaptación e implementación en cada cuen-ca, sobre la base de Geología aplicada, que inte-gra entre otros conceptos, geomorfología,hidrología y cartografía de suelos.

La visión eco-biológica. La importancia de for-talecer la coherencia ecológica y la resiliencia delos sistemas productivos como una necesidad parael desarrollo sostenido de los ambientes natura-les y la conservación de la biodiversidad, estáteniendo cada vez mayor atención en los forosde conservación y producción (Bennett, 2004). Elobjetivo es lograr sinergias entre estas áreas bajoprotección y bajo producción, con diversos ma-nejos, buscando una máxima producción soste-nible con un nivel aceptable de conservación dela biodiversidad, para que brinde los servicios dela misma a la producción agropecuaria, forestaly la calidad de vida.

Desde la óptica mencionada, la conservación de

Figura 4.26. Mosaico Sa Pereira – Santa Fe (INTA 1991): A) Reproducción reducida del mapa de suelosoriginal; B) idem A), donde se destacan las unidades cartográficas con suelos y ambientes conhidromorfismo, salinidad y/o alcalinidad, vías de escurrimiento, suelos bien drenados y vías decomunicación. Unidades cartográficas agrupadas: aaaaa – Complejo indiferenciado, con IP 5; bbbbb – Com-plejos, con IP 8; ccccc – Consociación, con IP 81; y ddddd – Complejos, con IP 30 a 70.

A B

la biodiversidad conduce a sistemas agrícolas mássostenibles. La aplicación de este enfoque requie-re un cambio en la percepción de los producto-res agropecuarios, que tienen la tendencia a pen-sar, por ejemplo, que todos los insectos (u otrosintegrantes de la mesofauna) son dañinos, y quelos efectos negativos de las plagas se resuelvencon la aplicación de agroquímicos más las pro-pias experiencias. Afortunadamente hay un cam-bio de pensamiento generado por campañas decapacitación sobre manejo integrado de plagasy técnicas conservacionistas con una visiónholística del sistema natural, donde toda labiodiversidad cuenta al momento de tomar de-cisiones acerca de métodos de producción y con-trol de plagas (Zaccagnini y Calamari, 2001). Estavisión también contribuiría a redimensionar laimportancia, destino y uso de las áreas con sue-los hidromórficos y tener en cuenta que aún lasáreas de extensión relativa reducida, sin o concierta continuidad en el paisaje, podrían integraruna red local o regional de conservación de losrecursos naturales. En un sentido naturalista am-plio, uno de los caminos para frenar y/o revertirla degradación de los suelos es considerar losaportes y funciones de la biodiversidad a losagrosistemas.


Bibliografía

Ameghino, F., 1884, reimpresión 1978. Las secas y las inundaciones de la provincia de Buenos Aires.Ministerio de Asuntos Agrarios de la provincia de Buenos Aires. La Plata. 66 pp.

Amiotti, N., Bravo, O., 2006. Suelos de las terrazas del Río Colorado. XX Congreso Argentino de laCiencia del Suelo. Paraná. En CDR.

Apcarian, A., Imbellone, P.A., Pavese, J.A,. Aruani, M.C., Jurio, Y.E., 2006. Topo-hidrosecuencia deAridisoles y Entisoles en el alto Valle del Río Negro. XX Congreso Argentino de la Ciencia delSuelo. Paraná. En CDR.

Auer, V., 1949. Las capas volcánicas como base de la cronología postglacial de Fuegopatagonia.Revista de Investigaciones Agrícolas. Tomo 3, 208 pp.

Baize, D., Girard, M.C., 1995. Référentiel Pédologique. Institut National de la Recherche Agronomique(INRA), Paris. 332 pp.


Barbagallo, J.F., 1983. Los Bajos Submeridionales del norte de Santa Fe y Chaco. Un planteoagrohidrológico para el ordenamiento del recurso hídrico. INTA. Departamento Suelos. Informeinédito. 51 pp.

Barbosa, O.A., Peña Zubiate, C, More, A.J., Galarza, F.M., Lartigue, C., Cerdá, R.A., 2004. Sedimentoscuaternarios oscuros en las sierras de San Luis. XIX Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo.Paraná. En CDR.

Barrios, E., 2007. Soil biota, ecosystem services and land productivity. Ecological Economics 64, 269-284.Barros, V., 2008. Adaptation to climate trends: lesson from the Argentine experience. En: Climate

Change and Adaptation. .Leary, N., Adejuwon, J., Barros, V., Burton, I., Kulkarni, J., Lasco, R.(Eds.). Chapter 17, 296-312.

Bartlett, R.J., 1999. Characterizing soil redox behavior. En: Soil Physical Chemistry. Sparks, D.L. (Ed.),CRC Press, Boca Raton. 371-397.

Bartlett, R.J., James, B.R., 1993. Redox chemistry of soils. Advances in Agronomy 50, 151-208.Bartlett, R.J., James, B.R., 1995. System for categorizing soil redox status by chemical field testing.

Geoderma 68, 211-218.Battini, B.E.V., 1960. Nomenclatura geográfica popular. En: La Argentina. Suma de Geografía. Aparicio,

F., Difrieri, H.A. (Eds.). Ed. Peuser. Tomo 8 (IV), 388-455.Benavides., R.A., 2006. El arroz: su cultivo y sustentabilidad en Entre Ríos. Concepción del Uruguay.

Universidad Nacional de Entre Ríos; Universidad Nacional del Litoral. 2 Tomos.Bennet, A.F., 1998. Linkages in the landscape: The role of corridors and connectivity in wildlife

conservation. IUCN, Gland, Switzerland and Cambridge, UK. 254 pp.Bennett, G., 2004. Integrating biodiversity conservation and sustainable use. IUCN, Gland. 55 pp.Benton, T.G., Vickery, J.A., Wilson, J.D., 2003. Farmland biodiversity: is habitat heterogeneity the

key? Trends in ecology evolution 18, 182-188.Blume, H.P., Schlichting, E., 1985. Morphology of wetland soils. En: Wetland soils: Characterization,

classification, and utilization. International Rice Research Institute. Los Baños, Filipinas. 161-176.Bohn, H.L., 1971. Redox potentials. Soil Science 112, 39-45.Bohn, H.L., McNeal, B., O’Connor, G., 1985. Soil chemistry. John Willey & Sons. New York. 341 pp.Bonfils, C.G., 1962. Los suelos del Delta del río Paraná. Factores generadores, clasificación y uso.

Revista de Investigaciones Agrícolas XVI, 257-370.Borlaug, N., 1972. La calentura biológica. INTA, Documentos para Circulación Interna N° 4. Castelar.

9 pp.Bouma, J., 1983. Hydrology and soil genesis of soils with aquic regimes. En: Pedogenesis and Soil

Taxonomy. I. Concepts and interactions. Wilding, L.P., Smeck, N.E., Hall, G.F. (Eds.). Elsevier,Amsterdam. 253-281.

Bouma, J., Fox, C.A., Miedema, R., 1990. Micromorphology of hydromorphic soils: applications forsoil genesis and land evaluation. En: Soil Micromorphology. A basic and applied science. Douglas,L.A. (Ed.). Elsevier, 257-278.

Bouza ,P.J., Sain, C., Bortotus, A., Rios, I., Idaszkin, Y., Cortés, R., 2008. Geomorfología y caracterís-ticas morfológicas y fisicoquímicas de suelos hidromórficos de marismas patagónicas. XXI Con-greso Argentino de la Ciencia del Suelo. San Luis. En CDR.


Brewer, R., 1964. Fabric and mineral analysis of soils. Wiley, New York, 470 pp.Brinkman, R., 1970. Ferrolysis, a hydromorphic soil forming process. Geoderma 3, 199-206.Bruno, O.A., Fossatti, J.L., Panigatti, J.L., Gambaudo, S., Fenoglio, H.F., Quaino, O., 1982. Fertiliza-

ción de grama rhodes (Chloris gayana, Kunth) en los Bajos Submeridionales: 1. Nitrógeno yFósforo. Publicación Técnica 19, INTA EEA Rafaela. 19 pp.

Bruno, O.A., Fossatti, J.L., Panigatti, J.L., Gambaudo, S., Quaino, O., 1982. Intersiembra de trébol deolor de flor blanca sobre grama Rhodes en los Bajos Submeridionales. Informe Técnico 11. INTAEEA Rafaela. 17 pp.

Cauhépé, M.A., Hidalgo, L.G., 2005. La Pampa Inundable: el uso ganadero como base de la sustentabilidadsocial, económica y ambiental. En: La heterogeneidad de la vegetación de los agroecosistemas.Pascale, A.J. (Ed.) Facultad de Agronomía, Universidad de Buenos Aires. 401-412.

Cavallotto, J.L., 1995. Evolución geomorfológica de la llanura costera ubicada en el margen sur delRío de la Plata. Tesis Doctoral. Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional deLa Plata. La Plata. 237 pp.

Childs, C.W., 1981. Field test for ferrous iron and ferric-organic complexes (on exchange sites or inwater-soluble forms) in soils. Australian Journal of Soil Research 19, 175-180.

Childs, C.W., Clayden, B., 1986. On the definition and identification of aquic soil moisture regimes.Australian Journal of Soil Research 24, 311-316.

Clausnitzler, D., Huddleston, H., Horn, J., Keller, E., Leet, C. M., 2003. Hydric soils in a southeasternOregon Vernal Pool. Soil Science Society of America Journal 67, 951-960.

Commission de Pédologie et de Cartographie des Sols, 1967. Classification des sols. Lab. Geol. Pedol.,École Nat. Super. Agron. Grignon, France. 87 pp.

Coria, D., Fourquet, G., Lucesoli, R., Maresca, S., Obregón, E., Olmos, G., Pettinari, J., Quiroz, J.L.,Ripodas, I., 2005. Manual para productores ganaderos de la Cuenca del Salado. INTA EEA Cuencadel Salado. 162 pp.

Crozier, C.R., Devai, I., Delaune, R.D., 1995. Methane and reduced sulfur gas production by freshand dried wetland soil. Soil Science Society of America Journal 59, 277-284.

Cumba, A., Imbellone, P.A., 1999. El color del suelo. Un análisis sobre la intensidad. Prov. Buenos Aires.Argentina. Actas XIV Congreso Latinoamericano de la Ciencia del Suelo. Pucón. Chile. En CDR.

Damiano, F., Fernández, N., Parodi, G., Rébori, M.G., 1989. Manejo de agua pluvial en la zonadeprimida del Salado. En: INTA-CONAPHI. Manejo de suelos y aguas en llanuras argentinas. INTA,EEA Rafaela. 133-166.

Damiano, F., Mercuri, P.A., Carballo, S.M., 1997. Sensores remotos en el análisis y propuestaagrohidrológica. Distrito General Alvear. Provincia de Buenos Aires. Revista de InvestigacionesAgropecuarias 28, 1-15.

Damiano, F., Taboada, M.A., 2005. Sistematización agrohidrológica predial en la cuenca del ríoArrecifes, Provincia de Buenos Aires. En: Avances en Ingeniería Agrícola 2003-2005. Barbosa, O.(Ed.). CADIR. San Luis. 35-239.

Dangavs, N.V., 2005. Los ambientes acuáticos de la provincia de Buenos Aires. Relatorio XVI Congre-so Geológico Argentino. La Plata. Capítulo 13, 219-236.

Daniels, R.B., Simonson, G.H., Handy, R.L., 1961. Ferrous iron content and color of sediments. SoilScience 91, 378-382.

Daniels, R.B., Gamble, E.E., Buol, S.W., 1973. Oxygen content in ground water of Aquults and Udults. En: Field soil water regime. Bruce, R.R., Flach, K.W., Taylor, H.M. (Eds.). Special Publication 5.Soil Science Society of America. Madison. 153-166.

Darwin, C., 1944. Los más curiosos animales de América. Cuadernos de Cultura. Intercontinental.México. 187 pp.

Davis, J.C., 1986. Statistics and data analysis in geology. John Wiley and Sons, New York. 646 pp.De Orellana, J., 1972. Suelos subacuáticos. Asociación Ciencias Naturales del Litoral 3, 63-74.De Petre, A., Boschetti, N., 2006. Características de los suelos cultivados con arroz en la provincia de

Entre Ríos. En: El arroz, Benavides, R. (Director de obra). Universidad Nacional de Entre Ríos,Universidad Nacional del Litoral, 205-219.

Dokuchaiev, V. V., 1883. Russian Chernozem, St, Petersburgo.Duchaufour, P., 1977. Pédologie. 1. Pédogenèse et classification. Masson, Paris. 477 pp.Durán, A., 1991. Los suelos del Uruguay. Editorial Agropecuaria Hemisferio Sur. Montevideo. 398 pp.Enríquez, A.S., Cremona, M.V., Mazzarino, N. J., Dile., P., 2008. Caracterización del reservorio de C

P N en mallines del norte de Patagonia, a lo largo de un gradiente de precipitaciones. XXI Con-


greso Argentino de la Ciencia del Suelo. San Luis. En CDR.Evans, C.V., Franzmeier, D.F., 1988. Color index values to represent wetness and aeration in some

Indiana soils. Geoderma 41, 353-368.FAO-UNESCO, 1990. Soil map of the world. Revised legend. Roma. 119 pp.Faulkner, S.P., Patrick Jr., W.H., 1992. Redox processes and diagnostic wetland soil indicators in

bottomland hardwood forest. Soil Science Society of America Journal 56, 856-865.Faulkner, S.P., Patrick Jr., W.H., Gambrell, R.P., 1989. Field techniques for measuring wetland soil

parameters. Soil Science Society of America Journal 53, 883-890.FECIC-PROSA.1993. Inundaciones y sequías en el noroeste de la provincia de Buenos Aires. Cuaderno

2. Buenos Aires. 77 pp.Fiedler, S., Sommer, M., 2004. Water and redox conditions in wetland soils. Their influence on

pedogenic oxides and morphology. Soil Science Society of America Journal 68, 326-335.Fisher, J., Lindenmayer, D.B., Manning, A.D., 2006. Biodiversity, ecosystem function, and resilience:

ten guiding principles for commodity production landscapes. Frontiers in Ecology and theEnvironment 4, 80-86.

Fossati, J.L., Bruno, O., Panigatti, J.L., Gambaudo, S., 1979. Comportamiento de forrajeras estivalesen los Bajos Submeridionales. Informe Técnico 1. INTA EERA Rafaela.

Fossati, J.L., Panigatti, J.L., Gambaudo, S., Bruno, O., Romero, L., 1984. Siembra de melilotus ensuelo corrugado en los Bajos Submeridionales. Informe para Extensión 63. INTA EERA Rafaela,Departamento Agronomía. 4 pp.

Frank, E.O., Llorens, E.M., Cabral, D.R., 1998. Productividad de los pastizales de la provincia de LaPampa. INTA. EEA Anguil. 167 pp.

Franzmeier, D.P., Yahner, J.E., Steinhart, G.C., Sinclair, H.R. Jr., 1983. Color patterns and water tablelevels in some Indiana soil. Soil Science Society of America Journal 47, 1196-1202.

Fuschini Mejía, M.C., 1984. Hidrología de las grandes llanuras. UNESCO-CONAPHI. I. Buenos Aires.556 pp.

Gambaudo, S.P., Panigatti, J.L., 1979. Manejo de suelos que estuvieron inundados. Informe paraExtensión 17 INTA. EEA Rafaela, Departamento Agronomía. 4 pp.

Gambrell, R.P., Patrick, W.H., 1978. Chemical and microbial properties in anaerobic soil and sediments.En: En: Plant life in anaerobic environments. Hook, D., Crawford, E., (Eds.). Ann Arbor SciencePublishers, 375-423.

Glinsky, J., Stepniewska, Z., Stepniewski, W., 1990. Indicators of soil aeration. En: Ernst SchlichtingGedächniskolloquium. Tagunsband. Stahr, L.; Blume, H.P.; Jahn, R. (Eds.) Stuttgard-Honenheim,75-85.

Godz, P. 1989. Manejo de suelos y aguas en las zonas bajas inundables. En: INTA-CONAPHI. Manejode suelos y aguas en llanuras argentinas. INTA, EEA Rafaela. 167-179.

Gong Zi-Tong, 1985. Wetland Soil in China. En: Wetland Soils: Characterization, Clasification, andUtilization. Los Baños, Filipinas. 473-502.

Gotoh, G., Patrick, Jr., W.H., 1972. Transformation of manganese in a waterlogged soil as affected byredox potential and pH. Soil Science Society of America Proceedings 36, 738-742.

Gotoh, G., Patrick, Jr., W.H., 1974. Transformation of iron in a waterlogged soil as influenced byredox potential and pH. Soil Science Society of America Proceedings 38, 66-71.

Goudie, A., 1995. The Changing Earth. Blackwell, 302 pp.Grimley, D.A., Vepraskas, M.J., 2000. Magnetic susceptibility for use in delineating hydric sois. Soil

Science Society of America Journal 64, 2174-2180.Guichon, B.A., Imbellone, P.A., Giménez, J.E., 2000. Propiedades geoquímicas en suelos ligeramente

hidromórficos. Edafología, Revista Española de la Ciencia del Suelo 7, 85-95.Guichon, B.A., Desimoni, J. Mercader, R., Imbellone, P., 2008. Mössbauer studies of hydromorphic

soils along coastal areas of the Río de la Plata. Hyperfine interactions. En prensa.Hayes, W.A.,Jr., Vepraskas, M.J., 2000. Morphological changes in soils produced when hydrology is

altered by ditching. Soil Science Society America of Journal 64, 1893-1904.Hector, A., Bagchi, R. 2007. Biodiversity and ecosystem multifunctionality. Nature 448, 188-191.Hein, N.E., Hein, W.I.H., 1986. Suelos salinos y alcalinos bajo distintas condiciones hídricas. Publica-

ción Técnica 39. INTA EEA Rafaela. 17 pp.Hein, N.E., Hein, W.H., 1986. Variabilidad edáfica de precañada en el centro de Santa Fe. I – Caracte-

rísticas morfológicas. Informe Técnico 25. INTA EEA Rafaela. 42 pp.Hein, N.E., Hein, W.I.H., 1987. Variabilidad edáfica de precañada en el centro de Santa Fe. II –


Características químicas, físicas y biológicas. Informe Técnico 29. INTA. EEA Rafaela. 15 pp.Hein, N., Mosconi, F., Panigatti, J.L., 1980. Areas con problemas anegamiento en la zona de influen-

cia de la EEA Rafaela y EEA Oliveros. IDIA 367-372, 52-63.Heller, F., Shen, C.D., Beer, J. et al., 1993. Quantitative estimates of pedogenic ferromagnetic mine-

ral formation in Chinese loess and paleoclimatic implications. Earth Planetary Science Letters114, 385-390.

Hilty, J.A., Lidicker, W.Z., Merenlender, A.M., 2006. Corridor ecology. Island Press, Washington. 323 pp.Ignatieff, V., 1937. Method for determining ferrous iron in soil solutions and a study of the effect of

light on the reduction of iron by citrate and 2-2´ dipyridyl. Journal Society of Chemical Industry56, 407-410.

Ignatieff, V., 1941. Determination and behavior of ferrous iron in soils. Soil Science 51, 249-263.Imbellone, P.A., Zárate, M.A., 1983. Glébulas sesquioxídicas en un Argialbol. General Mansilla. Pro-

vincia de Buenos Aires. Ciencia del Suelo 1,173-181.Imbellone, P.A., Cumba, A., 2003. Una sucesión con paleosuelos superpuestos del Pleistoceno Medio

Tardío-Holoceno, zona sur de La Plata, provincia de Buenos Aires. Revista de la Asociación Ar-gentina de Sedimentología 10, 3-22.

Imbellone, P.A., Guichon, B.A., Giménez J.E., 2000. Eh, Fe2+ and Mn2+ in wetland soils of La PlataRiver coastal plain. Argentina. 17th International Congress of Soil Science. Bangkok, Thailandia.Simposio 613, 1-10.

Imbellone, P.A., Giménez, J.E., Sunesen, P., 2001. Suelos con régimen ácuico del litoral del río de laPlata, Argentina. Actas 15º Congreso Latinoamericano de la Ciencia del Suelo. Varadero, Cuba.En CDR.

Imbellone, P.A., Guichon, B.E., Giménez, J.E., 2001. Dynamics of physical-chemical properties insoils with anthropic flooding, Buenos Aires Province, Argentina. Soil Science 166, 930-939.

Imbellone, P.A.; Guichon, B., Giménez, J.E., 2009. Hydromorphic soils of the Río de la Plata coastalplain, Argentina. Latin American Journal of Sedimentology and Basin Analysis 16, 3-18.

INTA, 1972. Carta de Suelos de la República Argentina Hoja 3360-32. Pergamino. Instituto de Suelos.Buenos Aires. 106 pp.

INTA, 1974. Carta de Suelos de la República Argentina Hoja 3560-2. Rojas. Instituto de Suelos. Bue-nos Aires. 78pp.

INTA, 1974. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3560-1, General Arenales. CIRN, Recono-cimiento de Suelos. Buenos Aires, 95 pp.

INTA, 1981. Carta de Suelos del Delta Entrerriano. Publicación 172. Departamento de Suelos. 187 pp.INTA, 1989. Mapa de Suelos de la provincia de Buenos Aires. Escala 1:500.000. CIRN. Instituto de

Evaluación de Tierras. Buenos Aires. 533 pp.INTA, 1990a. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3163-5 y 6. Villa Trinidad. Estación

Experimental Agropecuaria Rafaela. 116 pp.INTA, 1990b. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3163-11 y 12. San Guillermo. Estación

Experimental Agropecuaria Rafaela. 116 pp.INTA, 1990c. Atlas de Suelos de la República Argentina. Escala 1:500.000 y 1:1.000.000. CIRN. Institu-

to de Evaluación de Tierras. Buenos Aires. Tomo I, 731 pp. y Tomo II, 677 pp.INTA, 1991. Carta de Suelos de la República Argentina. Hojas 3160-26 y 25, Esperanza, Pilar. Estación

Experimental Agropecuaria Rafaela. 135 pp.INTA, 2003. Propuestas técnicas para disminuir el impacto de las inundaciones en la provincia de

Santa Fe. INTA-Centro Regional Santa Fe. Documento Institucional. 72 pp.INTA-CONAPHI, 1989. Manejo de suelos y aguas en llanuras argentinas. INTA, EEA Rafaela. 179 pp.Iriondo, M., 2005. El complejo litoral en la desembocadura del río Paraná. En: Relatorio del XVI

Congreso Geológico Argentina, La Plata. 255-264.IUSS Working Group WRB, 2006. World reference base for soil resources 2006. World Soil Resources

Report 103. FAO. Roma. 128 pp.Joffe, J.S., 1949. Pedology. Rutgers University Press. New Brunswick, NJ. 662 pp.Kalesnik F., Malvárez, A., 2003. Las especies invasoras exóticas en los sistemas de humedales. El caso del

Delta Inferior del Río Paraná. I. INSUGEO CONICET-Universidad de Tucumán. Miscelánea 12, 5-12.Kalesnik, F., Kandel, C., 2004. Reserva de Biosfera Delta del Paraná. Municipalidad de San Fernando.

Argentina. 251 pp.Kandus, P., Quintana, R., Bó, R., 2006. Patrones de paisaje y biodiversidad del Bajo Delta del Río

Paraná. Pablo Casamajor Ediciones. 40 pp.


Krause, E., Laurencena, P., 2005. Aguas superficiales, relación con el régimen subterráneo y fenóme-nos de anegamiento. Relatorio XI Congreso Geológico Argentino, La Plata, 314-326.

Kubiëna, W., 1953. The soils of Europe. Thomas Murby, London. 312 pp.Kunst, C.R., Bravo, S., Panigatti, J.L. (Eds.) 2003. Fuego en los ecosistemas argentinos. INTA. Santiago

del Estero. 332 pp.Lagos, F., Jaeschke, J., 1977. Las precipitaciones en los años de inundaciones en los Bajos

Submeridionales de Santa Fe. Fundación José M. Aragón, Publicación 10. 18 pp.Lévy, G., Toutain, F., 1979. Aération et phénomènes d’oxydo-réduction dans le sol. En: Bonneau, M.,

Souchier, B. (Eds.), Pédologie, 2 Constituants et propriétés du sol. Masson, Paris. 313-323.Lowley, D.R., 1995. Microbial reduction of iron, manganese and other metals. Advances in Agronomy

54, 175-201.Lundgren D.G., Dean, D., 1979. Biogeochemistry of iron. En: Biogeochemical cycling of mineral-

forming elements. Trudinger, P.A., Swaine, D.J. (Eds.). Elsevier Science Publisher Co., Amsterdam.211-251.

Maher, B.A., 1986. Characterization of soils by mineral magnetic measurements. Physics of the Earthand Planetary Interiors 42, 76-92.

Maher, B.A., 1998. Magnetic properties of modern soils and loessic paleosols: implications forpaleoclimate. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 137, 25-54.

Maher, B.A, Taylor, R.M., 1988. Formation of ultrafine-grained magnetite in soils. Nature 336, 368-370.Manfredi, C.C., 1999. Recuperación de campos salinos con pastoreo rotativo: la experiencia del pro-

ductor. En: Manejo de pastizales naturales. INTA, 4ª. Jornada Regional, San Cristóbal. 97-104.Marbut, C.F., 1921. The contribution of soil surveys to soil science. Society for the Promotion of

Agricultural Science Proceedings 41, 116-142.Marzocca, M.C., Damiano, F., Sorbillo, E., Ramos, G., Alonso, M.R., Fortunato, D., 1992. Sistematiza-

ción agrohidrológica en un distrito de una zona anegable alcalino-sódica de la Provincia deBuenos Aires: Efectos sobre las propiedades del suelo y sobre la vegetación. II Congresso Latino-Americano de Ecología. II Simposio de análisis ambiental. I Congreso de Ecología do Brasil.Caxambu-Minas Gerais. Brasil.

Mausbach, M.J., Richardson, J.L., 1994. Biogeochemical processes in hydric soil formation. CurrentTopics in Wetland Biogeochemistry 1, 68-127.

Megonigal, J.P., Patrick Jr., W.H., Faulkner, S.P., 1993. Wetland identification in seasonally floodedforest soils: Soil morphology and redox dynamics. Soil Science Society of America Journal 57,140-149.

Méndez, D., 2006. Mejoramiento de los sistemas ganaderos y ganaderos mixtos en el CRBAN. INTAEEA General Villegas. 264 pp.

Mercader, R.C., Sives, F.R., Imbellone, P.A., Vandenberghe, R.E., 2005. Magnetic and Mössbauerstudies of Quaternary Argentine soils and paleosols. Hyperfine Interactions 161, 43-53.

Morrás, H.J.M., 1979. Quelques éléments de discussion sur les mécanisms de pédogenèse des planosolset d´autres sols apparentés. Science du Sol. Bulletin de l´AFRES 1, 56-66.

Motomura, S., Yokoi, H., 1969. Characteristics of ferrous iron forms in paddy soil with reference todevelopment of the soil profile. Soil Science and Plant Nutrition 15, 38-46.

Nabel, P.E., Morrás, H.J.M., Petersen, N., Zech, W., 1999. Correlation of magnetic and lithologicfeatures of soils and Quaternary sediments from Undulating Pampa, Argentina. Journal of SouthAmerican Earth Science 12, 311-323.

National Research Council (NRC), 1995. Wetlands: Characteristics and Boundaries. National AcademyPress. Washington, D.C.

Nigro, H.M., Paterno, J., Hugg, O., Corti, F., 2003. Principales características de la ganadería de lazona de islas de Romang y Las Garzas (Santa Fe). Informe para Extensión 72, INTA EEA Reconquis-ta. 8 pp.

Oesterheld, M., Aguiar, M.R., Ghersa, C.M., Paruelo, J.M. (Compiladores), 2005. La heterogeneidadde la vegetación de los agroecosistemas. Editorial Facultad de Agronomía, UBA. Buenos Aires.430 pp.

Orellana, J., 1972. Suelos subacuáticos. Asociación de Ciencias Naturales del Litoral 3, 63-74.Orgeira, M.J., Walter, A.M., Vásquez, C.A., Di Tomaso, I., Alonso, S., Sherwood, G., Hu Yuguan,

Vilas, F.A., 1998. Mineral magnetic record of paleoclimate variation in loess and paleosol fromthe Buenos Aires formation (Buenos Aires, Argentina). Journal of South American Earth Sciences11, 561-570.


Panigatti, J.L., 1978. Problemas de los suelos de zonas inundadas en el centro de Santa Fe. Informepara Extensión 1. INTA EEA Rafaela. Departamento Agronomía. 5 pp.

Panigatti, J. L., 1990. Bajos Submeridionales. En: Manejo de Tierras Anegadizas. Ed. FECIC. BuenosAires. 344 pp.

Panigatti, J. L., Fossati, J.L., Gambaudo, S., Bruno, O., 1983. Siembra aérea y convencional de trébolde olor de flor blanca en los Bajos Submeridionales. Informe Técnico 17. INTA EEA Rafaela. 19 pp.

Panigatti, J.L., Moresco, R., Mosconi, F., Hein, N., Gambaudo, S., Bruno, O, Calcha, N., Fossati, J., 1981.Normas de manejo para suelos que estuvieron inundados. Publicación Técnica INTA-MAG. 48 pp.

Panigatti, J.L., Pérez, M.C., 1981. Las lluvias y la napa de agua. Comunicado de Prensa 10, INTA EEARafaela. 4 pp.

Papadakis, J., 1960. Avances recientes en pedología. Relato. Comisión Génesis, Clasificación y Cartogra-fía. Primera Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Buenos Aires. IDIA Suplemento 1, 35-147.

Parodi, G.N., Damiano, F., 1989. Una propuesta de sistematización agrohidrológica para el controlde escurrimientos superficiales en microcuencas de pedemonte. Seminario Internacional deHidrología de Grandes Llanuras. H.G.Ll. II/65/TRA. CONAPHI. Buenos Aires. 26 pp.

Parodi, G.N., Damiano, F., 2008. Bases y principios de manejo agrohidrológico de campos bajos. En:http://www.parodi.nl/agrologia.

Pascale, A.J., Damario, E.A., 1977. El balance hidrológico seriado y su utilización en estudiosagroclimáticos. Revista de la Facultad de Agronomía, Universidad Nacional de La Plata 53, 15-34.

Patrick, W.H. Jr., 1960. Nitrate reduction rates in a submerged soil as affected by redox potential. En:Proceedings 7th International Congress of Soil Science, Madison. Van Beren, F.A. et al. (Eds.).Elsevier. Amsterdam. Vol 2, 494-500.

Patrick, W.H., Jr., Henderson, R.E., 1981. Reduction and reoxidation cycles of manganese and iron inflooded soil and in water solution. Soil Science Society of America Proceedings 45, 855-859.

Patrick, W.H., Jr., Jugsujinda, A., 1992. Sequential reduction and oxidation of inorganic nitrogen,manganese, and iron in flooded soil. Soil Science Society of America Journal 56, 1071-1073.

Patrick, W.H., Jr., Gambrell, R.P., Faulkner, S.P., 1996. Redox measurement of soils. En: Methods ofSoil Analysis. Part 3. Chemical Methods. Book Series 5. Soil Science Society of America, Wisconsin,1255-1273.

Pazos, M.S., 1989. Génesis y clasificación de los Argiudoles con horizonte A2 incipiente de la RegiónPampeana. Ciencia del Suelo 7, 87-95.

Pereyra, F. X., Baumann, V., Altinier, V., Ferrer, J.A., Tchilingurian, P., 2004. Génesis de suelos yevolución del paisaje en el delta del río Paraná. Revista de la Asociación Geológica Argentina 59,229-242.

Piñeiro, A., Panigatti, J.L., 1972. Génesis de un suelo Planosol, Revista de Investigaciones Agropecuarias,Serie 3, IX, 1-27.

Ponnamperuma, F.N., Bradfield, D., Peach, M., 1955. Physiological disease of rice attributable toiron toxicity. Nature 175, 265.

Ponnamperuma, F.N., 1972. The chemistry of submerged soils. Advances in Agronomy 24, 29-96.Pons, L.J., 1990. Ernst Schlichting und die Erforschung hydromorpher/reductomorpher Böden. En:

Gedächtniskolloquium «Ernst Schlichting». Stahr, K., Blume, H.P., Jahn, R. (Eds.). HohenheimerArbeiten. Eugen Ulmer GmbH & Co. Stuttgart. 41-53.

Ransom, M.D., Smeck, N.E., Bigham, J.M., 1987. Micromorphology of seasonally wet soils on theIllinoian till plain, USA. Geoderma 40, 83–99.

Richardson, J.L., Daniels, R.B., 1993. Stratigraphic and hydraulic influences on soil color development.In Soil Color. Special Publication 31, Soil Science Society of America. 109-125.

Reddy, K.R., Angelo, D., Harris, W.G., 2000. Biochemistry of wetlands. En: Handbook of Soil Science.Sumner, M.E. (Ed.). CRC Press. Boca Raton. G89-G119.

Reichart, M. A., 1944. Suelos del Delta del río Paraná. Propiedades físico-químicas y químicas dealgunos de ellos. Tesis, Facultad de Agronomía y Veterinaria, Universidad de Buenos Aires.

Ringuelet, R. A., 1962. Ecología acuática continental. Manuales de Eudeba. 138 pp.Rowell, D.L., 1992. Suelos encharcados y mal drenados. En: Condiciones del suelo y del desarrollo de

las plantas según Russell. Wild, A. (Ed.).Ediciones Mundi-Prensa, Madrid. 941- 969.Rubio, G., Lavado, R.S., Rendina, A., Bargiela, M., Porcelli, C., de Dorio, A.F., 1995. Waterlogging

effects on organic phosphorus fractions in a toposequence of soils. Wetlands 15, 386-391.Rubio, G., Oesterheld, M., Alvarez, C.R., Lavado, R.S., 1997. Mechanisms for the increase in phosphorus

uptake of waterlogged plants: soil phosphorus availability, root morphology and uptake kinetics.


Oecologya 112, 150-155.Ruhe, R.V., Prill, R.C., Riecken, F.F., 1955. Profile characteristics of some loess-derived soils and soil

aereation. Soil Science Society of America Proceedings 19, 345-347.Schaetzl, R., Anderson, S., 2005. Soil genesis and geomorphology. Cambridge University Press, 817 pp.Schlichting, E., 1973. Pseudogleye und Gleye. Genese und Nutzung hydromorpher Böden. En:

Pseudogley und Gley. Schlichting, E., Schwertmann, U. (Eds.). 1-6.Schmid, P., 2004. Suelos y comunidades vegetales asociadas al gradiente hidromórfico en un hume-

dal extrandino. XIX Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo. Paraná. En CDR.Schulze, D. G., Nagel, J.L., Van Scoyoc, G.E., Henderson, T.L., Baumgardner, M.F., Stott, D.E., 1993.

Significance of organic matter in determining soil colors. En: Soil Color. Binghan, J.M., Ciolkosz,E.J. (Eds.). Special Publication 31, Soil Science Society of America. 71-90.

Schwertmann, U., 1993. Relation between iron oxides, soil color, and soil formation. En: Soil Color.Binghan, J.M., Ciolkosz, E.J. (Eds.). Special Publication 31, Soil Science Society of America. 51-69.

Schwertmann, U., Fanning, D., 1976. Iron manganese concretions in hydrosequences of soils in loessin Bavaria. Soil Science Society of America Journal 40, 731-738.

Schwertmann, U., Taylor, R. M., 1989. Iron oxides. En: Minerals in Soil Environments, Dixon, J.B.,Weed, S. B. Weed, (Eds.). Book Series 1. Soil Science Society of America. Madison. 2nd edition.379-438

Sileshi, G., Akinnifesi, F.K., Ajayi, O.C., Chakeredza, S., Mng´omba, S., Nyoka, B.I. 2008. Towards sustainablemanagement of soil biodiversity in agricultural landscape in Africa. Biodiversity 9, 64-67.

Smith, G.D., 1986. The Guy Smith interviews: rationale for concepts in Soil Taxonomy. SoilManagement Support Services, USDA. Department of Agronomy, Cornell University. TechnicalMonograph 11. 259 pp.

Stephan, S., De Petre, A.A., De Orellana, J., Priano, L., 1977. Brunizem soils of the central part of theprovince of Santa Fe (Argentine). Pédologie XXVII, 225-253.

Soil Survey Staff, 1992. Keys to Soil Taxonomy. SMSS Technical Monograph 19, 5a. ed. Blacksburg,Virginia. 541 pp.

Soil Survey Staff, 1999. Soil Taxonomy. A basic system of soil classification for making and interpretingsoil surveys. Agricultural Handbook 436. Washington, DC. 869 pp.

Soil Survey Staff, 2007. Claves para la Taxonomía de Suelos. Traducción de la 10 edición (2006) de:Keys to Soil Taxonomy. United States Department of Agriculture. 331pp.

Soil Survey Division Staff, 1993. Soil survey manual. United States Department of Agriculture Handbook18. Washington, DC. 2ª. ed. 437 pp.

Soil Survey Staff, National Soil Survey Center. 1996. Soil survey laboratory methods manual. SoilSurvey Investigations Report 42, Version 3.0. United States Department of Agriculture. 693 pp.

SSSA, 2001. Glossary of soil science terms, Soil Science Society of America. Madison, USA. 135pp.Starkey, R.L., Halverson, H.O., 1927. Studies on the transformations of iron in nature. II. Concerning the

importance of microorganisms in the solution and precipitation of iron. Soil Science 24, 381-402.Stephan, S., De Petre, A.A., 1973. Genesis de un suelo planosol II. Micromorfología. Revista de Inves-

tigaciones Agropecuarias, Serie 3 X, 237-257.Stoops, G., 2003. Guidelines for analysis and description of soil and regolith thin sections. Soil Science

Society of America, Inc. Madison, USA. 184 pp.Taboada, M.A., Lavado, R.S., 1986. Características del régimen ácuico de un Natracuol de la Pampa

Deprimida. Ciencia del Suelo 4, 66-71.Taboada, M.A., Panuska, E.N., 1985. Evolución del potencial redox en tres suelos del norte de la

Pampa Deprimida. Ciencia del Suelo 3, 173-175.Takai, Y., Kamura, T., 1966. The mechanism of reduction of waterlogged paddy soil. Folia

Microbiologica 11, 304-313.Tanaka, A., Navasero, S.A., 1966. Interactions between iron and manganese in the rice plant. Soil

Science and Plant Nutrition 12, 29-33.Taylor, R.M., 1982. Color in soils and sediments-A review. En: Developments in sedimentology 35.

Van Olphen, H., Verniale, F. (Eds.). Elsevier. 749-761.Thornthwaite, C.W., 1948. An approach towards a rational classification of climate. Geographical

Review 38, 55-94.Thornthwaite, C. W., Mather, J.M., 1957. Instructions and tables for computing potential evapotranspiration

and the water balance. Drexel Institute of Techonology. Climatology 10, 185-311.Tiner, R.W., 1999. Wetland indicators. Editorial Lewis. Washington DC. 392 pp.


Travasso, M.I., Magrin, G.O., Baethgen, W.E., Castaño, J.P., Rodriguez, G.I.R., Pires, J.L., Gimenez,A., Cunha, G., Fernández, M. 2008. Maize and soybean cultivation in southeastern South America:Adapting to climate change. En: Climate change and adaptation. Leary, N., Adejuwon, J., Barros,V., Burton, I., Kulkarni, J., Lasco, R. (Eds). 332-352.

Tricart, J., 1973. Geomorfología de la Pampa Deprimida. Colección Científica INTA XII. BuenosAires, 202 pp.

Turner, F.T., Patrick Jr. W.H., 1968. Chemical changes in waterlogged soils as a result of oxygendepletion. En: 9th International Congress of Soil Science Transactions. Adelaide, Australia. Holmes,J.W. (Ed.). Elsevier, New York. Vol. 4, 53-56.

Umazano, A.M., Adema, E.O., Aimar, S.B., 2004. Tajamares: una tecnología alternativa para la zonaárida-semiárida de La Pampa. Publicación Técnica 56, INTA EEA Anguil. 52 pp.

UNEP/CBD, 2001. Convenio sobre Diversidad Biológica. Textos y anexos. OACI, Canadá. 55 pp.Van Breemen, N., Brinkman, R., 1976. Chemical equilibria and soil formation. En: Soil chemistry. A.

Basic elements. Bolt, G. H., Bruggenwert, M.G.M. (Eds.), Soil Chemistry. A. Basic Elements. Elsevier.141-170.

Vázquez, M. E., 2008. Biocombustibles. Análisis del posible impacto sobre los suelos de la provinciade Buenos Aires. XV Simposio Electrónico Internacional «La producción de biocombustibles coneficiencia, estabilidad y equidad». Centro de Energía de la Provincia de Chubut y Centro deEstudios Internacionales para el Desarrollo. En prensa

Veneman, P.L.M, Vepraskas, M.J, Bouma, J., 1976. The physical significance of soil: mottling in aWisconsin toposequence. Geoderma 15, 103-118.

Vepraskas, M.J., Wilding, L.P., 1963. Albic neoskeletans in argillic horizons as indices of seasonalsaturation and iron reduction. Soil Science Society of America Journal 47, 1201-1208.

Vepraskas, M.J., Bouma, J., 1976. Model experiments on mottle formation simulating field conditions.Geoderma 15:217-230.

Vepraskas, M.J., Wilding, L.P., 1983. Aquic moistures regimes in soils with and without low chromacolors. Soil Science Society of America Journal 47, 280-285.

Vepraskas, M.J., Sprecher, S.W., 1997. Overview of aquic conditions and hydric Soils. En: Aquicconditions and hydric soils: The problem soils. Vepraskas, M., Sprecher, S. (Eds.). Special Publication50, Soil Science Society of America. 1-32.

Vervoost, F.B., 1967, La vegetación de la República Argentina. VII. Las comunidades vegetales de laDepresión del Salado (Provincia de Buenos Aires). Serie Fitogeográfica, 7. Instituto de BotánicaAgrícola, Instituto Nacional de Tecnología Agropecuaria. Buenos Aires. 262 pp y láminas.

Vizier, J.F., 1970. Étude des phénomènes d’hydromorphie et de leur déterminisme dans quelquestypes de sols du Tchad. Cahiers de l’ORSTOM, Pédologie VIII, 33-47.

Vizier, J.F., 1978. Étude de la dynamique du fer des sols évoluant sous léffet dún excès déau. Étudedes experiments sur des sols de rizières de Madagascar. Cahiers de l’ORSTOM, Pédologie XVI, 23-41.

Vizier, J.F., 1989-1990. Étude du fonctionnement des milieux saturés déau. Cahiers de l’ORSTOM,Pédologie XXV, 431-442.

Watanabe, I., Roger, P.A., 1985. Ecology of flooded rice fields. En: Wetland soils: Characterization,classification and utilization. International Rice Research Institute. Philippines, 229-242.

Wilson, M., Cerana, J., De Battista, J.J., Valenti, R., 2006. Degradación y recuperación de sueloscultivados con arroz regados con aguas bicarbonatadas sódicas en la provincia de Entre Ríos,Argentina. En: Bases para la conservación de suelos y aguas en la cuenca del Río Paraná. PazGonzález, A. (Ed.). Xunta de Galicia-Universidad Nacional de Entre Ríos. 87-92.

Zaccagnini, M.E., Calamari, N.C., 2001. Labranzas conservacionistas, siembra directa y biodiversidad.En: Siembra Directa II. Panigatti, J.L., Buschiazzo, D., Marelli, H. (Eds.) INTA, Buenos Aires. 29-68.

Zamolinski, A.F., 2001. Experiencias en recuperación de suelos salinizados. Publicación Técnica 31.INTA EEA General Villegas. 17 pp.

Zárate, M.A., Rabassa, J., 2005. Geomorfología de la provincia de Buenos Aires. Relatorio IX Congre-so Geológico Argentino, La Plata, 120-138.

Zeng-Yei Hseu, Zueng-Sang Chen, 1996. Saturation, reduction, and redox morphology of seasonallyflooded Alfisols in Taiwan. Soil Science Society of America Journal 60, 941-949.

Zobeck, T.M., Ritchie, A., 1984. Analysis of long-term water table records from a hydrosequence ofsoils in central Ohio. Soil Science Society of America 48, 119-125.

Zobell, C.E., 1946. Oxidation-reduction potentials of marine sediments. Bulletin of the AmericanAssociation of Geology 30, 477-513.

Proceso de vertisolización


Introducción

DefinicionesLa vertisolización o argiliturbación (Buol et al.,1980; Wilding, 1985; Wilding y Puentes, 1988) esun proceso que tiene lugar cuando el materialdel suelo posee la propiedad de contraerse y ex-pandirse de manera considerable según las va-riaciones del contenido de humedad. La escuelarusa utiliza también los términos de vertigénesisy deformación hidrogénica para designar a esteproceso. La propiedad de expansión y contrac-ción está determinada por la naturaleza del ma-terial originario, en el cual los minerales de arci-lla expandibles y no expandibles participan enproporciones importantes. Además de lamineralogía, el proceso está influido por: conte-nido de arcilla (relación arcilla fina/arcilla grue-sa); composición del complejo de intercambio ypatrón de distribución de humedad del perfil,en el que influye el clima y la posicióntopográfica.

Distribución del procesoLos Vertisoles ocupan en el mundo un área de3,2 millones de km2 (2,4% de la superficie mun-dial) distribuídos en 82 países, siendo los queposeen mayor superficie: India (25 %), Australia(22 %) y Sudán (16 %). Los Vertisoles ocupan enArgentina una superficie de 44.570 km2, queconstituye el 1,6 % de su superficie. Se encuen-tran en las provincias de Entre Ríos, Buenos Ai-res, Corrientes, Neuquén y Río Negro (INTA, 1990).Otros autores han caracterizado Vertisoles en elvalle inferior del río Chubut (Laya, 1981),Neuquén (Irisarri, et al., 1980), Río Negro (DelValle, 1998, Moscatelli y Puentes, 2000) y regióncordillerana de Chubut (La Manna et al., 2004).Entre Ríos es la provincia con mayor proporciónde Vertisoles, con una superficie cercana a los23.000 km2, representando alrededor del 30% delos suelos de esa provincia. En la RegiónPampeana los Vertisoles y Subgrupos vérticos ocu-pan una superficie de alrededor de 50.000 km2

distribuidos en las provincias de Entre Ríos, Bue-nos Aires y Santa Fe (Figura 5.1).

En la Tabla 5.1 se presentan característicasmorfológicas, físicas y químicas seleccionadas deVertisoles de la Región Pampeana, algunos condescripciones realizadas hace casi 50 años y otrasmás recientes, manteniendo la nomenclatura dehorizontes y clasificación original de los auto-res. Ambos hechos permiten observar la evolu-ción en el uso de la simbología y taxonomíapedológica.

Hasta la década de 1970 se clasificaba a los sue-los con rasgos vérticos como Grumosoles o suforma adjetivada «grumosólicos» para losintergrados (Brunizem grumosólico). Con laadopción de la Taxonomía de Suelos se utiliza-ron para el Orden Vertisol los Grandes GruposCromudertes y Peludertes, actualmente desapa-recidos, a pesar de lo cual se los sigue utilizan-do. Además, el término rasgos vérticos es relati-vamente moderno, si bien los suelos se identifi-caban teniendo en cuenta el proceso que los ge-neraba. En ocasiones se clasificaba a los suelosprivilegiando otro proceso actuante como en elcaso de suelos hidromórficos. En los suelos to-mados como ejemplo se encuentra que:

Algunos suelos corresponden a los perfiles clási-cos de la literatura con horizontes A - C, pero lamayoría posee horizontes B. Resulta curioso queen ningún caso quedara indicado el proceso devertisolización mediante subíndices, aún en lasdescripciones más modernas; en cambio, en casitodos los suelos se indica la presencia de arcillailuvial estén o no presentes barnices de arcilla.Como rasgos de identificación del proceso, lossuelos poseen caras de fricción, rajaduras y grie-tas rellenadas con material suprayacente. Seríade esperar que el límite tuviera forma onduladao quebrada con frecuencia, hecho que se presen-ta solo en algunos casos.

Los horizontes A o Ap poseen entre 4 y 6 % demateria orgánica, llegando excepcionalmente a20 %, decreciendo hacia la base del suelo, talque casi al metro, se registran valores menoresal 1%. Los horizontes A, que a veces llegan acerca de los 100 cm, tienen color negro o pardogrisáceo muy oscuro, con matiz 10YR y ocasio-nalmente 5Y; en cambio los horizontesinfrayacentes suelen tener matiz 7,5YR o 5YR porinfluencia del color del material originario. Laestructura es diversa, desde ausente (masivo) agranular, prismática y en bloques angulares,subangulares y cuneiformes. Las clases texturalescorresponden a suelos con elevado contenido dearcilla (arcillosa, arcillo limosa y franco arcillolimosa), variando esta fracción entre 32 y 75 %,con un valor medio de 47,6 %. La capacidad deintercambio catiónico está entre 34 y 66 cmolkg-1, con un valor medio de 43 cmol kg-1. La in-formación encontrada acerca de la actividad bio-lógica en los suelos es muy limitada, a excepciónde un trabajo de Stephan et al. (1983), del cualse tomó la descripción de la Serie Yeruá.

Es de destacar la variación morfológica de la Se-


Figura 5.1. Mapa de distribución de Vertisoles y suelos vertisólicos en la Argentina.

rie San Gustavo. Es una Serie tipo del departa-mento La Paz (Entre Ríos) desarrollada en plani-cies onduladas, con pendientes relativamentecortas de entre 1,5 y 3 %. El suelo es un Peludertargílico con B2 textural; el gilgai es lineal conciclos entre 5 y 7 m y diferencias de altura entrecresta y bajo de hasta 30 cm. Como otros suelosde Entre Ríos, muestran variación morfológicaen posiciones de bajo y alto del gilgai; en estecaso la variación más notable es en tipo de hori-zontes y espesor del suelo. En el bajo, el epipedónes levemente más oscuro, con mayor contenidode materia orgánica y con concreciones duras decarbonato de calcio entre 50 y 70 cm, que en elalto se hallan casi en superficie.


Material originarioEs uno de los factores de formación más impor-tantes en la génesis de suelos con propiedadesvérticas. Puede ser de variado origen y edad perosiempre provee, ya sea a partir de herencia ometeorización, elevado contenido de arcillas conalta superficie específica y contenido de bases. Estasúltimas propiedades favorecen la formación y es-tabilidad de los minerales de arcillas en Vertisoles(Coulombe et al., 1996).

En la Región Pampeana se encuentran Vertisoles


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formados en materiales originarios diversos. EnEntre Ríos han evolucionado a partir de sedimen-tos constituidos por margas ricas en esmectitas,provenientes de mantos de basaltos y meláfirosdel escudo brasileño de la FormaciónHernandarias (Scoppa, 1976; De Petre y Stephan,1998). La Formación Hernandarias (Pleistocenomedio, Ensenadense) cubre aproximadamente38.000 km2 en Entre Ríos y menor extensión enCorrientes; consiste en limos arcillosos y arcillasde color rojo, verde, gris y marrón con abundan-te carbonato de calcio; predomina lamontmorillonita, que llega a constituir el 100 %de la fracción arcilla (Iriondo, 1991,1994). En laprovincia de Buenos Aires se desarrollan en sedi-mentos continentales loéssicos (Imbellone yGiménez, 1990) de la Formación Pampiano y ensedimentos marino-estuáricos en ambientescosteros del Piso Querandinense (Cappannini yMauriño, 1966), correspondiente a la Facies VillaElisa de la Formación Las Escobas (Cavallotto,1995). Estos sedimentos son limos arcillosos oarcillas verde oscuro con tonalidades azuladas opardas. En el sur de Corrientes se encuentranVertisoles y Subgrupos vérticos de Molisoles de-sarrollados en el Grupo Toropí-Yupoí (Pleistocenosuperior-Holoceno) y Grupo Solari-Serra Geral(Jurásico superior-Cretácico inferior), en los de-partamentos de Sauce y Curuzú Cuatiá. La For-mación Toropí está compuesta por arenas arci-llosas, limos arenosos, de colores grises amari-llentos y verdosos y la Formación Yupoí por are-niscas pelíticas hasta pelitas arenosas, gris casta-ño claro y a veces rojizas, ocasionalmente conintercalaciones arcillosas. La Formación Solariestá constituida por areniscas homogéneas decolor amarillo rojizo; la Formación Serra Geralcomprende basaltos de distintas tonalidades,desde negros y grises hasta rojizos (Herbst y SantaCruz, 1985).

Fuera de la Región Pampeana se encuentranVertisoles en la provincia de Chubut en el áreadel arroyo Nant y Fall, con bosques de ciprés dela cordillera (Austrocedrus chilensis), especie na-tiva de 20 m de altura y diámetros hasta 65 cm.Esta especie tiene riesgo de desfoliación y muer-te debido a los períodos de anoxia originadospor la baja macroporosidad de los materiales ar-cillosos (La Manna et al., 2004). También se en-cuentran Vertisoles en el departamento Minas enla provincia del Neuquén desarrollados en tobasterciarias (Irisarri et al., 1980) y en Río Negro (DelValle, 1998).

ClimaEs también un factor de importancia en la for-

mación y distribución de los Vertisoles. Estos sue-los deben experimentar cambios estacionales dehumedad, ya sea por alternancia de estacioneshúmedas y secas o por períodos de déficit hídricodurante la estación de crecimiento. Más allá deeste patrón de periodicidad estacional, no nece-sariamente anual, los Vertisoles y suelosvertisólicos se forman en el mundo bajo un am-plio intervalo de condiciones climáticas, desdetemperaturas medias anuales entre 0º a mayorde 25ºC y precipitaciones medias anuales entre250 y 3000 mm. El 65 % se encuentra en regionessemiáridas; el resto se distribuye en regiones conclima árido (18 %), húmedo y subhúmedo (13%) y mediterráneo (4 %). En zonas con altas pre-cipitaciones como la Región Pampeana, la mi-gración diferencial de arcillas potencia el enri-quecimiento de arcilla fina en los horizontessubsuperficiales, favoreciendo el desarrollo depropiedades vérticas.

TopografíaEs un factor que tiene menor influencia en laformación inicial de Vertisoles y suelosvertisólicos, aunque una vez formado elmicrorrelieve gilgai, en los suelos ubicados enlas posiciones más bajas del relieve, se favorece-ría la acumulación y retención de bases y sílice,la formación y equilibrio químico de los minera-les esmectíticos, aumentando la capacidad deintercambio catiónico. Muchos Vertisoles se de-sarrollan en paisajes y materiales jóvenes, aun-que también pueden estar en superficiesgeomórficas antiguas.

VegetaciónNo es un factor activo y posee escasa influenciaen la pedogénesis y distribución de Vertisoles,ya que es más una consecuencia que un factorprimario de formación (clima). De todas mane-ras es un buen indicador de la variabilidad su-perficial de propiedades de los suelos, sobre todoen topografía y drenaje, y se puede observar enfotografías aéreas como patrones de variacióntonal. La propiedad que tiene mayor impacto enla vegetación es la variación de humedad porevapotranspiración y desarrollo de distintos pa-trones de agrietamiento por desecación; así, losVertisoles con vegetación natural o gramíneaspodrían desarrollar el clásico patrón de agrieta-miento poligonal en cambio aquellos bajo culti-vos formarían patrones de agrietamiento linealdebido a la mayor elevación y aumento en el po-tencial de agua en los suelos de los camellones decultivo comparados con aquellos en los surcos.



La expansión y contracción de los materiales cons-tituyen un conjunto de procesos complejos, di-námicos, que son responsables del comporta-miento de Vertisoles y Subgrupos vérticos deAridisoles, Entisoles, Gelisoles, Inceptisoles,Ultisoles y, particularmente en la RegiónPampeana, de Molisoles y Alfisoles. En la Tabla5.1 y Figura 5.2 se presentan característicasmorfológicas de Vertisoles de la RegiónPampeana.

Expresiones morfológicas del proceso devertisolización son: microrrelieve gilgai; estruc-turas diapíricas; horizontación cíclica; agrieta-miento superficial y subsuperficial; agregadoscuneiformes y superficies de deslizamiento, ca-ras de fricción o barnices de tensión (estos tresúltimos términos se usarán indistintamente a lolargo del texto como traducción del vocablo in-glés «slickensides»).

De los rasgos mencionados, sólo el agrietamien-to y las características de los agregados son co-munes a todos los suelos ricos en arcillasexpandibles. El proceso de vertisolización podríaencuadrarse dentro de un proceso o tendenciamás general de haploidización, el cual se refierea todos los procesos que conducen a una mezclao turbación de los materiales, dificultando la di-ferenciación de horizontes, oponiéndose por lotanto al proceso general de horizontación. Cuan-do se presenta microrrelieve gilgai, la variabili-dad lateral y en profundidad de las propiedadesde los suelos puede ser tan grande, que algunosautores en lugar de horizontes hacen referenciaa «lentes subsuperficiales discontinuas» (Beckmanet al., 1970; Spotts, 1974). El tema de la variabili-dad espacial se ampliará en la sección «Elmicrorrelieve gilgai».

Algunos rasgos, como las concreciones de carbo-nato de calcio, pueden tener una distribuciónirregular por el desplazamiento producido porlos movimientos vérticos. La homogeneizaciónde los perfiles se demostró mediante datacióncon 14C; se obtuvo una edad más o menos cons-tante de la materia orgánica hasta una profundi-dad de 60-80 cm, aumentando muy rápidamen-te por debajo (Blackburn y Scharpenseel, 1973).Más recientemente, otros autores ponen en dudaque los movimientos de inversión o mezcladosean siempre efectivos (Wilding y Tessier, 1988).En Vertisoles de Entre Ríos se encontró utilizan-do 14C, un aumento regular de la edad de la ma-

teria orgánica desde la superficie hacia los hori-zontes más profundos (Stephan et al., 1983; DePetre, 1988). En Texas, Wilding y Tessier (1988) yNordt et al. (2004) señalan que las funciones pro-fundidad de varios componentes (carbono, car-bonatos, sales solubles, etc.) no muestran ano-malías notorias, en posiciones de microloma ymicrodepresión de Peludertes y Hapludertes.

La mayoría de los Vertisoles del mundo poseensecuencias de horizontes A-AC-C, A-Bw-C o A-Bss-C. El elevado contenido de arcilla no favorece lapermanencia de rasgos de iluviación, en el casoque se formen; sin embargo, en la RegiónPampeana se describen Vertisoles con horizon-tes argílicos, como en la Serie San Gustavo(Peludert argílico; A1, B21t, B22t. B23ca, B3ca,Bcag), teniendo en cuenta el incremento marca-do de arcilla entre el horizonte superficial y elsubsuperficial y la observación de barnices arci-llosos en el campo (INTA-Gobierno, de Entre Ríos,1980). Usando evidencias semejantes, se descri-ben Vertisoles con horizonte argílico en el NE dela provincia de Buenos Aires en la Serie Verónica(Cromudert típico, A1 IIB2t, IIIB3, IIIC; INTA, 1989)y en un Cromudert ácuico (A, Btss1, Btss2, Btkss,BC1, BC2, C; Imbellone y Giménez, 1990). En untrabajo pionero, se confirmó mediantemicromorfología, la presencia de revestimientosde arcilla a lo largo de grietas y poros de los ho-rizontes profundos y el suelo se describió como«Grumosol», A11, A12, A13, ACca, Cca (Jongerius yBonfils, 1964).

La inestabilidad de la matriz del suelo suele pro-ducir la incorporación del material iluviado des-de horizontes eluviales como también la ruptu-ra de revestimientos texturales, si los hubiera,imposibilitando su identificación macroscópica(Scoppa, 1978/79). En algunos casos, los barnicesy revestimientos texturales se hacen visibles pordebajo de la zona de máxima pedoturbación (ho-rizontes BC). Asimismo, las superficies de desli-zamiento pequeñas y abundantes pueden con-fundirse con barnices de arcilla iluvial. Por loexpuesto, se sugiere que en la descripciónmorfológica de Vertisoles, se verifique la presen-cia de rasgos de iluviación antes de calificar loshorizontes como Bt, ya que es posible confundirlas superficies de deslizamiento de poca exten-sión con barnices arcillosos y viceversa; esta ob-servación ya se mencionó al redescribir la SerieFebré en Entre Ríos (INTA, 1998) y en Vertisolesde la Planicie Costera del río de la Plata donde asimple vista se plantea el interrogante mencio-


nado (Imbellone et al, 2006). Sin embargo, laobservación micromorfológica del suelo hasta elhorizonte C confirma la ausencia de rasgos deilimerización y motiva que los horizontes se de-nominen Bw o Bss en vez de Bt (Imbellone, in-édito). En este caso, los Vertisoles se han forma-do en un sedimento con alto potencial vértico, adiferencia de los suelos con rasgos vérticos for-mados en depósitos loéssicos, ya que en éstos lailuviación de arcilla se puede observar en loshorizontes BC fuera de la zona de mayor activi-dad mecánica.

ColorEl color de los Vertisoles es diverso (negro, rojo apardo, gris, etc) y en los últimos años disminuyóel énfasis en este rasgo. Inicialmente se conside-ró el color oscuro una propiedad distintiva y setrató de dar una explicación a ello. Más aún, cuan-do hay influencia marcada de procesoshidromórficos el color del suelo suele reflejar esteproceso, como ocurre en Vertisoles de planiciescosteras inundables tales como la planicie coste-ra del río de la Plata y de Texas, con abundantessuperficies de deslizamiento y matices 2,5Y.Muchos Vertisoles poseen colores oscuros unifor-mes en gran parte del perfil, atribuído a la pre-sencia de complejos muy estables entre las arci-llas expandibles y los ácidos húmicos grises(Greenland, 1971). En estos casos habría unaadsorción específica órgano-mineral por penetra-ción recíproca de hidróxidos en moléculas orgá-nicas o de aniones orgánicos en las capasoctaédricas ferríferas de las arcillas. La mezclade materiales origina a veces, perfiles de coloresuniformes en los cuales es difícil diferenciar ho-rizontes y, en otros casos, límites ondulados, irre-gulares o quebrados como en la Serie La Espe-ranza en Corrientes (Hapludertes oxiácuicos,Ligier et al., 2001). En Vertisoles de Entre Ríos,hay colores con intensidades bajas tanto paracontenidos elevados como bajos de carbono or-gánico (Jongerius y Bonfils, 1964). En este senti-do Dixon (1982) afirma que la pigmentación os-cura no se debe a altos niveles de carbono orgá-nico sino a complejos estables de materia orgá-nica y arcilla unidos externamente a mineralesde arcilla con elevada superficie específica. Hay,sin embargo, Vertisoles con intensidades altas(antiguos Grandes Grupos crom-); este hecho seatribuye a menor cantidad de montmorillonita,mayor proporción de óxidos de hierro, mejordrenaje o una combinación de estas característi-cas (Dudal y Eswaran, 1988). En algunos suelosde la Región Pampeana el color es una caracte-

rística principalmente litogénica (Imbellone etal., 2006).

Estructura y zonas distintivasdel perfil La estructura y rasgos físicos son las característi-cas morfológicas distintivas de Vertisoles. La es-tructura es una característica temporal; la forma,tamaño, grado y consistencia de los elementosestructurales están relacionados con la condiciónde humedad del horizonte en el momento enque el suelo se estudia. Por eso, a fin de obteneruna adecuada apreciación de la condición y evo-lución de la estructura es conveniente realizarlas observaciones bajo distintas condiciones dehumedad del suelo. La estructura general de lossuelos vertisólicos es particularmenteanisotrópica. Se mencionan a continuación lascaracterísticas estructurales clásicas idealizadas deun modelo teórico de éste tipo de suelos, que nosiempre se presentan en todos los Vertisoles (Fi-gura 5.3).

Zona 1 (horizonte A1). Puede alcanzar hasta 25cm o abarcar la profundidad de arada. En loshorizontes superficiales, aproximadamente has-ta 10 cm de profundidad, se suele desarrollar es-tructura granular, con bloques muy finos y resis-tentes, atribuidos a la denominada autoestruc-turación («self-mulching»). Autoestructuración esla capacidad del suelo a formar recurrentementeestructura granular fina, estable en agua, consis-tente en agregados con diámetro menor de 5mm, por secado y rehumedecimiento, despuésque la estructura fue destruida por mezclado(Grant y Blackmore, 1991). Esta estructura es laque dio origen al nombre Grumosoles con quese conocía a los Vertisoles en la clasificación delos Estados Unidos de 1949 (Thorp y Smith, 1949).Este nombre posteriormente se abandonó pueshabía suelos que eran masivos en los horizontessuperficiales, propiedad que se consideró comoun proceso de degradación, sin conocer su ori-gen específico (propiedades intrínsecas del ma-terial del suelo, clima o a prácticas de manejo).Infrayaciendo se suele encontrar estructura pris-mática, constituida por grandes prismas de has-ta 30 cm de ancho, que rompen a bloques angu-lares gruesos y poseen consistencia dura o muydura. Estos prismas quedan aislados como uni-dades discretas, separados por grietas después dela desecación del suelo; aún si el suelo es aradolos prismas se reestablecen durante la estaciónde cultivo.

Zona 2 (horizonte A2). Es una capa entre 10 y 30


cm de espesor, con bloques angulares gruesos ymuy gruesos, algunas veces prismas, de consis-tencia dura o muy dura. Si hay una capa aradasuperficial esta zona compacta puede restringirla penetración de las raíces y el intercambio desoluciones y gases y, consecuentemente, la acti-vidad biológica.

Zona 3 (horizonte Bss1). Tiene un espesor varia-ble entre 10 y 100 cm y está formada por agrega-dos cuneiformes (ing.: «cuneate» lat.: «cuneus»,cuña) con relación de ejes equidimensional o alar-gada, superficies de forma plana y bases trian-gular o trapezoidal (Brewer, 1964), con sus ejesinclinados entre 10 y 60° respecto a la horizon-tal, de forma ortorrómbica (5 a 10 cm de longi-tud en su eje mayor). Las caras de los agregadospresentan superficies lisas o estriadas con estríassubparalelas a los ejes mayores. La forma de cuñaresulta de la intersección de caras de fricción; estamorfología se describió inicialmente comolenticular («lentils»; Krishna y Perumal, 1948) yposteriormente como estructura cuneiforme obicuneiforme («cuneate, bicuneate structure»)por otros autores (Brewer, 1964; De Vos y Virgo,1969).

Zona 4 (horizonte Bss2). Esta es la zona de lassuperficies de deslizamiento o caras de presión(«slickensides») con espesor entre 25 y 100 cm. Estosrasgos son unidades bidimensionales de aparien-cia lustrosa y brillante, que pueden ser estriadas yforman parte de los agregados cuneiformes; no

Figura 5.3. Modelo estructural de formación de Vertisoles. Modificado de Coulombe et al., 1996.

son planas sino más bien curvadas u onduladas,formando conjuntos subparalelos con el eje ma-yor inclinado desde la horizontal dando la impre-sión de intersección de grietas ordenadas en un«sinclinal». La parte más profunda del mismopuede estar entre 50 y 125 cm, mientras que lamás somera entre 25 y 50 cm, alcanzando la capaarable. La amplitud entre los dos «brazos» es eldiámetro del microrrelieve gilgai y puede variarentre 3 y 25 m.

Zona 5 (horizontes C, Cr, R). Esta constituida pormaterial originario arcilloso y puede infrayacera la zona 3 o 4. Está sujeta a menores variacionesde humedad; es masiva y a veces posee acumula-ciones de yeso y/o carbonatos.

En la provincia de Entre Ríos los Vertisoles po-seen estructuras características con rasgosmorfológicos conspicuos pero a veces no es posi-ble encontrar todas las zonas mencionadas ante-riormente. En el departamento La Paz, (noroestede la provincia de Entre Ríos) se encuentranHapludertes típicos en una planicie suavementeondulada con pendientes entre 2-3% desarrolla-dos en materiales palustres o lacustres de la For-mación Hernandarias. Los suelos de la cresta ydel bajo del gilgai difieren considerablemente,con desniveles de hasta 30 cm; en el bajo estápresente un horizonte B2 argílico (Btss) y las con-creciones calcáreas están entre 50 y 70 cm; encambio, en la cresta los horizontes A (Ak)sobreyacen a una zona de transición (ACk) hacia


el horizonte C (Ck), con carbonato en superficieo muy cerca de ella (Gira Edafológica del XIXCongreso Argentino de la Ciencia del Suelo,Paraná, Entre Ríos, 2004). En la Figura 5.4 semuestra un suelo de la Serie San Gustavo corres-pondiente al perfil analizado durante la GiraEdafológica, donde se aprecia una marcada es-tructura diapírica con variación en la profundi-dad de los carbonatos.

Patrones de distribuciónde humedadLos regímenes hídricos de estos suelos son difíci-les de caracterizar porque los procesos de expan-sión-contracción producen cambios constantes enla distribución de tamaño de poros. Por otra par-te, el frente de humedad avanza no sólo desdela superficie sino también a partir de grietas pro-fundas que se llenan de agua por flujo preferen-cial («bypass flow») (Figura 5.5). Ocurre cuandolas lluvias son intensas, y cuando son más sua-ves, sólo las grietas superficiales se cierran. Sepuede decir que los Vertisoles desarrollan su «pro-pio» clima: son más secos que los suelos zonalespor la fuerte evapotranspiración que se producea través de las grietas y más húmedos por elanegamiento debido a la baja infiltración cuan-do las grietas se sellan; sin embargo, se ha esta-blecido una relación entre los regímenes de hu-medad y algunos rasgos morfológicos y otraspropiedades. Así, al pasar de regímenes de me-nor a mayor humedad, ústico, xérico a údico (SoilSurvey Staff, 1999): las grietas se hacen más pro-fundas y anchas; la estructura cuneiforme se hacemás notable; la autoestructuración superficial(«self-mulching») es más débil y fina; los hori-zontes superiores tienen más materia orgánica,y colores más oscuros y menor contenido de sa-les solubles y sodio intercambiable; elmicrorrelieve gilgai se hace más pronunciado.

El microrrelieve gilgaiUna de las manifestaciones externas del procesode vertisolización es la presencia, en algunos ca-sos, de una sucesión de microlomas omicrocordones que alternan con microdepresio-nes aisladas o interconectadas. Esta morfologíaexterna, si bien no es específica de suelos vérticos,suele ser conspicua en Vertisoles y se conoce comomicrorrelieve gilgai (nombre aborigen australia-no que significa «hoyo con agua»), del cual exis-ten diversos tipos. Hallsworth y Beckmann (1969),describen 6 tipos de gilgai: normal o redondo(«normal o round»); poceado («melon-hole»);reticulado («lattice»); lineal u ondulado («linearo wavy»); estanque («tank») y pedregoso(«stony»). Luego Paton (1974) realiza una deta-llada descripción morfológica de los tipos degilgai en Australia considerando la morfologíabásica de todo gilgai: un «montículo»(«mound»), una «depresión» («depression») y unaporción planar o subplanar intermedia entre losotros dos elementos denominada «escalón»(«shelf»). Los agrupa en dos clases principales:lineal («linear») y circular («nuram», términoaborigen australiano que significa «picado deviruela» - «pock-marked»-, debido al aspecto deesos rasgos frecuentemente observados en foto-grafías aéreas), subdividiendo a esta última encuatro tipos sobre la base de la extensión relati-va del montículo y de la depresión: Tipo a: mon-tículo y depresión poseen igual desarrollo, sinescalón. Tipo b: montículo más extenso que ladepresión, sin escalón. Tipo c : depresión másextendida que el montículo, sin escalón. Tipo d:con montículo, depresión y escalón.

Numerosos autores (Beckman et al., 1970; Spotts,1974; citados por Wilding et al., 1990) adviertenlos problemas que plantea la descripción de lavariabilidad de los suelos con microrrelieve gilgaidebido a que los horizontes serían en realidad

Figura 5.5. Desplazamiento del frente de humedad con grados de humedad crecientey decreciente. Modificado de Bouma y Lovejoy, 1988.


«lentes subsuperficiales discontinuas»,ejemplificado con perfiles ubicados en distintasposiciones topográficas del microrrelieve. Un es-tudio detallado de la variabilidad espacial en trin-cheras que abarcaban las distintas posicionesentre microloma, microdepresión y posicionesintermedias, mostró diferencias notables en laspropiedades morfológicas, físicas y químicas quese indican en la Tabla 5.2. La gran variabilidadespacial de propiedades superficiales ysubsuperficiales condujo a pensar en la impor-tancia de la verificación de las misma en cortasdistancias y a proponer el replanteo del concep-to de pedón (Wilding et al., 2002).

En la Región Pampeana no existen estudios siste-máticos como el mencionado, si bien se mencio-na la variabilidad espacial de propiedades entrecresta y bajo de gilgais poco expresados en EntreRíos. Se postula que dichas variaciones se debentanto a movimientos en masa como a procesosde erosión, probablemente natural. Así por ejem-plo se menciona la variabilidad en la presenciade concreciones calcáreas, las que se encuentrandesde los horizontes superficiales hasta los 60 cmde profundidad (INTA, 1998).

El microrrelieve gilgai posee influencia en la dis-tribución de especies vegetales. Generalmente seobservan especies más xerofíticas en los montí-culos y mesofíticas en las depresiones. En Austra-lia se encuentran preferentemente gramíneas enlas lomas y hierbas en las depresiones (Thompsony Beckman, 1982). Ferrer et al. (1971) señalan lapresencia de la comunidad del flechillar (Stipasp.) en las microlomas y del duraznillar (Solanumglaucophyllum) en las microdepresiones en unmicrorrelieve gilgai de la provincia de BuenosAires. Respecto a cultivos de cereales se señalaque en años sin estrés hídrico el mejor crecimientose presenta en las microdepresiones, debido a losmayores tenores de N disponible, proveniente dela mineralización de la materia orgánica, que enesos sitios es más intensa. También se adviertemayor posibilidad de deficiencia de cinc en plan-tas de las microlomas, donde el pH es más alto yel suelo tiene mayor contenido de calcáreo. Enlos micromontículos se encontró contenidos in-feriores de potasio intercambiable. (Thompson yBeckman, 1982). Se sugiere que en algunosVertisoles las diferencias en salinidad debida a lamicrotopografía, también podría influir en losrendimientos.

El microrrelieve gilgai fue descripto por primeravez en Australia (Jensen, 1911) y luego se lo en-contró en diversos lugares del mundo (India:

Krishna y Perumal, 1948; Kenia: Stephen et al.,1956; EE.UU.: Wilding et al., 1990, etc.). Es co-mún en Uruguay, que tiene una amplia superfi-cie con Vertisoles. En paisajes planos está consti-tuido por montículos y depresiones irregularesde diámetro inferior a 1 m. En laderas se encuen-tra el gilgai lineal con crestas y depresionesaproximadamente orientadas en dirección de lamáxima pendiente. Estas áreas se conocen co-múnmente como «campos de oleadas». Se seña-lan desniveles de 5 a 25 cm y distancia entre cres-tas de 2 a 3 m (López Taborda, 1967).

En la Argentina está bien manifestado en EntreRíos (Figura 5.6) y Corrientes, mientras que en laprovincia de Buenos Aires tiene menor grado deexpresión. En la provincia de Entre Ríos se haobservado microrrelieve gilgai de tipo lineal yredondo. El primero se encuentra en pendien-tes, la distancia entre crestas es de aproximada-mente 6 m, variando según el gradiente, y la di-ferencia en altura es unos pocos decímetros. Estáasociado a la red de drenaje y cuando no lo está,es de tipo irregular (De Petre y Stephan, 1998).

En esta provincia se propuso una hipótesis sobreel mecanismo que explicaría la génesis delmicrorrelieve gilgai lineal, donde el factordesencadenante es la erosión hídrica que formacanalículos incipientes (Figura 5.7). En las partesbajas de estos canalículos, donde se concentra lahumedad, hay máximo movimiento en masa(«churning»), mientras que en las partes altas -quese mantienen secas más tiempo- esos movimien-tos, si bien son muy reducidos, están afectadospor presiones ascendentes provocadas por movi-mientos desde las partes bajas (INTA-Gob. EntreRíos, 1980).

En la provincia de Corrientes se describen gilgailineales (Figura 5.8a), circulares e irregulares(Ligier et al., 2001; Cumba et al., 2005). Los pri-meros, muy atenuados, se encuentran en las zo-nas de «lomeríos» y planicies suavemente ondu-ladas en posición de lomas y pendientes de 1 a1,5 %, con orientación sesgada aproximadamente60º con respecto a la inclinación de las mismasdonde se desarrollan Hapludertes oxiácuicos. Enesas posiciones existiría mayor contraste en con-diciones de humedad entre los períodos secos yhúmedos debido al aumento de escurrimiento ymenor infiltración. Las concreciones de carbona-to de calcio se encuentran distribuidas enbolsones y hay indicadores morfológicos de mo-vimientos internos desde la base del horizonteA. La vegetación es una sabana arbolada abiertacon pradera de Sporobolus sp., Cynodon sp.,


Tabla 5.2. Tendencias generales de propiedades morfológicas, físicas y químicas entreelementos topográficos del microrrelieve gilgai.

matorrales de chilca (Baccharis sp.), cardos muyespaciados y árboles aislados de ñandubay(Prosopis affinis).

Los gilgai circulares se encuentran en planiciesmesetiformes y bañados de altura y estarían re-lacionados a condiciones iniciales de suelo des-nudo por sobrepastoreo, que genera mayorescontrastes de humedad con respecto a los sitios

cubiertos por vegetación de pradera; lasmicrolomas de 4 a 6 m de diámetro, está separa-das entre 15 y 20 m, con Epiacuertes crómicos.En superficie se observan grietas cada 10 cm quellegan hasta los 50 cm de profundidad. Hay con-creciones de carbonato de calcio a partir de los20 cm, que se hacen muy abundantes en los ho-rizontes C y afloran en las microlomas. En loshorizontes C hay grietas rellenas con material de

Propiedades Microdepresión Micromontículo

Propiedades morfológicas

Espesor del horizonte A Mayor MenorEspesor del solum Mayor MenorColor Más oscuro Mas claroEstructura

ClaseGrado

Más finaMás fuerte

Más gruesaMás débil

Consistencia Muy firme Extremadamente firmeCaras de fricción

ExpresiónOrientación

MayorAnticlinal

(*) MenorSinclinal

Profundidad de lixiviación Mayor MenorSegregación de CaCO3 Nódulos y concreciones duros.

Distribución aleatoria(*) Nódulos y concreciones duros y

blandos. Distribución bandeadaAncho y profundidad de grietas Mayor Menor

Propiedades físicasMovimiento del agua

ExternoInterno

CentrípetoMayor

(*)(*)

CentrífugoMenor

Contenido de humedad Mayor MenorContenido de arcilla Mayor MenorSuperficie específica Mayor MenorCOLE Mayor MenorResistencia a la cohesión Menor MayorIndice de plasticidad Mayor MenorPorcentaje de contracción Mayor Menor


Carbono orgánico Mayor (*) MenorNitrógeno total Mayor (*) MenorpH Más bajo Más altoBases intercambiables Menor MayorCarbonatos Menor MayorZn y Fe disponibles Mayor MenorConductividad eléctrica Mayor MenorPorcentaje deNa intercambiable Mayor Menor

* La tendencia también se encontró. Modificado de Wilding et al., 1990


los horizontes suprayacentes. La vegetación esuna sabana arbolada de Paspalum notatum,Rinchospora sp., flechillares, ciperáceas aisladasy ñandubay (Prosopis affinis). Los gilgai irregu-lares carecen de forma y distribución topográficadefinida y podrían ser el inicio de los gilgai cir-culares.

Ferrer et al., (1971) describen por primera vez enla provincia de Buenos Aires un microrrelievegilgai, cerca del paraje Punta Piedras, partido dePunta Indio, (Figura 5.9), desarrollado en acu-mulaciones arcillosas de albufera del Platense(Tricart, 1973) a 5 m s.n.m. Se trata de unmicrorrelieve del tipo «redondo», con

a

Figura 5.6. Fotografias aéreas de microrrelieve gilgailineal en interfluvios y pendientes de la provincia deEntre Ríos, (Departamento de Concepción del Uru-guay). Nótese la diferencia en la expresión visual delos rasgos por diferencias de manejo. Escala original:1:20.000.

b

micromontículos y microdepresiones de 1,00 a1,60 m de diámetro y desniveles entre ambos ele-mentos de 14 a 24 cm. Algunos micromontículosestán conectados a través de depresiones nosubcirculares y apreciablemente menos profun-das que las microdepresiones, denominadas«microportezuelos». Los suelos, clasificados comoSolonetz solodizados, poseen estructura columnarpoco expresada en las posiciones altas y en algu-nas depresiones y fuerte degradación de las «ca-bezas» de los agregados. Se ha descripto tam-bién un microrrelieve gilgai en interfluvios pla-nos de la cuenca del río Samborombón, cerca dela localidad de Oliden. Allí se observanmicrolomas subcirculares de 4 a 8 m de diámetroseparadas por depresiones sinuosas interconec-tadas (Figura 5.8b), con desniveles de 0, 15- 0,25m entre ambas posiciones. Los suelos de lasmicrodepresiones son Cromudertes ácuicos y losde las microlomas son Albacualfes vérticos(Imbellone y Giménez, 1990).

Estructuras diapíricasAsociado a veces al microrrelieve gilgai existe unrasgo morfológico espectacular: los diapiros, tam-bién denominados «chimeneas» o «mukkara». Ensuelos donde se presenta este rasgo, el materialde las zonas inferiores de los mismos se intruyena través de los horizontes superiores, a veces al-canzando la superficie. El término «mukkara»,cuyo significado es «dedo» en un idioma abori-gen de Australia, hace referencia a dicha proyec-ción hacia arriba. Estas estructuras se denomina-ron gilgai en el pasado, pero Paton (1974) res-tringe el término gilgai al microrrelieve superfi-cial, ya que no hay relación biunívoca entre lamorfología superficial y subsuperficial, o sea quepuede haber diapiros sin microrrelieve gilgai. Siambos rasgos están presentes, el montículo delgilgai está siempre sobre el diapiro.

Estructuras diapíricas se han observado en el cam-po en suelos de Entre Ríos y sur de Corrientes(Ligier et al., 2001; Cumba et al., 2005), Figura5.10. Aquí, hay claras evidencias de movimien-tos internos aunque hasta el momento no se hanrealizado estudios sistemáticos de los pedonesentre la cresta y el bajo del microrrelieve comolo sugieren Wilding et al., (1990).

Modelos pedogenéticosen VertisolesLos cambios en microestructura y porosidad pro-ducidos por variaciones de humedad del suelo,generan movimientos de la masa del mismo yrasgos observados a escalas macroscópicas hasta


Figura 5.7. Hipótesis de formación del microrrelieve gilgai de EntreRíos. INTA - Gob. Entre Ríos, 1980.

microscópicas. Para explicar las génesis de esosrasgos se han propuesto varios modelos.

Pedoturbación. La pedoturbación es uno de losprocesos pedológicos que conduce a la forma-ción de rasgos vérticos, entre ellos el micro-rrelieve gilgai. Pedoturbación es un concepto quese refiere a modificaciones de la evoluciónpedológica normal de un suelo y es provocadapor varios procesos. Uno de ellos es el efectogenerado por los fenómenos de expansión y con-tracción del suelo cuando el mismo posee eleva-

do contenido de filosilicatos expansivos. En estecaso el concepto se define como argiliturbación(argilliturbation, Springer, 1958, Schaetzl yAnderson, 2005) y la definición de Vertisoles sebasa en este proceso.

Este es el modelo clásico, conocido como«haploidización por argilipedoturbación» o «self-mixing». Propone que durante la estación secase forman grietas de 1 m profundidad o más,donde cae material superficial por agentes bio-lógicos, agua, viento o gravedad. Después del


rehumedecimiento del suelo las grietas se cierranpor expansión de la arcilla y el espacio entre lasgrietas es insuficiente para permitir la expansión.La presión de hinchamiento se libera por despla-zamientos oblicuos y ascendentes del material delsuelo para acomodarse al espacio ocupado por elmaterial de relleno. Se puede producir desplaza-miento y elevación del suelo entre las grietas osobre ellas. El reacomodamiento del material delsuelo genera una débil horizontaciónhomogeneización del perfil y desarrollo de ras-gos a diferentes escalas de observación, comomicrocortes, discontinuidades, caras de presión,superficies de deslizamiento y cutanes de tensiónen los agregados y microtopografía gilgai. Estemodelo sostiene que la pedoturbación es suficien-temente intensa como para evitar lahorizontación. (Hallsworth y Beckmann, 1969;Buol et al., 1980; Ahmad, 1983). Este modelo essolo parcialmente funcional pues no explicaríalas funciones profundidad sistemáticas de la ma-teria orgánica, sales y carbonatos, etc., y actual-mente suele considerarse que se hasobreenfatizado su influencia en la variabilidadespacial de propiedades de Vertisoles.

Un efecto de la argiliturbación, es el desplaza-

miento de granos o pequeños objetos dentro dela matriz del suelo a medida que avanza el fren-te de humectación. Si la matriz del suelo poseeabundantes minerales expandibles, al humectarseempujan los granos de arena hacia arriba, posi-ción en la que suelen permanecer ya que el seca-do del suelo húmedo es un proceso más unifor-me que el de humedecimiento (Yaalon y Kalmar,1978). También son afectados los clastos de ma-yor tamaño y artefactos. Otro fenómeno depedoturbación es la bioturbación (Johnson et al.,1987), mencionado y descripto micromorfoló-gicamente por De Petre (1988) para suelos deEntre Ríos. Este fenómeno afecta los primeroscentímetros en Vertisoles, pero es tan intenso quegenera un horizonte con buena agregación, concaracterísticas mólicas y con una densa red deraíces. Se describen micromorfológicamente yestiman para varias Series (San Gustavo, Yeruá,entre otras) las proporciones del suelo que pre-sentan las denominadas por los autores «inclu-siones» y el grado de deformación de esas zo-nas, producidas por la acción conjunta de labioturbación y la argiliturbación. En algunos ca-sos los sectores que engloban materiales de otroshorizontes alcanzan al 50 % del horizonte. Detodas maneras se considera que «laargiliturbación no es muy efectiva, por lo menosen épocas recientes y cerca de la superficie», yen cambio, es muy evidente en profundidad (DePetre y Stephan, 1998).

Presiones de carga diferenciales. Presiones de carga diferenciales. Presiones de carga diferenciales. Presiones de carga diferenciales. Presiones de carga diferenciales. Esta teo-ría sostiene que el microrrelieve gilgai enVertisoles resultaría de un proceso donde la arci-lla húmeda se mueve desde zonas con alta pre-sión confinada a otras de menor presión, en con-diciones de flujo plástico viscoso (Paton, 1974).Este modelo sugiere que el peso de la carga porenterramiento supera la resistencia al corte delmaterial infrayacente y permite su flujo a travesde un material suprayacente blando (Knight,1980). Suelos con espesor y densidad diferentesproducen presión diferencial sobre un subsueloplástico.

Modelo mecánicoModelo mecánicoModelo mecánicoModelo mecánicoModelo mecánico..... Constituye el mecanismomás generalizado para explicar la formación demicrorrelieve gilgai. Se basa en la formación defallas en el material del suelo a lo largo de pla-nos de corte. Esto ocurre cuando la presión dehinchamiento en el material del suelo en un sis-tema confinado excede la resistencia al corte paraun contenido de humedad determinado (Knight,1980, Wilding y Hallmark, 1984; Wilding y Tessier,1988). Esta teoría se basa en una ecuación empí-rica propuesta por Coulomb en el siglo XVIII y

Figura 5.9. Levantamiento topográfico detallado delmicrorrelieve de Punta Piedras. Modificado de Ferreret al., 1971.


reintroducida por Mohr en 1882.

T= c + σ tan φ

donde:T: resistencia a la deformación por cizalla;c: cohesión;σ: esfuerzo normal a la fuerza de cizalla;φ: ángulo de fricción interna.

Esta ecuación se representa mediante un diagra-ma cartesiano ubicando en el eje y al esfuerzode cizalla y en el eje x al esfuerzo normal. Laresistencia a la deformación por cizalla (T) es laresistencia a la deformación por presión conti-nua de desplazamiento de suelo a lo largo de lasuperficie de ruptura. La cohesión (c) es la inter-sección con el eje de coordenadas y; es una fun-ción de la cohesión más el ángulo de friccióninterna. La cohesión depende de la densidad realy aparente, contenido y mineralogía de arcillas,temperatura y contenido de humedad. El ángu-lo de fricción interna (f) depende de la abundan-cia y fricción entre los granos, que a su vez de-pende de la rugosidad y entrelazado de los gra-nos del esqueleto.

Por ejemplo, en un suelo totalmente no cohesi-vo la cohesión podría ser 0, y la función resisten-cia al corte sería el producto del esfuerzo nor-mal más el coeficiente de fricción interna. Igual-mente, el ángulo de fricción interna podría ser0 para el mismo suelo cuando está saturado porlargo tiempo. Después del rehumedecimiento, lacohesión aumenta mientras el ángulo de friccióninterna decrece. La ampliación de la fórmula pre-cedente (Coulombe et al., 1996), considerando

las variaciones de cohesión del suelo en distintosestados de humedad, permite explicar la forma-ción de superficies de deslizamiento en Vertisolesy predecir la orientación más probable que ten-drían los mismos en esos suelos. Así, es probableque se formen cuando el suelo está húmedo omojado, requiriendo un esfuerzo normal menorque el esfuerzo normal cuando está seco.

En el perfil del suelo los esfuerzos son triaxiales,uno en dimensión vertical y dos en dimensioneslaterales. Al expandirse el suelo es sometido aesfuerzos verticales y horizontales. Consideran-do un modelo simple bidimensional (Figura 5.10),cuando los esfuerzos verticales están confinadosy los laterales exceden la resistencia al corte delsuelo, se forman fallas teóricamente a 45° res-pecto de la horizontal, menos la mitad del án-gulo de fricción interna. Este ángulo podría serrelativamente pequeño en los Vertisoles por elalto contenido de arcilla y los granos del esque-leto se encuentran separados espaciadamente, esdecir no entrelazados, pero en la práctica, losplanos de corte se observan entre 20º y 60º ypodría explicar la formación de superficies dedeslizamiento.

Se pone particular énfasis en el efecto de los pro-cesos de expansión-contracción a partir de la pre-sencia de intrusiones del material del subsuelocercanas a la superficie, en algunos suelos conmicrorrelieve gilgai. En esos casos el espesor delsuelo es mucho menor sobre las intrusiones y elmaterial posee distinta textura y color que elmaterial que los rodea, justamente porque po-see las propiedades del material infrayacente delsuelo que ahora se encuentra casi o en superfi-cie. El agrietamiento estacional afectaríaminimamente a los pedones de las chimeneas. El

Figura 5.10. Modelo mecánico de formación de superficies de deslizamiento en un sistema confinado. a) Com-ponentes de los esfuerzos asociados. b) Orientación de los planos de corte a 45º respecto al esfuerzo principal.Modificado de Wilding y Tessier, 1988.


suelo seco agrietado se rehumedece desde la basede las grietas hacia arriba. Si el materialinfrayacente posee valores de COLE más eleva-dos la acomodación por cambio de volumen pro-duce pliegues, y superficies de fricción que indu-cen a la formación de conos de empuje entre loscuales están las chimeneas (Figura 5.11). En losconos de empuje es donde habría máxima inten-sidad de procesos de expansión-contracción, for-mación de superficies de deslizamiento yargiliturbación; en cambio, en las chimeneas seproduciría sólo movimiento ascendente. En losVertisoles con microrrelieve gilgai el COLE delmaterial inferior suele ser mayor que el superiory el límite plástico de ambos será diferente paraun determinado contenido de humedad, de talmanera que el subsuelo podría ser aún deforma-ble mientras que el material superior está seco yrígido. Esta juxtaposición permite que el subsuelose combe hacia arriba con la formación de chime-neas. Más aún, en las pendientes largas, la pre-sión de reptación puede generar la superposición

Figura 5.11. Esquema de modelo de formación de superficiesde deslizamiento, microrrelieve gilgai y horizontación cíclica.Posibles estados evolutivos. A,B,C, estados iniciales;D,E,formación de chimeneas y conos de empuje; F: estado fi-nal. Modificado de Schaetzl y Anderson; 2005.

de chimeneas en forma de pliegues, unas sobreotras, y parte del material de las chimeneas caeen las depresiones. La lixiviación es máxima enlas depresiones y los carbonatos son translocadosa mayor profundidad; en cambio, el carbonatosecundario y el yeso se encuentran cerca de la su-perficie en las chimeneas (Lynn y Williams, 1992).A pesar de las múltiples investigaciones, el origende diapiros, chimeneas, mukkara y conos de in-trusión aún no se conoce con exactitud. Ellos pue-den estar presentes en algunos paisajes y ausen-tes en las adyacencias; además estar presentes sinmicrorrelieve gilgai. Sin embargo, las investiga-ciones recientes indicarían que los Vertisoles noson tan isótropos como se creía y el fenómeno deintrusión por expansión es más importante que lamezcla (Schaetzl y Anderson, 2005).

Rasgos micromorfológicosLos rasgos micromorfológicos se observan en laorganización de los constituyentes sujetos a re-


se mueve como una fina película a lo largo delos vacios planares no capilares. Pequeñas canti-dades de arcilla suspendida y limo se puedendepositar sobre las caras de agregados mientrasel agua entra en el agregado. Cuando ello ocu-rre, se produce expansión en la superficie de losagregados y las grietas verticales tienden a ce-rrarse. Menos agua entra a lo largo de losmacrovacíos de esa parte superior de los agrega-dos. La expansión de los agregados en direcciónvertical es resistida por el peso del suelosobreyacente. Así, en los primeros estadios dehumedecimiento hay mayor movimiento en sen-tido horizontal que vertical. Se postula que po-drían formarse planos de corte de corta distan-cia, cortos, normales o con inclinaciones meno-res a 45º respecto a la superficie de los agrega-dos. Aunque los desplazamientos relativos seríancortos, las partículas de arcilla tenderían a orien-tarse en planos paralelos, los que una vez forma-dos, constituirían los planos de corte en sucesi-vos ciclos de humectación, aumentando el gra-do de orientación de las partículas. En sueloscohesivos, el entrelazado de las superficies resis-tiría el movimiento horizontal dentro de las grie-tas verticales y así las esquinas de los agregadospodrían expandirse menos lateralmente que lassuperficies verticales en la sección media de losagregados. En este punto el avance del frente dehumectación no ha alcanzado el interior de losagregados y la presión ascendente contra losagregados suprayacentes no alcanza a superar elpeso de los mismos.

En el estadio Cestadio Cestadio Cestadio Cestadio C la presión vertical aumenta y esmás fuerte en las esquinas de los agregados por-que en la sección vertical hay mayor proporciónde suelo húmedo. Ello causaría desplazamientode las esquinas ablandadas de los agregadossuprayacentes y se formarían planos de corta dis-tancia a 45o respecto de las superficies verticales.Cuando el frente de humedecimiento alcanza elcentro del agregado, estadio Destadio Destadio Destadio Destadio D, los vacíosplanares verticales ya están cerrados y bajo sufi-ciente presión de confinamiento se elimina elespacio de los macrovacíos a lo largo de las grie-tas. En este punto la parte interior de los agrega-dos está firme y la exterior blanda. Ahora la pre-sión hacia arriba excede la del suelo suprayacentey la superficie de los agregados comienza a ele-varse. Los agregados suprayacentes estarán suje-tos a presiones desiguales a lo largo de las su-perficies inferiores y las partes externas cercanasa las caras verticales tenderán a moverse haciaarriba más que las porciones centrales, generan-do planos de corte de corta distancia con orien-

organización de la matriz del suelo, en la deno-minada fábrica plásmica (ing.: plasmic fabric,Brewer, 1964) o fábrica de birrefringencia (ing.:b-fabric, Bullock et al., 1985). Las presiones y ten-siones producidas por humedecimiento y secadodel suelo se observan claramente mediantemicroscopía óptica y electrónica y son registrosindirectos de los episodios de expansión y cortedel suelo. Los mismos producen la reorientaciónde las partículas de arcilla, formando zonas alar-gadas con disposición interna de las partículasdispuestas «cara a cara». Con luz polarizada cru-zada se observa un ordenamiento del materialfino del suelo en dominios birrefringentes, depatrones estriados con distintos diseños.

En suelos con características vérticas predominanlas fábricas sépicas (sepic plasmic fabrics, sinóni-mo: striated b-fabrics; «sepic» derivado de«separation»), o sea con separaciones del plas-ma: vosépica o poroestriada, esquelsépica ogranoestriada, omnisépica y másepica o parale-la, reticulada o estriada, con sus variedadesbimasépica y latisépica, según si los dominiosbirrefringentes se ubican en torno a los vacíos,granos del esqueleto o están en la micromasadel suelo (Brewer, 1964) (Figura 5.13).

Un modelo de la génesis de fábricas sépicas(masépicas, esquelsépicas y latisépicas) es el pro-puesto por McCormack y Wilding (1973) quieneselaboran una hipótesis sobre la forma en que seoriginan los planos de deformación y corte enagregados sometidos a un incremento gradualde humedad (Figura 5.14).

Se postula que el corte se produciría dentro delos agregados durante el período de humedeci-miento debido a que algunas zonas de los agre-gados se humedecen primero, mientras otraspermanecen aún secas. Los grados relativos demovimiento durante todo el ciclo de humedeci-miento son mayores en la periferia de los agre-gados que en su interior. Naturalmente, el fren-te de humectación no afecta a igual velocidad atodos los agregados, ya que ellos no poseen unamorfología regular como en el modelo idealiza-do; por lo tanto, los desplazamientos relativosque generan los planos de corte de corta distan-cia son más complejos que los planos mayores.

El estadio Aestadio Aestadio Aestadio Aestadio A corresponde al ingreso de agua enun horizonte arcilloso seco, con mínimo volu-men; en el estadio Bestadio Bestadio Bestadio Bestadio B el agua percoló y se des-plazó hacia abajo a lo largo de vacíos planaresverticales entre las caras de los agregados; el agua


tación paralela o inclinada a menos de 45º res-pecto a las caras verticales.

En el estadio Eestadio Eestadio Eestadio Eestadio E la presión aumenta desde el cen-tro de los agregados y es relativamente más altacerca de los ángulos; como el centro de los agre-gados suprayacentes aún no está blando, unaporción del movimiento es diagonal cerca de las

esquinas formando planos de corte en esa zona.Al culminar el ciclo de humedecimiento, esta-esta-esta-esta-esta-dio Fdio Fdio Fdio Fdio F, todo el agregado está saturado y la pre-sión ascendente eleva la superficie del suelo has-ta el máximo.

Brewer (1964) analiza los efectos de presión ytensiones en el desarrollo de fábricas sépicas pero

Figura 5.13 Rasgos micromorfológicos de suelos de la provincia de Buenos Aires.Superficies de deslizamiento y rasgos de matriz del suelo. Microscopía electrónica de barrido: Albacualf vértico a)horizonte Btss2 (76-125 cm) X 200; b) impronta de raíz X 750. Natracuert c) horizonte Bssg2 (26-58 cm), X500; d) detalleX 2000. Imbellone y Giménez, 1990. Microscopía óptica. Albacualf vértico, horizonte Btss2 (76-125 cm) X 30. e), f), g)fábrica de birrefringencia estriada con fisuras angulares; h) horizonte BCkss (125-148 cm) X 30 cavidades mamelonaresorientadas, aisladas e intercomunicadas, rodeadas por argillanes finos. Imbellone, 1980.

a b

c d

e f


Figura 5.14. Modelo de formación de fábricas estriadas. Modificado de McCormack y Wilding, 1973.

no asigna importancia significativa a las fuerzasde corte. Otros autores señalan que la rotación otranslocación de granos de esqueleto producenpatrones de orientación estriados. En algunosVertisoles las separaciones de plasma subcutáneoestán mejor desarrolladas en la parte inferior delsolum y superior del sustrato. En esta zona pro-funda los vacíos planares son los tipos dominan-tes de vacíos. La liberación de esfuerzos proba-blemente se produce a lo largo de las superficiesde deslizamientos mayores y no sería correlativacon microcortes en la matriz del suelo. Aún noes posible definir parámetros micromorfológicospara separar Vertisoles de Subgrupos vérticos yaque las diferencias entre ambos son de grado yno de tipo.

El análisis de la microfábrica mediante observa-ciones con microscopio electrónico de barridopermite ver la morfología y disposición de laspartículas sólidas y el tamaño y forma de losmicroporos. La escuela francesa desarrolló estetema desde la década de los ´80 (Tessier, 1984,Tessier y Berrier, 1978, entre otros), sobre la basede los trabajos de Hénin (1937). Se mostró que

las unidades morfológicas denominadas«cuasicristales» (apilamiento de varias capas dearcilla) de los minerales arcillosos expandibles,se asocian formando una red flexible,juxtaponiéndose cara a cara, formando porosinterparticulares de hasta 2 μm de diámetro don-de se introduce el agua.

La deshidratación afecta la morfología de lamicroestructura y la porosidad interparticular ygran parte de los fenómenos de expansión-con-tracción en el campo acontecen a altos potencia-les matriciales entre -0,33 y –20 Pa x 105 (1/3 a 20bares de succión). Cerca de la saturación (-0,032Pa x 105 ó 0,032 bares) la microestructura de ma-teriales esmectíticos tiene la forma de un «panalde abejas» donde los cuasicristales de arcilla for-man las paredes de los poros, con porosinterparticulares de cerca de 2 μm de diámetro.Con una ligera desecación (-1 Pa x 105; 1 bar) sepierde agua de los poros interparticulares los quese hacen lenticulares y aplanados y loscuasicristales que forman las paredes plegadasde los poros se orientan cara a cara entre sí en elplano cristalográfico ab. A mayor estrés hídrico


(-10 Pa x 105; 10 bares) muchos de los poros sonobliterados y se alcanza el límite de contraccióndel material (Tessier, 1984; Bruanda y Tessier,1987; Wilding y Tessier, 1988). En un sistema debajos potenciales matriciales (-1000 Pa x 105; 1000bares de succión) la porosidad interparticularcolapsa completamente y los cuasicristales se dis-ponen sobreimpuestos y perfectamente acomo-dados como se observa en las Figura 5.15. (Cumbae Imbellone, 2004).

En Vertisoles de la Llanura de fango del litoralbonaerense se observa para un horizonte Bssg2con 46 % de minerales expansivos en la fracciónarcilla (Tabla 5.3 ), que el ordenamiento de laspartículas libres de arcilla muestra numerososcuasicristales superpuestos, formando por partes,una red subplanar que constituiría el protodiseñodel panal de abejas. Las especies arcillosas purasforman un enrejado tridimensional isótropo queno se observa en el horizonte mencionado, por-

que en este caso la fase sólida posee otrosfilosilicatos que se ordenan en el espacio de dis-tinta forma que los minerales expansivos.

El análisis micromorfológico de suelos de la Lla-nura Alta loéssica bonaerense muestra que losrevestimientos texturales son escasos en los hori-zontes iluviales, aunque la observaciónmacroscópica revela lo contrario, ya que en estetipo de suelos suele confundirse las evidenciasde vertisolización con las de ilimerización. Morráset al. (1998) realizan un estudio micromor-fométrico para calcular la porosidad total de unVertisol utilizando diferentes técnicas. Deducenque en el horizonte A predominan las cavida-des, en los horizontes B cavidades y fisuras seencuentran en proporciones similares, mientrasque en el horizonte C predominan las fisuras.Los valores de porosidad total varían ampliamen-te según los métodos (Morrás, 1993).

Figura 5.15. Microfábrica de minerales expandibles. Microscopía electrónica de barrido. Natracuert a) Organi-zación superficial de un microagregado natural, horizonte Bssg2 (26-58 cm), X2.000 b) Detalle x 7.500; c) y d)Organización superficial de particulas libres x 15.000. Cumba e Imbellone, 2004.

d

ba

c



Todos los minerales de arcilla contribuyen a losprocesos de expansión-contracción, no sólo lasesmectitas. Sin embargo, las esmectitas son losmás abundantes en los suelos vertisólicos, másprecisamente la montmorillonita, pues otrosmiembros del grupo, como saponita y beidelita,poseen menor capacidad de expansión-contrac-ción. La montmorillonita tiene gran capacidadde expansión; sin embargo, esta propiedad noes suficiente para explicar las grandes variacio-nes de volumen, sino que la organización espa-cial, es decir, tamaño, forma y ordenamiento delos individuos cristalinos, juega un papel impor-tante, como se trató anteriormente.

Composición mineralógica de los suelosde Entre Ríos, Buenos Airesy CorrientesA continuación se comentan algunos aspectos delconocimiento existente de la composiciónmineralógica en las zonas con mayor extensiónde suelos vertisólicos de la Región Pampeanacomo son Entre Ríos, Buenos Aires y además Co-rrientes.

En la provincia de Entre Ríos, desde la décadadel 60 comienza el interés por el conocimientode los entonces denominados Grumosoles, a par-tir de estudios pioneros para la época, que inclu-yen descripción morfológica completa,mineralogía, micromorfología, análisis químicos,etc. Guedes y Pécora (1964) y Pécora y Guedes,(1966), realizan análisis térmicos diferenciales y

químicos de perfiles completos de Grumosolespara identificar minerales de arcilla. Estos auto-res concluyen que existe una homogeneidadcomposicional en los perfiles constituida porinterestratificados de illita-montmorillonita, conpredominio de esta última y aumento hacia labase de los mismos. Más tarde, se abordó lainteracción entre la composición mineralógica yla génesis de los suelos y específicamente, el aná-lisis de los procesos de vertisolización llegó en ladécada de los ´80 (Vesco, 1985; De Petre, 1988).Este último autor estudia detalladamente Seriesrepresentativas de Entre Ríos, como Yeruá y SanGustavo entre otras; en ellas las esmectitas sonlos minerales de arcilla predominantes y poseenexcelente cristalinidad, con reflexiones acentua-das y de alto orden (002, 003, 004, 006). (Tabla5.4). A partir de esa década, casi no se realizantrabajos de mineralogía y micromorfología desuelos en la provincia de Entre Ríos.

En la provincia de Buenos Aires las primeras men-ciones de suelos con características vérticas en estaprovincia provienen de Cappannini y Mauriño(1966), en suelos desarrollados en sedimentos co-rrespondientes al Querandinense de Ameghino dela llanura costera del río de la Plata, pero los tra-bajos completos con descripción de los suelos yregistros difractométricos corresponden a Iñíguezy Scoppa (1970) y Vargas Gil et al. (1972). En losVertisoles y Subgrupos vérticos de la llanura altaloéssica de la provincia de Buenos Aires tambiénexiste relación estrecha entre la generación derasgos vérticos en los perfiles de suelo y el conte-nido absoluto de minerales de arcilla expandiblesen el suelo (Imbellone y Giménez, 1990; Giménezet al., 1993) (Tabla 5.5).

Tabla 5.3. Propiedades mineralógicas y físicas de un Natracuert.Llanura costera del río de La Plata.

Horiz. Prof.

(cm)

Mineralogía estimadade arcillas

fracción<2 mm

fracción<2 mμ

I E C I E C

(%)

Arcilla

(%)

Clase

text.

USDA

COLE EL

(%)

Parámetros hídricos

(%)

15 5 1 0,3

(1.105 Pa, bares)

A1 0-2 42 14 12 61 20 19 68,4 arc. nd 70 46,7 59,9 63,7 76,9A2 2-5 39 22 11 54 31 15 71,2 arc. nd nd 32,5 47,5 65,1 61,8

Bssg1 5-26 33 28 13 45 37 17 74,8 arc. 0,10 90 30,7 43,5 49,1 62,1Bssg2 26-58 28 37 15 34 46 18 80,6 arc. 0,15 190 29,3 42,4 49,0 65,72BCg 58-80 21 27 10 37 46 17 57,8 arc. 0,14 160 31,1 32,6 43,8 57,63Cg 80-120+ 6 9 2 36 52 12 17,4 fr.ar. nd 70 9,3 10,2 20,7 31,3

Sunesen, 2000. I: illita, E: expandibles (esmectitas + estratificados), C: caolinita. EL: Expansión libre.nd: no determinado; arc.: arcillosa, fr.ar.: franco arenosa.


En el partido de La Plata hay Vertisoles conpredominancia de minerales illíticos en los hori-zontes eluviales, e incremento de expandibles enlos horizontes iluviales (Tabla 5.5). En estos sue-los los rasgos de vertisolización se presentan endistinto grado de expresión en relación al conte-nido y tipo de minerales arcillosos. En los hori-zontes eluviales del Albacualf vértico de la Tabla5.5 están ausentes, ya que el tenor de arcillatotal es menos de la mitad de los horizontesinfrayacentes y el contenido absoluto de arci-llas expandibles no supera el 10 %. Los hori-zontes iluviales de poseen los contenidos ab-solutos más elevados de minerales expandiblescoincidentemente con los valores más eleva-dos del coeficiente de extensibilidad lineal(COLE). Precisamente en esa porción del perfilel contenido de minerales expandibles superaen promedio el 20 %, valor considerado comoumbral mínimo necesario para la generaciónde rasgos vérticos. El análisis micromorfológicomuestra que en este tipo de suelos suele con-fundirse las evidencias de vertisolización conlas de ilimerización.

La llanura costera del noreste bonaerense cons-

tituye uno de los ambientes generados en laetapa evolutiva más reciente del río de la Pla-ta, entre la última glaciación de finales delPleistoceno y la transgresión holocena. En estafranja de relieve plano-cóncavo, la «llanura defango» es una geoforma cuyo ancho máximose encuentra en la zona de Punta Lara y se es-trecha hacia la zona de Berazategui. En esteámbito las características geomorfológicas,climáticas y los materiales originarios condu-cen a la formación de Vertisoles. Estos suelosse desarrollan en un ambiente del humedalcostero del Río de la Plata, en condicionesácuicas, afectados por anegamientos frecuen-tes de origen pluvial y capa freática alta (0,80-1,00 m). Así, los Vertisoles de la «llanura defango» son un ejemplo típico de un sistemapedológico cuyas propiedades son el resultadode los factores naturales (Coulombe et al.,1996).

Los suelos con elevados contenidos de arcillade la zona recibieron diferentes denominacio-nes: Cappannini y Mauriño (1966) describenGley húmicos salinos alcalinos en la zona quedenominan «llano inundable costero» y privile-

Horiz. Prof.

(cm)


fracción<2 mm

fracción<2 mµ

I E C I E C

(%)

Arcilla

(%)

COLE

CIC

fracción<2 mm

fracción<2 mμ

(cmol kg-1)

A1 0-13 20 24 0 46 54 0,7 44 0,14 40 109B21t 13-40 15 35 0 30 69 0,9 51 0,16 47 87B22t 40-80 20 28 1 42 56 2,0 49 0,16 47 84B23t 80-100 15 36 1 30 69 1,5 52 0,14 48 87B3ca 100-130 7 41 0 15 85 0,5 48 0,16 47 80Cca 130+ 7 39 0 16 84 0,4 46 nd 45 79

Argiudol vértico (Serie Febre I). Material originario: marga redistribuida sobre loess.

A1 0-17 20 8 0 71 28 1,2 29 0,07 29 67

B21t 17-42 nd nd nd nd nd nd 0,14 40 66

B22t 42-58 42 2 1 93 4 2,1 45 nd 43 nd

B31ca 58-83 nd nd nd nd nd nd nd 0,12 42 nd

B32ca 83-100 nd nd nd nd nd nd nd 0,12 38 nd

C1ca 100-130 nd nd nd nd nd nd nd 0,15 34 nd

C2ca 130-150+ 19 16 0 54 45 0,8 35 nd 32 54

Peludert argílico (Serie Yeruá). Material originario: margas esmectíticas

Tabla 5.4. Propiedades mineralógicas y físicas de suelos vertisólicos. Provincia de Entre Ríos.

De Petre y Stephan, 1998. I: illita, E: esmectita, C: caolinita. nd: no determinado.


Tabla 5.5. Propiedades seleccionadas de Vertisoles y Subgrupos vérticos. Llanura Alta.Provincia de Buenos Aires.

Giménez, et al., 1993. I: illita; E: expandibles (esmectitas + interestratificados); C: caolinita; ELP: expansibilidad lineal potencial(incluye los 100 cm superficiales). Superficies de deslizamiento y bloques cuneiformes: xxx abundantes; xx: comunes; x: escasos;-: ausentes; v.: vestigios; nd: no determinado.


gian el proceso de hidromorfia en la clasifica-ción, aun cuando los suelos poseen más de 50 %de arcilla desde la superficie. Etchevehere (1975)y Osterrieth (1980) los denominan Natracualfes yNatracuoles, mientras que Tricart (1973) y Sánchezet al. (1976) los clasifican como Solonetz. VargasGil et al. (1972) identifican Cromudertesacuénticos en el cangrejal alto de la bahía deSamborombón, con dos capas (0-8 cm y 8-22 cm);en la fracción arcilla de ambas domina la caolinita(40 %), seguida en partes iguales (30 %) pormontmorillonita e illita. Esta composición sugie-re la presencia de sedimentos provenientes de lacuenca alta y media del río Paraná. Desde la ver-tiente sedimentológica, Cavallotto (1995) deter-mina argilominerales en suelos de la llanura cos-tera del Río de la Plata, formados a partir demateriales estuáricos, con los siguientes conteni-dos relativos (en la fracción arcilla) deargilominerales de una muestra, sin mención dela profundidad de extracción: a) en la Facies Vi-lla Elisa de la Formación Las Escobas (Llanura defango interior en los partidos de Ensenada, Berissoy Berazategui): esmectita 59 %, illita 28 %,caolinita 9 % y clorita 4 %; b) en la Llanura cos-tera de fango (partidos de Magdalena y PuntaIndio): esmectita 52 %, illita 33 %, caolinita 10%, clorita 5 %. En Acuertes de la misma áreadesarrollados en la Facies Villa Elisa la fracciónarcilla es predominantemente illítica en los hori-zontes A y Bssg1, aumentando los mineralesexpandibles en los otros horizontes B, que gene-ran abundantes superficies de deslizamiento conapariencia de barnices arcillosos de iluviación(Imbellone et al., 2006) (Figura 5.16, Tabla 5.6 yTabla 5.7).

En la Provincia de Corrientes la información demineralogía de arcillas es limitada, aunque enun trabajo reciente del sur de la provincia se es-

tudia tanto la variación de propiedades seleccio-nadas de Vertisoles y Subgrupos vérticos, comola relación entre las mismas y las propiedadesmineralógicas y el comportamiento físico de lossuelos (Cumba et al., 2005)(Tablas 5.8 y 5.9). Losdatos muestran que la variación media de la frac-ción arcilla de los Vertisoles presenta menor dis-persión que en los Subgrupos vérticos y el valormedio es menor que el de Vertisoles de Uruguay.

Además, se muestra la mineralogía de dosVertisoles y un Argiudol vértico del sur de Co-rrientes, representativos de las Series La Esperan-za, El Ombú y Santa María, respectivamente (Ta-bla 5.10). En la Serie La Esperanza los mineralesexpandibles están casi ausentes en el horizontesuperior, con abundancia de caolinita e illita, encorrespondencia con la baja expansión libre (EL)y escasez de rasgos vérticos. Los horizontes me-dios e inferiores poseen altas cantidades de losmismos y EL mayor que en la Serie El Ombú yevidencias de vertigénesis, excepto en el 2Ck. Enla Serie El Ombú la fracción arcilla está casi to-talmente constituida por minerales expandiblesen todo el perfil. Illita y caolinita se encuentranen cantidades mínimas. En la Serie Santa Maríael contenido absoluto de minerales expandibleses alto pero la expresión de rasgos vérticos esdébil, posiblemente por la presencia de gravillaque atenúa la movilidad del material. Contraria-mente, en La Esperanza los rasgos vérticos sonconspicuos por la abundancia de mineralesexpandibles en la masa del suelo, la textura másfina y la ausencia de fragmentos gruesos.

Comparando los tenores de especies mineralógicasen los suelos para las distintas zonas del país (Ta-bla 5.11), se observa que los valores máximos deminerales expandibles en alguna parte del perfilvarían entre 23 % y 45 %, la illita entre 20 % y 44% y la caolinita entre vestigios y 15 %.

Figura 5.16. Registros difractométricos de un Acuert (Pedón 2, Tabla 5.6) de la Planicie costeradel Rio de la Plata provincia de Buenos Aire. Imbellone et al., 2006.....


La Familia mineralógicaLa Familia mineralógica es un conceptotaxonómico (Soil Survey Staff, 1999) y requierepara su definición, el conocimiento mineralógicodel suelo, en distintos tamaños de partículas des-de arena hasta arcilla según el tipo de suelo. Enlos suelos vertisólicos, por pertenecer casi siem-pre a las clases por tamaño de partículas arcillo-

Color Estructura Are. Limo Arc.Horiz. Prof.

(cm)rasgo seco húmedo tipo clase grado

pHC.O.

(%) (%)

ClasetexturalUSDA

Pedón 1

A 0-10 matriz 10YR 6/2 10YR 2/2 bl. ang.med.mod.

7,6 4,2 3,9 47,4 48,7 arc.

Bssg1 10-31 matriz 2.5Y 6/2 2.5Y 3/2 bl ang. med.mod.

8,5 2,0 3,3 39,5 57,2 arc.

Bssg2 31-70 matriz 5Y 4/1 5Y 3/1 bl.ang. med.mod. 8,2 1,0 2.0 29,7 68,2 arc.

Bssg3 70-115 matriz 5Y 4/1 5Y 3/1 bl.ang.med.mod. 7,7 0,4 3,0 26,1 70,9 arc.

2Cg1 115-135 matriz 7.5YR 8/3 7.5YR 4.5/4 bl.ang. med.-mod.

7,3 0,1 27,4 62,1 10,3 fr.lim.

2Cg2 135+ matriz 7.5YR 8/3 7.5YR 5/4 nd 7,2 0,1 14.0 67,4 18,5 fr.lim.

manchas 5Y 4/1

Pedón 2

Ag 4-20 matriz 2.5Y 3/1 2.5Y 3/2 bl.ang.med-fin. f. 8,3 1,9 2,2 28,8 69,1 arc.

Bssg1 20-36 matriz 2.5Y 4/2 2.5Y 3/2 bl.ang. med.-fin.f fuertesconc.mot 7.5YR 5/8

8,3 0,9 2,6 24,2 73,1 arc.

Bssg2 36-57 matriz 2.5Y 5/1 2.5Y 5/2 bl. ang. med-fin.f fuertes.conc. 7.5YR 5/8

9,1 0,7 0,3 27,8 71,8 arc.

Bssg3 57-80 matriz 2.5Y 6/1 2.5Y 5/2 bl.ang. gr.-fin. f.fuertesconc. 2.5Y 5/4

9,0 0,3 3,4 40,0 56,5 arc.

2BCg 80-90 cap. are. 2.5Y 6/3 9,0 0,2 13,4 43,2 43,5 arc.lim.

cap. arc. 2.5Y 4/3 2.5Y 4/3

mot. 2.5YR 5/6

laminar y bl.ang., med-finos,

déb.

2Cg1 90-100 cap. are. 2.5Y 6/3 8,8 0,2 19,3 52,9 27,8 fr. arc.

cap. arc. 2.5Y 4/3 2.5Y 4/3

mot. 2.5Y 5/6

laminar y bl.ang.medios finos.; f.

3Cg2 100-126 cap. are. 2.5Y 7/2 2.5Y 5/2

cap. arc. 2.5 Y5/2 2.5Y 4/2

laminar y bl.ang.fin-muy fin; déb.

9,2 0,1 29,7 39,3 30,9 fr. arc.

4Cg3 cap. are. 2.5Y 6/2 2.5Y 4/2126-136+ cap. arc. 2.5Y 5/2 2.5Y 3.5/2

laminar y bl ang.medios; débiles

7,8 0,2 10,4 44,3 45,3 arc.lim

Tabla 5.6. Propiedades seleccionadas de Acuertes. Llanura costera del Río de La Plata.Provincia de Buenos Aires

Imbellone et al., 2006. bl. ang.: bloques angulares; med.: medios; .gr.: gruesos; fin.: finos; déb.: débiles; mod.: moderados;f.: fuertes; conc.: concreciones de Fe-Mn; mot.: moteados; cap.: capa; arc.: arcillosa; are.: arenosa; fr.: franco; lim.: limosa

sas, finas o muy finas, se exige la cuantificacionde la mineralogia de fraccion inferior a 2 μm. Lafamilia más común es la esmectítica(montmorillonita, beidelita y nontronita) quecualquier otra clase de mineral de arcilla.

Debido a que los Vertisoles están altamenteinfluenciados por la mineralogía del material


Tabla 5.7. Mineralogía de arcillas de Acuertes.Llanura costera del río de la Plata. Provincia de

Buenos Aires.

Horizontes Prof.

(cm)


fracción <2 mm fracción < 2 µm

I E C I E C

(%)

Pedón 1

A 0-10 36 6 6 74 13 13

Bssg1 10-31 34 11 11 60 20 19

Bssg2 31-70 22 33 14 32 48 20

Bssg3 70-115 30 27 14 42 38 20

2Cg1 115-135 6 3 1 62 32 8

3Cg2 135+ 9 8 1 49 44 7

Pedón 2

Ag 4-20 33 26 10 48 38 14

Bssg1 20-36 33 32 9 45 44 12

Bssg2 36-57 32 31 9 45 43 13

Bssg3 57-80 17 33 7 29 58 13

2BCg 80-90 11 27 5 26 62 11

2Cg1 90-100 7 18 3 26 64 10

3Cg2 100-126 9 18 5 28 57 15

4Cg3 126-136+ 9 30 6 20 67 13

Imbellone et al., 2006. I:illita; E: expandibles(esmectitas+interestratificados); C: caolinita.

originario, la familia dependerá de la proporciónrelativa de cada una de las especies arcillosas pro-venientes del mismo. En muchos Vertisoles, yrespondiendo a su explicación genética, predo-minan los minerales expandibles, pero esta noes una condición necesaria para la generaciónde rasgos vérticos pues éstos se pueden formarcon alrededor de 20 % de filosilicatos expandiblesen la fracción arcilla del suelo, y mayor cantidadde otras especies mineralógicas, cuando el mate-rial originario no es esmectítico y la neoformaciónde esas arcillas no es marcada. En los Subgruposvérticos tanto de la provincia de Entre Ríos comoen Buenos Aires y Santa Fe, la participación delas esmectitas es moderada. Asimismo, las cua-tro Series de Argiudoles vérticos descriptas porel INTA en la Pampa Ondulada (Ramallo,Labordeboy, Roldán y Peyrano) pertenecen a la

familia mineralógica illítica.

Propiedades físicas

Granulometría Los suelos vertisólicos poseen una composicióntextural con dominancia de fracciones menoresa 2 μm; el total de arcilla puede alcanzar el 90 %y la arcilla menor a 0,2 μm representar el 80 %de la arcilla total. Las partículas más pequeñasposeen alta superficie específica (desde 100 a 400m2g-1 y hasta 800 m2g-1) y dejan entre susmicroagregados de naturales (cuasicristales) abun-dante cantidad de nanoporos interparticulares quegeneran alto potencial de expansión.

En la Argentina no se desarrollan actualmenteinvestigaciones sobre granulometría de suelosvertisólicos separando subfracciones granulo-métricas de la fracción arcilla según los interva-los pedológicos: arcilla gruesa (2-0,2 μm), arcillamedia (0,2-0,08 μm), arcilla fina (menor a 0,08μm), que se utilizaron en trabajos pioneros de laRegión Pampeana (Scoppa, 1974). La escalasedimentológica (Udden-Wentworth) suele utili-zarse en suelos donde la translocación de arcillaes limitada y con intervalos para distintos tama-ños de arcilla elegidos por los autores, como porejemplo arcilla gruesa (4-1 μm) y arcilla fina (me-nor a 1 μm) mostrado en el caso siguiente(Imbellone et al., 2006).

En Acuertes de la planicie costera del Río de laPlata, la fracción arcilla es dominante en el solum,(entre 48 y 73 %) y disminuye notablemente (en-tre 10 y 45 %) hacia la base de los suelos (Tabla5.6). La arcilla fina (menor a 0,5 μm) predominasobre la gruesa (2-0,5 μm) Figura 5.17a; esta rela-ción se acentúa en los suelos del partido de LaPlata donde la arcilla fina puede llegar al doblede aquélla. La relación arcilla gruesa/fina no per-mite inferir procesos de movilización diferencialpor tamaño de partículas, ya que en ningún ho-rizonte o porción de los suelos se observa enri-quecimiento de arcilla fina. Así, los rasgos devertigénesis se generarían por las característicaslitogénicas del material originario (Imbellone etal., 2006).

Los suelos poseen mayor proporción de materia-les finos en la porción media y superior (Mz: 9 -10,5 φ; limo muy fino–arcilla) e incremento detamaño de partículas hacia la base (Mz: 5 - 6,7 φ;limo grueso-limo mediano), lo que sugiere unadisminución de la energía del agente depositan-te (Figura 5.17b). Además, esta tendencia tam-bién se observa en los valores de las fraccionesrecalculadas eliminando la arcilla, a partir de las


Figura 5.17. Distribución granulométrica de un Natracuert. Partido de Berazategui. a) Histograma, b) Mediaaritmética. Arena (1000-62μm, 0-4 φ) ; limo (62-4μm, 4-8φ); arcilla (4-1μm, 8-10φ); <1 μm valores inferidos a

partir de la curva acumulativa. Imbellone y Mormeneo, información inédita.

cuales quedan verificadas las discontinuidadeslitológicas. Las discontinuidades son mejor ex-presadas por la arena muy fina y el limo grueso,con variaciones que marcan los cambiosgranulométricos de los diferentes depósitos delambiente estuárico; también señalan el límite deestos depósitos que generan Vertisoles, de aque-llos de origen continental que se encuentran enla base de los suelos a profundidades aproxima-das de 1,5 m.

En suelos del sur de Corrientes (Tabla 5.8) los ma-

teriales originarios (Grupos Solari-Serra Geral yToropí-Yupoí) tienen fuerte influencia en la com-posición granulométrica de Vertisoles ySubgrupos vérticos de Molisoles. La arcilla totalen Vertisoles varía entre 30 y 40 % (media: 36 %,desviación típica: 3,4) en suelos desarrollados enel Grupo Solari-Serra Geral, y entre 30 y 50 %(media: 44%, desviación típica: 6,4) en el GrupoToropí-Yupoí. Los suelos poseen un potencialvértico congénito, ya que los horizontes C deSeries como El Ombú (clase textural franco arcillo


Suelos Vertisoles Subgrupos vérticos

Media aritmética (desvío estándar) Media aritmética (desvío estándar)

Horizontes A B C A B C

Arcilla(%) 35,0 (2,6) 42,4 (4,6) 41,0 (5,4) 24,9 (6,3) 38,0 (6,2) 34,9 (6,1)

Limo(%) 51,2 (7,1) 44,6 (6,9) 50,7 (5,9) 45,3 (13,0) 41,3 (10,8) 47,4 (14,1)

Arena(%) 13,7 (6,5) 12,9 (7,8) 8,2 (5,1) 24,9 (6,3) 19,8 (12,1) 17,4 (13,6)

C orgánico(%) 1,9 (0,5) 0,7 (0,4) 0,2 (0,1) 1,7 (0,4) 0,7 (0,3) 0,3 (0,18)

CIC(cmol kg -1) 25,7 (4,8) 31,6 (4,7) 27,5 (4,4) 20,4 (5,2) 26,3 (6,2) 23,7 (2,9)

pH(1:1 en agua) 6,1 (0,6) 8,2 (0,2) 8,2 (0,3) 5,7 (0,5) 7,0 (0,9) 8,0 (0,6)

Cumba et al., 2005. Datos calculados a partir de 16 Vertisoles y 29 Subgruposvérticos de Molisoles; formados a partir de las Formación Serra Geral y Grupo Toropí-Yupoí.

Tabla 5.8. Distribución de propiedades seleccionadas de Vertisoles y Subgrupos vérticosde Molisoles Departamentos de Sauce y Curuzú Cuatiá. provincia de Corrientes.

limosa) y Santa María (clase textural franco arci-llosa) poseen entre 23 y 36 % de argilomineralesexpandibles.

El fenómeno de contraccióny expansiónLa contracción es un proceso fundamental enVertisoles y subgrupos vérticos generado porcambios en el potencial de agua y contenido dehumedad y se refleja en la variación de la poro-sidad interparticular. Se distinguen tres fases decontracción: 1) contracción estructural, que co-rresponde a un pequeño o nulo cambio de volu-men cuando el agua se elimina de los macroporos(porosidad estructural) a bajo potencial de suc-ción (0-0,03 MPa); 2) contracción lineal en la cualhay una reducción de volumen proporcional a lapérdida de agua del sistema, por cada unidad devolumen de pérdida de agua (porosidadinterparticular) hay una unidad de cambio encontracción. Esto acontece entre 0,03 y 1 MPa depotencial de agua y en suelos esmectíticos hastamenos de 1,5 MPa; 3) contracción residual don-de a altos potenciales de succión el decrecimien-to en volumen es menor que la pérdida de agua(Yule y Ritchie, 1980). La presión de expansión esuna presión potencial y sólo se desarrolla com-pletamente en expansión libre y un cambio dehumedad máxima desde el límite de contracciónhasta la máxima humedad de campo o saturación.Las curvas de expansión generalmente difieren

de las de contracción debido a los fenómenos dehistéresis del material arcilloso, y está influidopor cantidad y tipo de arcilla, iones intercambia-bles presentes, concentración de electrolitos,número, velocidad e intensidad de los ciclos desecado y humedecimiento (Wilson y Cerana, 2004;Castiglioni et al., 2005). Cuando el número eintensidad de estos ciclos aumentan, el tamañode los conjuntos de arcilla aumenta y por tantodecrece la porosidad disponible para el almace-namiento de agua; así, la cantidad de agua rete-nida a un potencial específico es generalmentemás baja después de ciclos de rehumedecimiento(Tessier, 1984). Los factores que promueven elproceso de expansión-contracción son: alto con-tenido de arcilla fina, alta superficie específicadel material, presencia de partículas de arcillamineral flexibles, cualquier mineral de arcilladesde esmectita a caolinita, bajo contenido deelectrolitos con sales de sodio y cambios en elcontenido de humedad.

Algunos parámetros para medirla expansión-contracción

Se utilizan diferentes métodos para calcular laexpansión volumétrica y la presión de hinchamien-to, que permiten hacer predicciones sobre el com-portamiento del suelo ante usos agrícolas eingenieriles. Algunos de los parámetros más co-


munes se indican a continuación (Tablas 5.12).

Coeficiente de extensibilidad lineal (COLE, , , , , delinglés Coefficient of Linear Extensibility). Es elcambio de dimensiones que experimenta unagregado de suelo al pasar del estado húmedoal seco. Se obtiene relacionando la longitud deuna muestra de suelo no disturbada aproxima-damente en capacidad de campo (33 kPa) (longi-tud en húmedo: Lh) y su longitud luego de se-carla en estufa a peso constante (longitud enseco: Ls).

COLE = Lh – Ls / Ls

Otra alternativa consiste en medir la densidadaparente de un agregado en capacidad de cam-po (Dah) y luego de secarlo en estufa (Das). Paramedir el volumen del agregado por desplaza-miento de agua, se requiere su impermea-bilización mediante la resina «Saran» diluida enmetiletilcetona, la cual es resistente al calor,impermeable al agua líquida y permeable al va-por de agua (Grossman et al., 1968). El disolven-te debe manipularse con precauciones ya que es

inflamable y causa irritación por aspiración ocontacto. Para calcular el COLE se aplica la si-guiente fórmula:

Para simplificar el cálculo se puede utilizar tam-bién la relación Das/Dah.

El valor de COLE generalmente usado esadimensional, aunque también se puede expre-sar en forma porcentual; en este caso se denomi-na Porcentaje de Extensibilidad Lineal. La Tabla5.12 incluye una escala interpretativa de clasespor potencial de expansión-contracción o de ries-go para usos ingenieriles según distintas formasde expresar el COLE (USDA-NRCS, 2006).

Schafer y Singer (1976) idearon otro método paramedir el COLE que no requiere muestras sindisturbar ya que se utiliza suelo seco al aire ypasado por tamiz de 2 mm. Se realiza una pastaligeramente más seca que saturada que se colo-ca en una jeringa de 25 ml de capacidad con un

Tabla 5.9. Propiedades seleccionadas de Vertisoles y Subgrupos vérticos de Molisoles.Departamentos de Sauce y Curuzú Cuatiá. Provincia de Corrientes.

Cumba et al., 2005. fr: franco; arc: arcillo/arcillosa; lim: limosa.

Cationes de intercambio

Ca 2+ Mg 2+ Na + K+Materialoriginario

Horizonte Prof.

(cm)

Color

(seco)

M.O.

(%)

pH

(pasta)

ClasetexturalUSDA

C.I.C

(cmol kg-1) (cmol kg -1)

Hapludert oxiácuico (Serie La Esperanza)

Ag 0-20 10YR 4/2 3,6 5,8 fr.arc.lim. 18,7 13,46 3,06 0,22 0,14Btss1g 20-39 10YR 4/1 1,3 6,7 arc.lim. 31,1 22,84 5,61 0,56 0,17Btss2g 39-62 10YR 4/1 1,4 7,9 arc.lim. 26,4 26,82 5,30 1,14 0,142BCk 62-86 10YR 4/1 0,6 8,3 arc.lim. 29,3 -- -- 0,68 0,12

Grupo Toropí-Yupoí(areniscas -limolitas)

2Ck 86-115 10YR 6/3 0,5 8,5 arc.lim. 25,8 -- -- 1,90 0,14

Epiacuert crómico (Serie El Ombú)

Ag 0-21 10YR 5/2 1,5 6,7 fr.arc.lim. 23,0 17,66 1,83 0,51 0,06BCkss1g 21-56 10YR 4/1 1,3 6,7 fr.arc.lim. 28,7 23,46 3,66 2,27 0,09BCkss2 56-75 10YR 4,5/1 0,8 7,1 fr.arc.lim. 29,1 -- -- 2,35 0,15

Grupo Solari-Serra Geral(basaltos yareniscas) Ckss 75-125 10YR 6/3 0,05 8,4 fr.arc.lim. 26,9 -- -- 2,54 0,40

Argiudol vértico (Serie Santa María)

A 0-17 10YR 4/1 3,7 6,0 fr.lim. 17,0 11,79 2,28 0,25 0,12BAt 17-28 10YR 3/1 2,5 6,1 fr.arc.lim. 20,8 14,48 2,65 0,34 0,10Bt 28-46 10YR 4/1 1,7 6,4 fr.arc. 25,9 20,19 4,75 0,51 0,12

Btss 46-66 10YR 4/1 1,3 7,2 fr.arc. 25,9 22,03 4,65 0,60 0,13BCk 66-84 10YR 5/2 0,7 7,8 fr.arc. 19,0 -- -- 0,67 0,14

Grupo Solari-Serra Geral(basaltos yareniscas)

Ck 84+ 10YR 6/4 0,3 8,3 fr.arc. 19,0 -- -- 0,65 0,15

COLE = √ (Das / Dah) - 13


Tabla 5.10. Propiedades mineralógicas y físicas de Vertisoles y Subgrupos vérticos de Molisoles.Departamentos de Sauce y Curuzú Cuatiá. Provincia de Corrientes.

Tabla 5.11. Valores comparativos de la mineralogía de arcillas deVertisoles del centro - este de la Argentina.

fracción < 2 mm fracción < 2 µmProvincia

Arcilla(%) I E C I E C

Corrientes 28 - 47 vest- 20 vest- 45 vest- 10 vest- 68 vest- 97 vest- 32

Entre Ríos 31 - 52 7 - 20 13 - 41 vest- vest 15 - 93 43 - 85 vest- vest

zona continental 28 - 58 12 - 35 13 - 23 vest- vest 45 - 65 35 - 55 vest- vestBuenosAires

zona costera 59 - 80 6 - 44 5 - 37 vest- 15 33 - 74 13 - 52 7 - 20

Cumba et al., 2005. I: illita; E: expandibles (esmectitas + interestratificados); C: caolinita.


orificio de salida de 1 cm de diámetro. Accio-nando la jeringa se producen varios cilindros so-bre una superficie no adherente (teflón) y se midesu longitud con un calibre promediando los da-tos (Lh). Luego de dejarlos secar al aire se midesu longitud en seco (Ls), calculando el COLE conla fórmula (Lh-Ls) / Ls. La escala propuesta porestos autores para interpretar los valores calcu-lados según este método difieren ligeramenterespecto al COLE convencional. Este método hasido utilizado por Simon et al. (1987) para eva-luar la expansividad de Ultisoles y Alfisoles deEE.UU., pero interpretando los datos con otraescala (Tabla 5.12).

Extensibilidad lineal. Un parámetro derivado delanterior, es la extensibilidad lineal (EL), la cualse relaciona con el espesor de los horizontes quese consideren:EL = COLE x espesor del horizonte (cm)

La extensibilidad lineal se utiliza, comoparámetro alternativo de los rasgos morfológicos(grietas, superficies de deslizamiento), para defi-nir los Subgrupos vérticos en Taxonomía de Sue-los, pero no se emplea en la definición del Or-den Vertisol. La exigencia de extensibilidad li-neal para esos subgrupos es de 6,0 cm o más,valor que se debe alcanzar sumando la EL de to-dos los horizontes minerales hasta una profun-didad de l00 cm o hasta un contacto lítico o pa-ralítico. En Subgrupos vérticos del partido de LaPlata en que se calculó este parámetro, la EL mí-nima exigida era superada con bastante holgu-ra, variando entre 8,8 y 20,7 cm. En la Tabla 5.14se consignan las exigencias de COLE y EL de laTaxonomía de suelos, en las versiones de 1987 y2007.

Ensayo de expansión libre (free swell test) (Holtzy Gibbs, 1956; Abete y Sánchez, 1970). Este ensa-

yo suele ser utilizado con propósitos ingenieriles;se realiza sobre la fracción de suelo seco en estu-fa (105o C) que pasa por el tamiz 40. En una pro-beta graduada que contiene 100 cm3 de agua secolocan 10 cm3 de la muestra. Una vez producidala sedimentación, se lee el volumen del materialexpandido. El resultado se expresa como aumentoporcentual entre volumen final (V) y volumeninicial (10):

EL = (V-10/10) . 100

La escala interpretativa de valores de expansiónlibre es la siguiente: <50% expansividad baja; 50-90% expansividad mediana; >90% expansividadalta.

Consistencia y límites de Atterberg. La consis-tencia es una propiedad crítica en el manejo deVertisoles porque estos suelos poseen un inter-valo limitado de consistencia y condiciones dehumedad favorables para su laboreo ytransitabilidad. La consistencia varía de plásticay adhesiva en mojado, friable en húmedo a duray muy dura en seco. La consistencia es una pro-piedad empírica muy utilizada en suelos. La pre-dicción de la consistencia en función del conte-nido de agua es una herramienta importante enla organización de las prácticas de manejo, equi-pos y métodos de cultivo.

Las constantes de Atterberg (límite líquido y lí-mite plástico) son ensayos empíricos que se usanen ingeniería para caracterizar el comportamien-to mecánico del suelo. Límite líquido es el con-tenido de agua al cual el suelo comienza a fluir,expresado como un porcentaje de suelo seco enestufa. Este límite está afectado por la cantidady tipo de arcilla ya que aumenta con el conteni-do de arcilla, y para un contenido dado de lamisma decrece en el siguiente orden: esmectita> illita > caolinita. También está afectado por

Tabla 5.12. Clases de potencial de expansión-contracción o de riesgo parausos ingenieriles según diferentes determinaciones del COLE.

COLE convencional * COLE porpasta saturada

Clase Valoradimensional

Porcentaje deextensibilidad

lineal

RelaciónDas/Dah

Schafer ySinger(1976)

Simon et al.(1987)

Baja <0,03 <3 <1,10 <0,03 <0,07Moderada 0,03-0,06 3-6 1,10-1,20 0,03-0,08 0,07-0,14Alta 0,06-0,09 6-9 1,20-1,30 0,08-0,14 0,14-0,20Muy alta >0,09 >9 >1,30 >0,14 >0,20

* USDA-NRCS, 2006.


distintos cationes: el sodio genera límite líquidomás bajo, el potasio el más alto y el calcio ymagnesio valores intermedios o iguales. Este com-portamiento probablemente se deba al efecto deestos cationes sobre la microestructura (Coulombeet al., 1996). El límite plástico es el contenido deagua al cual el suelo puede ser moldeado en ro-llos de 3 mm de diámetro sin quebrarse y se ex-presa como un porcentaje de suelo seco en estu-fa. La diferencia entre el límite líquido y el lími-te plástico constituye el índice de plasticidad.


Los Vertisoles poseen características químicascomunes resultantes de su granulometría ymineralogía. La capacidad de intercambiocatiónico (CIC) es en general alta o muy alta.Dudal (1967) consigna valores entre 24 a 62 cmolkg-1 para EE.UU., 25 a 80 cmol kg-1 para países deAfrica y 40 a 60 cmol kg-1 para la India. Isbell(1991) menciona valores de 20 a 80 cmol kg-1 paraAustralia. En los horizontes superficiales, la CICpuede ser algo mayor, pero en general varía pocoen profundidad, o sea que la contribución másimportante correspondería a la fracción arcilla.Para Vertisoles de Uruguay, Durán (1991) señalauna tendencia inversa: valores de 30 a 55 cmolkg-1 para horizontes superficiales, aumentandoen profundidad.

En Vertisoles de Entre Ríos la CIC varía general-mente entre 30 y 40 cmol kg-1 en los horizontessuperficiales y 40 a 50 cmol kg-1 en los horizon-tes B. Para la CIC de la fracción arcilla, los valoresoscilan entre 77 y 109 cmol kg-1 en los horizontesA y 69 a 92 cmol kg-1 en los horizontessubsuperficiales (De Petre y Stephan, 1998). En laprovincia de Buenos Aires los Vertisoles recono-cidos en materiales loéssicos (Series Vieytes,Verónica (INTA, 1989), Gorina (Hurtado et al.,2006) la CIC varía entre 23-25 cmol kg-1 en loshorizontes A y 32-42 cmol kg-1 en los horizontesB. En Vertisoles desarrollados en sedimentosestuáricos de la planicie costera del río de la Pla-ta, la CIC es muy alta (50-70 cmol kg-1) derivadaprincipalmente de los tenores de arcilla extre-madamente elevados (60-80 %) (Imbellone et al,2006). En Vertisoles del sur de Corrientes, Cumbaet al. (2005) encuentran valores medios de CICde 25,7 cmol kg-1 para los horizontes A y 31,6cmol kg-1 para los horizontes B. Para Subgruposvérticos de Argiudoles, dichos valores son de 20,4y 26,3 cmol kg-1, respectivamente.

Otra característica común de los Vertisoles es la

alta saturación en bases, casi siempre superior al50%, aumentando generalmente en profundidady llegando con frecuencia al 100%, por la pre-sencia de carbonatos. En Entre Ríos los horizon-tes superficiales tienen una saturación en basesdel 80-95 % hasta aproximadamente los 70 cm,profundidad a la que aparece generalmente elcarbonato de calcio. En ambientes continentalesde la Argentina el catión que predomina amplia-mente es el calcio. En Entre Ríos y Corrientesparticipa en general en más del 70%. En la pro-vincia de Buenos Aires, dichos valores oscilan engeneral entre 50 y 70 %. En casi todos los casos seobserva un porcentaje creciente en profundidad.El Mg es el catión que sigue al calcio en abundan-cia. En Vertisoles de las llanuras costeras de la Pro-vincia de Buenos Aires el sodio alcanza valoreselevados como consecuencia de la herencia mari-na y estuárica de los materiales originales.

La reacción varía generalmente de neutra aalcalina, dependiendo del material originario yel clima. Los horizontes superficiales tienen ge-neralmente pH 6,0 a 7,5 aumentando en profun-didad hasta alrededor de 8,5 por presencia decarbonatos. Se encuentran también Vertisolesmás ácidos, con pH de 5 a 5,8 (Dudal, 1967). EnVertisoles de Australia, se encontraron horizon-tes subsuperficiales ácidos (pH 4 a 5) con valoresanormalmente elevados de saturación con bases(60 a más de 90 %) (Isbell, 1991). En Entre Ríos lareacción es leve a moderadamente ácida en su-perficie (6,0-6,8) y neutra a moderadamentealcalina (7,0-7,5) en profundidad por la presen-cia de CaCO3 en concreciones o en la masa. LosVertisoles de la Provincia de Buenos Aires ubica-dos en áreas continentales suelen tener reacciónmás ácida en los horizontes superficiales (pH 5,0-5,8) (INTA, 1989). En Natracuertes de las planiciescosteras, la reacción en superficie es levementeácida, tornándose moderada a fuertementealcalina (pH 8,0-9,0) en profundidad por presen-cia de contenidos elevados de sodio intercam-biable.

El contenido de materia orgánica es muy varia-ble en razón de la diversidad del clima y uso dela tierra. Durán (1991) cita valores medios demateria orgánica de 6,4 % en horizontes super-ficiales de Vertisoles profundos de Uruguay. EnVertisoles de Australia el carbón orgánico varíade 0.8 a 2,2% (Isbell, 1991). Comparando estosvalores con los de la India, este autor atribuyelos valores medios más bajos de este país (0,6 %)al uso agrícola mucho más prolongado. En EE.UU.(Alabama, Arkansas y Mississipi) los horizontes


Ap tienen valores que oscilan entre 2,3 y 4,4. EnVertisoles de la Región Pampeana, la materiaorgánica es en general alta (4-6 %). Sin embar-go, el uso agrícola tiende a producir una dismi-nución, como se verá en la sección sobre mane-jo. El contenido de nitrógeno está estrechamen-te vinculado al de materia orgánica, variando engeneral entre 0,20 y 0,25 % en los horizontessuperficiales de Vertisoles de la Región Pampeana.Son valores elevados si se los compara con otrasregiones del mundo, por ejemplo Australia: 0,08-0,18 %; India: 0,03-0,05 %, Sudán, Níger: 0,04-0,06 % (Dudal, 1967). Según este autor, a nivelmundial la relación carbono/nitrógeno en hori-zontes A varía normalmente entre 10 y 14, lle-gando a 16 en suelos que se anegan periódica-mente o en zonas áridas. En Vertisoles de EntreRíos la relación oscila entre 9 y 14; esos valoresindicarían una buena transformación de la ma-teria orgánica (De Petre y Stephan, 1998).

Los Vertisoles suelen tener bajo contenido defósforo asimilable. En la India y EE.UU.se regis-tran valores medios de 10 y 4 ppm, respectiva-mente (Dudal, 1967). En la provincia de Entre Ríosla deficiencia de este elemento es generalizadadebido a los bajos contenidos en los materialesoriginales. Se consignan valores inferiores a 15ppm de P extractable en suelos agrícolas (Quin-tero et al., 2000). El fósforo total oscila entre 240y 96 ppm, correspondiendo los valores más altosa los horizontes superficiales por la participacióndel P orgánico (De Petre y Stephan, 1998). Elpotasio intercambiable se suele encontrar en can-tidades bajas: Africa Central, 0,1-0,3, EE.UU, 0,2-0,5; Ghana 0,05-0,4 Sudán 0,7-1,0 cmol kg-1. Engeneral, su participación en el complejo de in-tercambio no supera el 2 % (Dudal, 1967). EnVertisoles de Entre Ríos se consignan valores su-periores a los mencionados arriba, con prome-dios de 1,5 cmol kg-1 en los horizontes A y 0,9cmol kg-1 en los horizontes B. En los subgruposvérticos de Molisoles y Alfisoles de las provinciasde Buenos Aires y Santa Fe (Pampa Ondulada) seencuentran promedios de alrededor de 2 cmolkg-1 en ambos horizontes, valor que duplica alencontrado en Entre Ríos. Respecto amicroelementos, De Petre y Stephan (1998) con-signan para Vertisoles de Entre Ríos (series SanGustavo y Yeruá) los siguientes intervalos enppm: cinc 0,5 -1,5, cobre: 2,2-3,6; níquel: 1,4-4,1;cobalto 3,1-6,8; boro 0,2-1,5.

Clasificación

HistoriaLos suelos vertisólicos se reconocieron empírica-

mente especialmente por los agricultores desdehace mucho tiempo en razón de sus característi-cas bien definidas. Dudal (1967) indica los nume-rosos nombres vernáculos que reciben estos sue-los en diferentes países: adobe soils (EE.UU.),regur (India, Indonesia), Smolitza (Bulgaria, Ru-mania), sols de paluds (Francia), tirs (Africa delnorte). En muchos casos se hace referencia al co-lor negro: terra nera (Italia), barros pretos (Por-tugal). black clays o black earths (Africa, Austra-lia), sols noirs tropicaux (Africa), etc. Sin embar-go, las clasificaciones reconocen tardíamente aestos suelos. Así, la clasificación norteamericanade 1938 (USDA, 1938), los incluye en el OrdenIntrazonal, Suborden Calcimórficos y gran gru-po Rendzina, que se extiende principalmente entierras negras del norte y centro de Texas y pra-deras de Alabama y Mississippi. El términoRendzina se aplicaba a suelos con horizontes su-perficiales de color gris oscuro o negro quesobreyacen materiales arcillosos más claros, alta-mente calcáreos. En algunas Series se reconoceque debido al agrietamiento que experimentanse desarrolla una estructura granular en perío-dos secos. Más tarde, en la versión modificadade 1949 (Thorp y Smith, 1949) se diferenció elgran grupo Grumosoles, haciendo referencia alproceso de autoestructuración («self-mulching»)que manifiestan algunos de estos suelos en loshorizontes superficiales, el cual le confiere es-tructura granular o en bloques finos angulares.El nombre Grumosol deriva del latin grumus,grumo, gránulo. Posteriormente dicho nombrefue abandonado ya que la estructura granularpuede estar ausente.

El sistema Taxonomía de SuelosEn este sistema (Soil Survey Staff, 1960) se acuñóel nombre Vertisol (del latín vertere, invertir),haciendo referencia a la alta capacidad de ex-pansión y contracción que produce inversión demateriales desde las partes profundas del perfilhacia la superficie y viceversa. De todas mane-ras, estos movimientos que producen tal inver-sión no siempre se producen o son tan marca-dos, como se indica más adelante. El nombreVertisol o con ligeras modificaciones se utilizómás tarde por otras clasificaciones (WRB, france-sa, australiana, etc.).

En la versión 1992 del sistema Taxonomía de Sue-los (Soil Survey Staff, 1992) se efectuaronsubstanciales modificaciones en el Orden. Así, sereintrodujo el Suborden Acuert, aplicado aVertisoles que poseen «condiciones ácuicas» en-tre los 40 y 50 cm durante algún tiempo la ma-yoría de los años. Dentro de este Suborden, los


Grandes Grupos que tendrían difusión en la Re-gión Pampeana serían los Epiacuertes,Endoacuertes y Natracuertes. En los Udertes seeliminaron los Peludertes y Cromudertes, reem-plazados por los Distrudertes (poseenconductividad eléctrica inferior a 4 dS m-1 y pH ≤4,5 en cloruro de calcio 0,01 M, o pH ≤ 5,0 enagua 1:1) y los Hapludertes (no reúnen esas con-diciones). De ellos, los Hapludertes son los demayor difusión areal y los Subgrupos que esta-rían presentes en la Región Pampeana serían losácuicos, oxiácuicos, crómicos y típicos.

Definición del Orden Vertisol. Los Vertisoles ocu-pan el 6o lugar en la clave de órdenes después delos Gelisoles, Histosoles, Espodosoles, Andisolesy Oxisoles (Soil Survey Staff, 2007). Deben tenerlas siguientes propiedades:

1. Capa de 25 cm o más de espesor con unlímite superior dentro de los primeros 100 cmdel suelo mineral, que posee superficies de des-lizamiento (slickensides) o agregadoscuneiformes con su eje mayor inclinado 10 a60 grados respecto a la horizontal, y2. Un promedio ponderado de 30 % o más dearcilla entre la superficie del suelo mineral yuna profundidad de 18 cm o en un horizonteAp, según cual sea más espeso, y 30 % o másde arcilla en todos los horizontes entre los 18 ylos 50 cm o entre los 18 cm y un contactodénsico, lítico, paralítico, un duripán o un ho-rizonte petrocálcico, si están por encima de los50 cm, y3. Grietas que se abren y cierran periódica-mente.

Clave de Subórdenes (simplificada)Los regímenes de humedad del suelo tienen pocavalidez en los Vertisoles porque el agua de llu-via penetra por la superficie, pero principalmen-te por las grietas por flujo preferencial. Por ello,los subgrupos (salvo los Acuertes y Criertes) sehan definido según el período en que las grietaspermanecen abiertas o cerradas.

-Vertisoles que tienen condiciones ácuicas en unoo más horizontes dentro de los primeros 50 cmde la superficie del suelo mineral

Acuertes

-Otros Vertisoles que tienen régimen de tempe-ratura del suelo críico.

Criertes

-Otros Vertisoles que tienen grietas abiertas (5mm o más de ancho) de 25 cm o más de largodentro de los primeros 50 cm del suelo mineral

durante 60 días consecutivos o más durante los90 días que siguen al solsticio de verano y cerra-das 60 días consecutivos o más durante los 90días que siguen al solsticio de invierno.

Xerertes

-Vertisoles con grietas cerradas durante menosde 60 días consecutivos cuando la temperaturadel suelo (a 50 cm) es superior a 8 oC.

Torrertes

-Vertisoles que tienen grietas abiertas de 25 cmo más de largo dentro de los primeros 50 cm delsuelo mineral durante 90 días acumulativos omás en el año.

Ustertes

-Otros VertisolesUdertes

La distribución mundial (km2), según Taxonomíade Suelos (Soil Survey Staff, 1999) es: total delOrden: 3.160.000, (2,42 %), Ustertes: 1.767.000,Torrertes: 889.000, Udertes: 384.000, Xerertes:98.000, Acuertes: 54.000, Criertes: 14.000.

Suelos transicionales. Existen suelos con caracte-rísticas vérticas, que no reúnen la totalidad delas propiedades exigidas a los Vertisoles. En elsistema Soil Taxonomy (2007) estos suelos se di-ferencian a nivel de Subgrupo, como intergrados(transicionales) a los Vertisoles, incluyéndolos enlos Subgrupos vérticos o, si además poseen con-diciones ácuicas, en los Subgrupos acuérticos. Lasexigencias para estos suelos han variado en elcurso de los últimos años. Se redujo la exigenciade ancho y profundidad de grietas y se suprimela exigencia de COLE mínimo según el régimende humedad. Se elimina la necesidad de un con-tenido mínimo de arcilla y por otro lado se in-troduce el requerimiento de superficies de desli-zamiento o agregados cuneiformes (Tabla 5.13).

El Sistema «Base Referencial Mundialdel Recurso Suelo» (WRB)El sistema WRB (World Reference Base for SoilResources) adoptó el término Vertisol de Taxo-nomía de Suelos y lo incluye en el nivel más alto(Grupo de Suelo de Referencia, Reference SoilGroup, RSG) en 6º lugar de la clave, después delos Histosoles, Antrosoles, Tecnosoles, Criosolesy Leptosoles (IUSS Working Group WRB, 2006).

Una de las diferencias respecto al sistema Taxo-nomía de Suelos es la existencia del horizontede diagnóstico «vértico», definido como un ho-rizonte arcilloso subsuperficial que posee rasgos


generados por contracción y expansión, cuyos cri-terios de diagnóstico son:

1. 30 % o más de arcilla en todas sus partes, y:2. Presencia de agregados cuneiformes cuyo ejelongitudinal está inclinado entre 10º y 60º res-pecto a la horizontal, y3. Presencia de caras de fricción (slickensides).

El sistema WRB posee un segundo nivel para des-tacar propiedades accesorias, que se indica me-diante Calificadores grupo / (Prefix qualifers),yCalificadores grupo II (Suffix qualifiers). Los pri-meros destacan características típicamente aso-ciadas al mismo grupo de suelo o transicionales(intergrado) a otro. Para los Vertisoles se contem-plan los Clasificadores: grúmico, mázico, técni-co, endoléptico, sálico, gleico, sódico, estágnico,mólico, gípsico, dúrico, cálcico y háplico. Loscalificadores grupo II destacan otros atributos (detipo morfológico, físico, químico, etc.) no aso-ciados típicamente al grupo de suelo y que tam-poco son transicionales a otro: tiónico, álbico,manganésico, férrico, gipsírico, calcárico,húmico, hiposálico, hiposódico, mesotrófico,éutrico, pélico, crómico y nóvico. El sistema pre-vé la inclusión de más de un calificador grupo Io II al nombre Vertisol.

Por otra parte, el calificador grupo I «vértico»

Tabla 5. 13. Diferenciación de subgrupos vérticos. Comparaciones entre versionesde Taxonomía de Suelos de 1987 y 2007.

Versión 1987 2007

GrietasAncho mínimo (cm)Profundidad en la que deben aparecer (cm)Largo mínimo (cm)

1,050 superficiales

30

0,5125 superficiales

30

Contenido de arcilla mínimo (%) 35 (en un espesor de 50 cm ) No se exige

Presencia de superficies de fricción oagregados cuneiformes No se exigen

En una capa 15 cm deespesor. Límite

superior dentro de los 125cm superficiales

Regímenes de humedad

ÁcuicoÚdico Ústico Xérico

Arídico

COLE (en un espesor de 50 cm) 0,09 0,07 0,05 No se exige

Extensibilidad lineal 6 cm entre la superficiey las profundidades siguientes (cm): 150 125 100 100

está contemplado para los siguientes Grupos deSuelos de Referencia: Leptosoles, Solonetz,Solonchaks, Planosoles, Stagnosoles, Chernozems,Kastanozems, Phaeozem, Gipsisoles, Durisoles,Calcisoles, Alisoles, Luvisoles y Cambisoles. Paraaplicar dicho calificador el suelo debe poseer«propiedades vérticas», cuyos requerimientosson:

1. 30% o más de arcilla en un espesor de 15cm o más y uno o más de los siguientes rasgos:

a. caras de fricción (slickensides) o agrega-dos cuneiformes, ooooob. grietas de 1 cm o más de ancho que seabren y cierran periódicamente, ooooo

2. COLE de 0,06 o más en promedio hasta unaprofundidad de 100 cm desde la superficie.

Otras clasificacionesVarios países han adoptado en sus clasificacionesel término Vertisoles o variantes del mismo. Laclasificación de suelos de Australia incluye en elnivel más alto (Orden) a los Vertosoles, cuyos re-querimientos son: 1) Textura arcillosa o ≥ 35 %de arcilla en todo el solum; 2) Grietas de ≥ 5 mmde ancho que llegan a la superficie en algún mo-mento la mayoría de los años, y 3) Caras de fric-ción (slickensides) y/o agregados lenticulares enalguna parte del solum.

Soil Survey Staff. 1987, 2006


La clasificación de Canadá (Soil ClassificationWorking Group, 1998) contempla el OrdenVertisólico, el cual debe poseer un horizontevértico además de un horizonte con slickensides,ambos con la parte superior dentro de los prime-ros 100 cm desde la superficie mineral. El hori-zonte vértico (Bv) está fuertemente afectado porargiliturbación debido a expansión y contraccióny presenta intrusiones irregulares y desordena-das de materiales desplazados dentro del solumy grietas verticales que a menudo contienenmaterial caído desde horizontes superficiales. Elhorizonte con slickensides (Bss) debe poseer va-rios de estos rasgos (por lo menos más de dos).

En Uruguay se ubica a los Vertisoles en el segun-do nivel taxonómico (Gran Grupo) dentro delOrden Suelos Melánicos. Se lo subdivide en dosSubgrupos: háplicos y rúpticos. Los Vertisolesháplicos tienen secuencias A-C (o con B estructu-ral, no argilúvico) y los Vertisoles rúpticos, quese encuentran generalmente en la parte depri-mida del microrrelieve, tienen horizontes A-(B)-C o A-Bt-C. Entre otras clasificaciones que tam-bién utilizan el término se puede mencionar lasde Francia (Vertisols, Référentiel Pédologique) yBrasil (Vertissolos, Sistema Brasileiro deClassificação de Solos)

Suelos con características vérticasde la Región Pampeana

Los Vertisoles y Subgrupos vérticos ocupan en laRegión Pampeana una superficie de alrededorde 50.000 km2, distribuyéndose en las provinciasde Entre Ríos, Buenos Aires y Santa Fe (Tabla 5.14).

Casi todos los Vertisoles de Entre Ríos correspon-den al Gran Grupo de los Peludertes (Vesco, 1985),actualmente Hapludertes. La clasificación a ni-vel de Subgrupo planteó problemas pues Taxo-nomía de Suelos, sólo reconocía Peludertes típi-cos y énticos, sin contemplar la presencia de ho-rizonte Bt y otros rasgos característicos de la re-gión. Por ello, para el inventario de suelos deesa provincia se decidió crear una clave «ad hoc»donde se incluyen, además de los existentes, lossiguientes Subgrupos: crómicos, argílicos,crómico-argílicos, argiudólicos y argiacuólicos(INTA-Gob. Entre Ríos, 1980). Los Vertisoles ySubgrupos vérticos de Entre Ríos se prolonganhacia el sur de la provincia de Corrientes dondecubren una superficie de aproximadamente10.000 km2 en la región «CuchillasMesopotámicas» (INTA, 1990).

En la provincia de Buenos Aires los Vertisoles ySubgrupos vérticos de Molisoles abarcan una su-perficie aproximada de 10.000 km2. Dentro delos Vertisoles se han diferenciado Cromudertes,situados hacia el NE y formados principalmentesobre sedimentos continentales, y Peludertes quetienen distribución hacia el E de la provincia, ensedimentos marino-estuáricos (Vargas Gil et al.,1972; Sánchez et al., 1976; INTA, 1989; Imbelloney Giménez, 1990). Estos datos pueden requerirajustes debido a las modificaciones efectuadasal Orden Vertisol desde 1992 y a la creación denuevos Subgrupos vérticos en Molisoles yAlfisoles, por ejemplo en los Grandes GruposArgiacuol, Argialbol, Paleudol, Natracuol,Natracualf, entre otros.

A la superficie indicada en la Tabla 5.14 habríaque agregar algunos partidos del Area Metropo-litana, no cartografiados por el INTA a nivel desemidetalle, donde se identificaron Vertisoles ySubgrupos vérticos. Por ejemplo, en el partidode La Plata, se ha registrado una superficieaproximada de 160 km2 (cerca del 20 % del parti-do) ocupada por Vertisoles (principalmenteHapludertes típicos) y alrededor de 450 km2 desubgrupos vérticos y acuérticos (50 % del parti-do) (Hurtado et al., 2006). El partido de Berisso,que se extiende prácticamente en su totalidaden la llanura costera del río de la Plata, está ocu-pado en su mayor parte (97 km2, casi el 70 %)por Natracuertes y Epiacuertes, formados a par-tir de sedimentos marino-estuáricos de la trans-gresión holocena (IGS, 2005). En el partido deBerazategui, la llanura costera representa el 36% del partido (80 km2), siendo los Natracuertestípicos (alrededor de 50 km2) los suelos más di-fundidos. En la Llanura Alta de este partido,constituida por sedimentos continentales, pre-dominan los subgrupos vérticos y acuérticos,principalmente de Argiudoles y Argialboles, quealcanzan una superficie cercana a los 100 km2

(IGS, 2006).

En la Región Pampeana de la provincia de SantaFe se han identificado Subgrupos vérticos deArgiudoles, pero no Vertisoles. En las provinciasde Córdoba y La Pampa no se describen Vertisolesni Subgrupos vérticos (INTA, 1990).

Vertisolización y aspectos aplicados

La aptitud de los suelos evoluciona con el aportede conocimientos edafológicos así como con losavances en otras ciencias: biología, genética,meteorología, etc. Las contribuciones de la ex-


perimentación también posibilitan mejorar elenfoque del uso de las tierras; así, el manejo delsuelo con los aportes de la maquinaria, la cober-tura de rastrojos, manejo integrado de plagas,las rotaciones y alternancia de cultivos, entreotras, amplían las alternativas de uso y optimizanlos rendimientos. En la provincia de Entre Ríos,especialmente hay una larga tradición de estu-dios básicos y aplicados en suelos vertisólicos; seestudian exhaustivamente propiedades, aspectosmetodológicos, técnicas de manejo y comporta-miento de los cultivos a través de la condiciónfísica de los suelos vertisólicos (Wilson y Cerana,2004).

Los Vertisoles y suelos vertisólicos de la RegiónPampeana tienen varias propiedades que favo-recen su utilización agrícola tales como: alta ca-pacidad de intercambio catiónico, alta saturaciónde bases con predominio del calcio, alto conte-nido de materia orgánica, autoestruc-turaciónen algunos casos y clima favorable. Por otra par-te, poseen propiedades físicas y mineralógicas quecondicionan y limitan el desarrollo de la vegeta-ción natural y los usos agropecuarios, forestalese ingenieriles. El material originario en primertérmino y las condiciones climáticas ygeomorfológicas, hacen que estos suelos presen-ten limitaciones para su destino, producción ymanejo. A continuación se menciona una varia-da gama de propiedades que poseen relación decausalidad combinada e interdependiente eimpactan negativamente en el uso y manejo delos suelos:

Propiedades físicas. Drenaje interno deficiente;encharcamiento local en microdepresiones; bajaporosidad efectiva en húmedo; agrietamientoprofundo durante las sequías, con ingreso de aguapor flujo preferencial, causando humedecimien-to irregular; muy baja permeabilidad yconductividad hidráulica; agua retenida a pF altoy baja eficiencia en su absorción; alta densidadaparente natural de algunos horizontes; alto con-tenido de arcilla expansible desde superficie o a

diferentes profundidades; susceptibilidad a lacompactación y amasado por pisoteo animal,tránsito de vehículos y maquinaria; muy baja anula aireación en la zona radicular; consisten-cias extremas: muy dura en seco y muy plástica ymuy adhesiva en mojado; movimientos de con-tracción y expansión según las variaciones de hu-medad, que pueden producir rotura de raíces;dificultad para las labranzas por el escaso mar-gen de humedad óptima; heterogeneidad espa-cial de propiedades; deterioro de la estructurapor uso intensivo y/o inadecuado; importantedemanda de energía para labrarlos; susceptibili-dad a erosión hídrica; heterogeneidad dinámicaen el perfil.

Las propiedades físicas también plantean nume-rosos problemas para usos ingenieriles tales comodaños estructurales en muros, tuberías, pavimen-tos, pistas de aviación, etc. Para evitar o atenuardichos daños se deben emplear técnicas especia-les que elevan los costos de las obras. Al ser unriesgo geológico poco espectacular, su importan-cia suele ser subestimada. Sin embargo, segúnNelson y Miller (1992), en EE.UU. los suelosexpansivos causan cada año más daños a edifi-cios y carreteras que cualquier otro riesgogeológico, incluyendo inundaciones y terremo-tos. Vincent (2003) afirma que en Francia el po-tencial destructivo de los suelos expansivos ocu-pa el segundo lugar después de las inundacio-nes. Como ejemplos en la Argentina se puedenmencionar el deterioro de las rutas nacionales123 en la provincia de Corrientes y 127 en EntreRíos (Vallejos, 2001) situadas en suelos expansivos.En el partido de La Plata, muchos de los suelosposeen horizontes Btss o Bss que pertenecen alGrupo CH (arcillas expansivas de alta plasticidad)según el Sistema Unificado de Clasificación deSuelos de Casagrande (1948); la aptitud de estegrupo para fundaciones de edificios o subrasantesde caminos es calificada como «mala» según elSoil Survey Staff (1971). Estos materiales son cau-santes de muchos de los daños en estructurasobservados en el partido (Hurtado et al., 2006).Situación similar existe en otros partidos delConurbano Bonaerense, tanto en Vertisoles comoen subgrupos vérticos de la llanura alta y la lla-nura costera del río de la Plata.

Propiedades químicas. Muy bajos tenores de P yN disponible; baja eficiencia en la absorción denutrientes; deficiencia de algunos micro-nutrientes (Zn, Fe, que producen clorosis en plan-taciones de sorgo); sectores con exceso de Ca porpresencia de tosquillas en superficie.

Tabla 5.14. Superficie (km2) ocupada por Vertisolesy Subgrupos vérticos de la Región Pampeana.

Provincia Entre Ríos Buenos Aires Santa Fe Total

Vertisoles 22.833 7.052 - 29.885

Subgrupos vérticos 14.427 2.676 4.640 21.743

Total 37.260 9.728 4.640 51.628

INTA, 1990.


Propiedades biológicas. Importantes restriccio-nes para la actividad biológica, principalmenteen profundidad, por las restricciones físicas; im-pedimentos para el desarrollo radicular; rápidodecrecimiento en materia orgánica y biota des-pués del cultivo.

Historia reciente y uso actualLa intervención antrópica puede ser negativa opositiva. En el primer caso, puede generar ero-sión hídrica o acentuar la existente en grado yextensión cuando se intensifica el uso agrícolasin la implementación de prácticas con-servacionistas (AACS, 2004). Este hecho se obser-va en Entre Ríos donde un área extensa estáerosionada por el uso no adecuado de los am-bientes, principalmente aquellos con suelosvertisólicos. En esta provincia los suelos con ca-racterísticas vérticas son susceptibles a la erosiónhídrica cuando se encuentran en pendientesmayores a 2 %, debido a que la baja infiltraciónfavorece el escurrimiento superficial (Boschetti yQuintero, 2006). En décadas pasadas se afirmabaen dicha provincia que los Vertisoles menoshidromórficos y no erosionados se dedicaban acultivos tales como trigo, lino, sorgo y maíz,mientras que aquellos con drenaje deficiente acultivo de arroz. De Battista (2004) afirma queen Entre Ríos tradicionalmente se alternabancultivos anuales con ciclos ganaderos conpasturas, sin remoción del suelo, a fin de ate-nuar la pérdida de materia orgánica y el impac-to de la erosión antrópica. Actualmente, con laexpansión del cultivo de soja en suelosvertisólicos, se impacta negativamente por: 1)incremento de erosión hídrica, 2) disminución delcontenido de materia orgánica y/o 3) balancenegativo de nutrientes.

El cultivo de arroz en suelos con propiedadesvérticas es tradicional en Entre Ríos y Corrientesdesde hace varias décadas. Los Vertisoles enarroceras con distintas historias de manejo, mues-tran la influencia negativa de la saturación pro-longada, ya que la falta de alternancia entre con-tracción y expansión puede afectar laestructuración natural de estos suelos. Luego deun período lluvioso (2000-2003), con más de 1500mm anuales de promedio, el valor K de Hénindescendió en lotes sin arroz de 67,75 a 15,98 cmh1 (76 %) y en arroz/raigrás de 12,32 a 4,98 cm h1

(60 %) (Wilson y Cerana, 2004; Cerana et al., 2006).

En la provincia de Buenos Aires, también se re-conocía que los Vertisoles tenían preferentemen-te uso pecuario, mientras que los intergrados

vérticos de Molisoles se dedicaban a la agricultu-ra. En los Argiudoles vérticos se lograban rendi-mientos de trigo similares a los de los Argiudolestípicos, pero en maíz, con mayores exigenciashídricas y enraizamiento más profundo, los ren-dimientos eran marcadamente menores (INTA,1973) (Tabla 3.9. Capítulo 3).

Degradación acelerada. Este es un procesoantrópico negativo. . . . . En los años recientes se estáproduciendo un proceso acelerado de«agriculturización» que se puede sintetizar de lasiguiente manera: la existencia de montes degra-dados, principalmente por sobrepastoreo, y laposibilidad de lograr buenos réditos con agricul-tura a corto plazo, estimula el desmonte que, eninnumerables casos, se realiza sin planificacióndel uso de las tierras (Romero y Zufiaurre, 2006).Se elimina la totalidad de la vegetación natural,se trabaja con pocas medidas de conservación delos suelos, o sin ellas, y los lotes se destinan auna secuencia de cultivos anuales con predomi-nio de soja («sojización»).

Estas prácticas, y la falta de rotación e incorpora-ción de materia orgánica dentro y sobre el sue-lo, hacen que los suelos, especialmente losvertisólicos, se degraden y erosionen a nivelesno conocidos anteriormente. En Entre Ríos la ex-pansión de la agricultura, especialmente por cul-tivo de soja, creció a un ritmo mayor que en elresto del país, muchas veces extrapolando siste-mas productivos no sustentables, lo que llevó fre-cuentemente al fracaso productivo por erosión.

La degradación acelerada por agriculturizaciónse estudió detalladamente en el distrito Chilcas,Entre Ríos (Romero y Brizuela, 1999). La Tabla5.15 muestra la disminución de la superficie congrados de erosión hídrica leve y moderado entre1965 y 1993, con incremento del nivel severo aexpensas de los anteriores que llega a casi 60 %.Si bien el trabajo citado finalizó en 1996 y nohay información actualizada, E. Romero (comu-

Tabla 5.15. Evolución de la erosión hídrica enel distrito Chilcas. Provincia de Entre Ríos .....

Romero y Brizuela, 1999.

Grado de erosión Superficie (ha)

1965

Superficie (ha)

1993

Variación de la

superficie (%)

Leve 3.123 1.009 -67,7

Moderada 10.324 9.228 -10,6

Severa 5.402 8.612 +59,4

Total 18.889 18.849


Los Vertisoles pueden ser apropiados para culti-vos como el arroz, que se realiza manteniendodiversos niveles de agua superficial, favorecidopor el drenaje interno pobre (De Petre y Boschetti,2006). Este cultivo se puede realizar teniendo encuenta las limitaciones ambientales, como la ca-lidad del agua y la saturación prolongada queafecta la estructuración, y así prevenir o reducirsu degradación. Wilson et al., (2006) estudiaronel efecto del uso de aguas bicarbonatadas sódicasy encontraron «que la participación en menosdel 20 % de arroz en la rotación no provocó efec-tos significativos respecto de lotes sin arroz. Lossuelos se mostraron resilientes ante el disturbioproducido por el uso arrocero y la estabilidadestructural logró reflejar dicha recuperación. Lainclusión de pasturas en la rotación o la enmien-da química con yeso agrícola permitieron prote-ger el potencial del recurso, manteniendo su ca-pacidad productiva, que en algunos casos se vioreflejada en una respuesta biológica».

La evolución de propiedades de Hapludertes condiversas historias de manejo muestra que en losprimeros 20 cm la pérdida de C es de 27,5 % endos años de uso agrícola, un equivalente a unacaída del 12,9 ton ha-1 año-1, mientras que conhistorias de 100 años de agricultura, la disminu-ción de C es de 59,5 %. Entre los 2 y 8 años, lapérdida de C es de 2,56 ton ha-1 año-1. De los da-tos surge que la caída es importante en los pri-meros 8 años de actividad agrícola y se hace prác-ticamente nula luego de dicho período. El con-tenido de 1,5 a 2 % C estaría marcando la estabi-lización del decaimiento de materia orgánica deestos suelos (De Battista, 2004; Heredia et al.,2004). La calidad de los suelos vertisólicos se pue-de monitorear también con indicadores como elíndice de inestabilidad y el nitrógeno potencial-mente mineralizable.

Recomendaciones de manejoSi estos suelos son trabajados correctamente,

nicación personal) opina que a partir de esa fe-cha varios campos de ese distrito debieron pasarde agricultura a ganadería por el grado de de-gradación física y química o de erosión.

Los ejemplos mencionados marcan la gravedadde la tendencia hacia un incremento de la de-gradación de los suelos. Tanto los impactosreversibles (pérdida de nutrientes) como los irre-versibles (erosión), pueden ser enmascarados ini-cialmente por los altos rendimientos debidos ala productividad dejada por el monte y la conti-nua aplicación de insumos, como fertilizantes,buena selección de cultivares, control de plagasy malezas, alta plasticidad de cultivos como soja,etc. (Figura 5.18).

Las características de los suelos vertisólicos y lascondiciones climáticas donde se encuentran, ge-neran impactos físicos como la compactación yamasado por el tránsito de maquinaria agrícola,especialmente para la cosecha de soja con altoporcentaje de suelo desnudo y húmedo. Esto fueevaluado por Behr y De Carli (2007) e Indelángeloet al., (2008) en trigo sobre soja, donde el rendi-miento de granos en las huellas de la cosechado-ra de soja fue de 2280 kg ha-1, mientras entrehuellas alcanzó 3148 kg ha-1; estos valores, lleva-dos al total de la superficie, dan una pérdida derendimiento de 248 kg ha-1. La evaluación de laresistencia mecánica a la penetración registróvalores que, en la zona de huellas, superan losmencionados por la literatura específica comolimitaciones para el crecimiento radicular (>2MPa), sobre todo entre los 4 y 15 cm. Los meno-res rendimientos se atribuyen a impedimentosfísicos que marcaron diferencias en componen-tes de rendimientos (espigas/m2 y granos/espiga),no así en los valores de nitratos a espigazón nientre los valores de nitrógeno total en plantas,por lo que la absorción del mismo no fuedeficitaria en la zona de huellas.

Adicionalmente a las consideraciones técnicas, ladegradación de los suelos provoca un fenómenosocial de éxodo de pequeños productores por laventa obligada de campos degradados que no esposible mantener como unidad económica. Lasevidencias muestran tierras desmontadas y conagricultura continua no conservacionista queperdieron su capacidad de producción inicial ensolo dos o tres años (J.J. De Battista, comunica-ción personal).

Uso con conservación y/o recuperación. Se debedestacar que con la tecnología actual es posiblecontrolar la erosión hídrica y lograr rendimien-

tos similares a otras regiones productivas de nues-tro país (Boschetti y Quinteros, 2006). Entre lastecnologías disponibles se puede mencionar: se-lección de los lotes por calidad del suelo, siem-bra directa, sistemas de rotación de cultivos ypasturas, fertilización balanceada, manejo inte-grado de plagas, sistematización para el controlde erosión hídrica, etc. (Figura 5.19) Todas ellasevitan la pérdida de la capacidad productiva delsuelo mediante el mantenimiento y/o aumentode la materia orgánica, los nutrientes, la cober-tura, la estructura y otras propiedades que ha-cen a los rendimientos y la sustentabilidad.


(Maddonni et al., 2004). El uso del modelo desimulación GESER identificó como determinan-tes del rendimiento a la oferta de agua duranteel cultivo, el tipo de suelos y la fecha de siem-bra, como asimismo que las dosis necesarias deN en Argiudoles vérticos y en Peludertes son di-ferentes.

Prácticas que optimizan el uso de los suelosvertisólicos. Con los nuevos conocimientos teó-ricos y las experiencias obtenidas con la combi-nación de tecnologías probadas, se puede sinte-tizar una serie de conceptos y prácticas para lo-grar máximos rendimientos sostenibles en estossuelos:

• Utilizar la mayor cantidad de información exis-tente para conocer la calidad y aptitud de las tie-rras y definir su destino y manejo antes de modi-ficar o eliminar la vegetación natural.• Estimar o cuantificar la superficie (%) demicrolomas y microdepresiones para definir elpotencial de un predio en áreas con microrrelievegilgai.• Trabajar el suelo en sus momentos de hume-dad óptima.• Implementar sistemas de drenaje superficialpara eliminar los excesos de agua.• Ejecutar, monitorear y mantener las prácticasde control de erosión hídrica.• Implementar siembra directa en cultivos ypasturas.• Practicar rotaciones.• Utilizar las prácticas más eficientes de fertili-zación.• Realizar un manejo integrado de plagas y ma-lezas.• Reducir al máximo el tránsito, principalmenteen suelos con exceso de humedad.• Implementar sistemas de uso que aseguren lapermanencia de niveles altos de MO y actividadbiológica para favorecer la aireación y recicladode materiales biodegradables.• Mantener la máxima cobertura del suelo conmateria orgánica de lenta descomposición.

En los dos Simposios Nacionales sobre SuelosVertisólicos (AACS et al., 1999 y FCA-UNER, 2004)se enfatizó la dificultad para estudiar y evaluaralgunas propiedades de estos suelos y estandari-zar las metodologías. Se destacó la preocupacióngeneral sobre la degradación acelerada produci-da en los últimos años, principalmente por el usomás intensivo con cultivos anuales donde predo-mina la soja. Como un avance importante se pre-sentaron aportes sobre índices de calidad de lossuelos, donde se destacan indicadores como ma-

considerando el manejo del agua, la fertilidad ylas prácticas culturales, pueden tener excelentesrespuestas productivas (Wilding, 2004). Así, des-de hace décadas, se recomiendan rotaciones don-de los cultivos no ocupen más del 30-40 % deltiempo, alternando con pasturas anuales y pe-rennes, destinando las áreas más erosionadas auso ganadero con baja carga para reducir lacompactación por pisoteo y evitando laboresculturales cuando los suelos están muy húmedos.(INTA-Gob. Entre Ríos, 1980).

Es destacable que en la provincia de Entre Ríosestá vigente la Ley Provincial de Suelos (Nº 8318/89) y hay estudios que muestran que, trabajandocon tecnología conservacionista, se logra frenaro revertir el proceso de erosión hídrica. Los cál-culos muestran que por cada peso invertido porel estado provincial en desgravación impositiva,en 10 años se recuperaron 49 pesos (E.S. Scotta,comunicación personal). A pesar de ello, el des-monte y posterior uso de las tierras generalmen-te no responde a una planificación de uso deacuerdo a su aptitud y con criterios desustentabilidad. El valor del monte se minimiza yse elimina ante el gran estímulo de los resultadoseconómicos que se pueden alcanzar en el cortoplazo con cultivos como soja. De los montes nati-vos solo queda el 20 % y en solo ocho años (1995-2003) el área con monte natural se redujo un 32 %.

En un proyecto de investigación de la Universi-dad Nacional de Entre Ríos, desarrollado en 44sitios experimentales, entre 1992 y 1998, se estu-dió la respuesta de trigo y maíz a N y P enArgiudoles vérticos y Peludertes y se fijaron losumbrales de respuesta para dichos nutrientes ysus interacciones. Las eficiencias de producciónde trigo y maíz a cada unidad de N agregada fuede 23 y 17,5 kg de grano respectivamente, paradosis bajas. En el caso del maíz, la eficiencia derespuesta fue de 17 kg de grano por unidad de Py 15,7 kg para el agregado de NP. Se puntualizaque los rendimientos y las eficiencias de conver-sión presentan valores de igual magnitud a losobtenidos en experiencias similares en Molisolesde la Región Pampeana (FCA-UNER, 2003). Estoconfirma que estos suelos tienen un potencialinteresante si se evitan o atenúan los efectos delas propiedades que comprometen su integridado los altos rendimientos sostenidos.

Para explorar el comportamiento del cultivo demaíz en suelos vertisólicos, se utiliza lamodelización para comprender la estabilidad yalta producción de ese cultivo con la incorpora-ción de tecnologías seguras y rentables


teria orgánica, estabilidad de agregados y nitró-geno. Un conjunto de protocolos para elmonitoreo ambiental se encuentra disponible yen etapa de adaptación para establecer una me-todología de evaluación de la calidad ambientalcon criterios de conservación de la integridad delecosistema productivo (Zaccagnini et al., 2007).

Como una reflexión sobre el uso y manejo desuelos susceptibles a la degradación, entre los quese encuentran los vertisólicos, es posible señalarque existe una doble óptica: por un lado la vi-sión de negocios a corto plazo y por el otro ladecisión de utilizar la tecnología disponible quepermite rendimientos altos con respuestas efi-cientes. Los conocimientos disponibles, utiliza-dos adecuadamente, pueden favorecer y lograraltos rendimientos sostenidos y evitar la actual

tendencia de «máximos rendimientos y máximadegradación» (Panigatti, 2006). Además, el ma-nejo sustentable de estos suelos y ambientes tie-ne un nuevo desafío, que viene en gran parteaparejado por el cambio climático, el cual semanifiesta por una mayor irregularidad en ladistribución, cantidad e intensidad de las lluvias(ver capítulo Melanización). Por ello, los cálcu-los que se realizan para implementar la sistema-tización de las tierras para el control de la ero-sión hídrica deben ser evaluados, revisados ymonitoreados a campo para asegurar el éxito enel camino hacia la sustentabilidad. La Figura 5.19bmuestra lotes sistematizados donde las prácticasconservacionistas, fueron insuficientes o se inte-rrumpieron por diversos motivos, e ilustra la ne-cesidad de revisar las metodologías y monitorearpermanentemente los lotes y cultivos.


Bibliografía

AACS, 2004. Manifiesto de Paraná, Asociación Argentina de la Ciencia del Suelo. XIX Congreso Ar-gentino de la Ciencia del Suelo. Paraná.

AACS, FA (UBA), FCA (UNER) y CONICET, 1999. Primer Simposio Nacional sobre Suelos Vertisólicos.Asociación Argentina de la Ciencia del Suelo - Facultad de Agronomía (Universidad de BuenosAires) - Facultad de Ciencias Agrarias (Universidad Nacional de Entre Ríos) - Consejo Nacional deInvestigaciones Científicas y Técnicas,. Oro Verde, Entre Ríos.

Abete, L.A., Sánchez, M., 1970. Relación entre las constantes de Atterberg y su estimación rápidamediante el ensayo de expansión libre. Memorias Primera Reunión Argentina de Mecánica deSuelos e Ingeniería de Fundaciones. LEMIT y Sociedad Argentina de Mecánica de Suelos. La Plata.241-250.

Ahmad, N., 1983. Vertisols. En: Pedogenesis and Soil Taxonomy. II. The Soil Orders. Wilding, L.P.,Smeck, N.E., Hall, G.F. (Eds.). Developments in Soil Science IIB. Elsevier Pub. CO:, Amsterdam. 91-123.


Beckmann, G.G.; Hubble, G.D., Thompson, C.H., 1970. Gilgai forms, distribution and soil relationshipsin north-eastern Australia. En: Proceedings of Symposium on Soils and Earth Structures in AridClimates. Sydney. 116-121.

Behr, E., De Carli, R.A., 2007. Impacto del tránsito del equipo de cosecha en el rendimiento del trigo.Actualización técnica. Cultivos de invierno. INTA, EEA Paraná. Serie Extensión 42.

Blackburn, G., Scharpenseel, H.W., 1973. Time and process in gilgai formation. Proceedings 9th INQUACongress. Christchurch, New Zeland.

Boschetti, N.G., Quintero, C.E., 2006. Suelos de la cuenca del río Paraná: Provincia de Entre Ríos(Argentina). Principales aptitudes y limitaciones. En: Bases para la conservación de suelos y aguasen la cuenca del Río Paraná. Xunta de Galicia-Universidad Nacional de Entre Ríos. 17-29.

Bouma, J., Lovejoy, J., 1988. Characterizing the water regimes in swelling clay soils. En: Vertisols.Their distribution, properties, classification and management. Wilding, L.P., Puentes, R. (Eds.).TexasA&M University Printing Center. College Station, TX. 83-95.

Brewer, R., 1964. Fabric and Mineral Analysis of Soils. Wiley, New York. 470 pp.Bruanda, A., Tessier, D., 1987. Étude de l´organisation d´un materiau argileux en microscopie:

modifications intervenant lors de la deshydratation. En: Micromorphologie des Sols. Fedoroff,N., Bresson, L.M., Court, M.A. (Eds.). Association Française pour l’Étude du Sol, Paris. 31-35.

Buol, F., Hole, D. , Mc Cracken, R., 1980. Soil Genesis and Classification. 2a. ed. Iowa State UniversityPress. Ames. 406 pp.

Bullock, P., Fedoroff, N., Jongerius, A., Stoops, G., Tursina, T., 1985. Handbook for soil thin sectiondescription. Waine Research. 152 pp.

Cappannini, D. , Mauriño, V., 1966. Suelos de la zona litoral estuárica comprendida entre las ciuda-des de Buenos Aires al norte y La Plata al sur. INTA. Colección Suelos, Buenos Aires. 45 p.

Casagrande, A., 1948. Classification and identification of soils. Transactions of the American Societyof Civil Engineering 113, 901-931.

Castiglioni, M., Morrás, H., Santanatoglia, O., Altinier, M., 2005. Contracción de agregados enArgiudoles de la Pampa Ondulada diferenciados en su mineralogía de arcillas. Ciencia del Suelo23, 13-22.

Cavallotto, J.L., 1995. Evolución geomorfológica de la llanura costera ubicada en el margen sur delRío de la Plata. Tesis Doctoral. Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional deLa Plata. 237 pp.

Cerana, J.A., Duarte, O.C., Fontanini, P.G., Benavides, R.A., 2006. La conductividad hidráulica satura-da en suelos arroceros.. En: El Arroz.1. Su Cultivo y Sustentabilidad en Entre Ríos. Benavídes, R.A.(Ed.). UNL-UNER. 221-234.

Coulombe, C.E., Wilding, L.P., Dixon, J.B., 1996. Overview of Vertisols: characteristics and impactson society. Advances in Agronomy 57, 289-375.

Cumba, A., Imbellone, P.A., 2004. Organización de arcillas expansivas en Vertisoles. Planicie costeradel Río de la Plata. XIX Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo. Paraná. En CDR.

Cumba, A, Imbellone, P., Ligier, D., 2005. Propiedades morfológicas, físicas, químicas y mineralógicasde suelos del sur de Corrientes. Revista de la Asociación Geológica Argentina 60, 579-590.


De Battista, J.J., 2004. Manejo de Vertisoles en Entre Ríos. Revista Científica Agropecuaria 8, 37-43.De Petre, A.A., 1988. Contribución al conocimiento de los Vertisoles argentinos con énfasis en los de

la provincia de Entre Ríos. Génesis, clasificación, cartografía y micromorfología. Relatos. 2asJornadas de Suelos de la Región Pampeana. La Plata. 69-92.

De Petre, A., Stephan S., 1998. Características pedológicas y agronómicas de los Vertisoles de EntreRíos, Argentina. Universidad Nacional de Entre Ríos. 65 pp.

De Petre, A.A., Boschetti, N.G., 2006. Características de los suelos cultivados con arroz en la provinciade Entre Ríos. En: El Arroz. 1. Su Cultivo y Sustentabilidad en Entre Ríos. Benavides, R.A. (Ed.).UNL-UNER. 205-219.

Del Valle, H. F., 1998. Patagonian soils: a regional síntesis. Ecología Austral 8, 103-123.De Vos, J.H., Virgo, K.J., 1969. Soil structure in Vertisols of the Blue Nile clay plains, Sudan. Journal

of Soil Science 20, 189-206.Dixon, J.B., 1982. Mineralogy of Vertisols. En: Vertisols and Rice Soils of the Tropics, Symposia

Papers II, 12th ICSS. New Delhi. 48-59.Dudal R., 1967. Suelos arcillosos oscuros de las regiones tropicales y subtropicales. Organización de

las Naciones Unidas para la Agricultura y la Alimentación. FAO: Cuadernos de FomentoAgropecuario. Roma. 170 pp.

Dudal, R., Eswaran, H., 1988. Distribution, properties and classification of Vertisols. En: Vertisols.Their distribution, properties, classification and management. Wilding, L.P., Puentes, R. (Eds.).Texas A&M University System. Technical Monograph 18. 1-22.

Durán, A., 1991. Los suelos del Uruguay. Editorial Agropecuaria Hemisferio Sur. Montevideo. 398 p.Etchevehere, P. H., 1975. Suelos. Relatorio Geología de la Provincia de Buenos Aires. VI Congreso

Geológico Argentino. Bahía Blanca. 219-229.FCA-UNER, 2003. Fertilización de cultivos en siembra directa. Facultad de Ciencias Agrarias-Universi-

dad Nacional de Entre Ríos. Informe final, PID Nº 2027. 169 pp.FCA-UNER, 2004. Segundo Simposio Nacional sobre Suelos Vertisólicos. Facultad de Ciencias Agra-

rias-Universidad Nacional de Entre Ríos. Revista Científica Agropecuaria 8, 120 pp.Ferrer, J., Sánchez, R., Luque, S., 1971. Características de un microrrelieve gilgai en Punta Piedras

(provincia de Buenos Aires). Actas 6a. Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Córdoba. 87-93.Giménez, J., Imbellone, P., Camilión, M.C., 1993. Suelos con rasgos vérticos desarrollados sobre loess

del partido de La Plata. Actas XII Congreso Latinoamericano de la Ciencia del Suelo. Salamanca,España. 975-982.

Grant, C.D., Blackmore, A.V., 1991. Self-mulching behavior in clay soils: Its definition and measurement.Australian Journal of Soil Research 29, 155-173.

Greenland, D.J., 1971. Interactions between humic and fulvic acids and clays. Soil Science 111, 34-41.Grossman, R.B., Brasher, B.R., Franzmeyer, D.P., Walker, J.L., 1968. Linear extensibility as calculated

from natural-clod bulk density measurements. Soil Science Society of America Proccedings 32,570-573.

Guedes, O.J., Pécora, E.J., 1964. Minerales de arcilla de algunos perfiles de suelos de la provincia deEntre Ríos. Revista de Investigaciones Agropecuarias. INTA. Serie 3, 1, 1-32.

Hallsworth, E., Beckmann, G., 1969. Gilgay in the Quaternary. Soil Science 107, 409-420.Hénin, S., 1937. Asymétrie et orientation des micelles argileuses. Comptes Rendues de l’Académie

des Sciences 204, 1498-1501.Herbst, R., Santa Cruz, J.M., 1985. Mapa litoestratigráfico de la provincia de Corrientes. D’Orbigniana

2, 1-50.Heredia, O.S., Cosentino, D., Conti, M., 2004. Calidad de suelo: Intensificación de uso de la tierra y

materiales coloidales en Hapludertes de Entre Ríos. Revista Científica Agropecuaria 8, 57-64.Holtz, W.G., Gibbs, H.J., 1956. Engineering properties of expansive clays. Transactions ASCE 121, 641-677.Hurtado, M.A, Giménez, J.E., Cabral, M.G., 2006. Análisis ambiental del partido de La Plata. Aportes

al ordenamiento territorial. Consejo Federal de Inversiones. Instituto de Geomorfología y Suelos.La Plata. 134 pp.

IGS, 2005. Elaboración y transferencia de cartografía temática e implementación de un sistema deinformación geográfica para el planeamiento (partido de Berisso). Instituto de Geomorfología ySuelos, Facultad de Ciencias Naturales y Museo, UNLP. Comisión de Investigaciones CientíficasProvincia de Buenos Aires. Informe Final. 70 pp y mapas.

IGS, 2006. Suelos del partido de Berazategui como base para el planeamiento ambiental y ordena-miento territorial. Instituto de Geomorfología y Suelos, Facultad de Ciencias Naturales y Museo,


UNLP. Consejo Federal de Inversiones-Ministerio de Economía Prov. Buenos Aires. Informe Final.109 pp y anexos.

Imbellone, P.A., Giménez, J.E., 1990. Propiedades físicas, mineralógicas y micromorfológicas de sue-los con características vérticas del partido de La Plata (provincia de Buenos Aires). Ciencia delSuelo 8, 231-237.

Imbellone, P.A., Mormeneo, M.L., Cumba, A., Aguirre, E., del Soldato, S., 2006. Granulometría ymineralogía de Vertisoles de la planicie costera del río de la Plata. XX Congreso Argentino de laCiencia del Suelo. Salta. Resúmenes, p 509 y CDR.

Indelángelo, N., Behr, E., De Carli, R.A., 2008. Efectos del tránsito en un Molisol con alto contenidode humedad sobre el rendimiento del cultivo de trigo. INTA, AER Crespo (Entre Ríos). En prensa.

INTA, 1973. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3360-33 Pérez Millán. CIRN, Instituto deSuelos. Castelar. 78 pp.

INTA, 1988. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3363-13 y 14. Cañada de Gómez, Rosa-rio. Instituto de Suelos. 197 pp.

INTA, 1989. Mapa de Suelos de la Provincia de Buenos Aires. Escala 1:500.000. CIRN, Instituto deSuelos. Castelar. 533 pp.

INTA, 1990. Atlas de Suelos de la República Argentina. CIRN, Instituto de Suelos. Castelar. 2 Vol.INTA, 1996. Carta de Suelos de la República Argentina. Departamento Victoria. Entre Ríos.INTA, 1998. Carta de Suelos de la República Argentina, Departamento Paraná. Entre Ríos. Escala

1:100.000. Estación Experimental Agropecuaria Paraná. Serie Relevamiento de Recursos Naturales17.

INTA-Gobierno de Entre Ríos, 1980. Suelos y Erosión de la Provincia de Entre Ríos. Plan Mapa deSuelos de la Provincia de Entre Ríos. 2 Vol.

Iñiguez, A.M., Scoppa, C.O., 1970. Los minerales de arcilla de los suelos «zonales» ubicados entre losríos Paraná y Salado (provincia de Buenos Aires). Revista de Investigaciones Agropecuarias. INTA.Serie VII, 1-41.

Iriondo, M.H., 1991. El Holoceno en el Litoral. Comunicaciones del Museo Provincial de CienciasNaturales «Florentino Ameghino». Santa Fe. Nueva Serie 3, 1-39.

Iriondo, M.H., 1994. Los climas cuaternarios de la Región Pampeana. Comunicaciones del MuseoProvincial de Ciencias Naturales «Florentino Ameghino». Santa Fe. Nueva Serie 4, 1-48.

Irisarri, J., López Cepero, E., Mussini, E., Schmid, P., Bianco, H., 1980. Los suelos del departamentoMinas. Provincia de Neuquén. Actas IX Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo, Paraná, EntreRíos. 1049-1055.

Isbell, R.F., 1991. Australian Vertisols. En: Characterization, classification and utilization of coldAridisols and Vertisols. Kimble, J.M. (Ed.). Proceedings VI ISCOM, USDA-SCS. National Soil SurveyCenter, Lincoln NB. 73-80.

IUSS Working Group WRB, 2006. World reference base for soil resources. World Soil Resources Reports103. FAO, Roma. 128 pp. (Versión en castellano: Base Referencial Mundial del Recurso Suelo.Primera Actualización 2007. Traducción por M.S. Pazos. Versión Electrónica).

Jensen, H.I., 1911. The nature and origin of gilgai country. Proceedings of the Royal Society of NewSouth Wales 45, 337-358.

Jongerius, A., Bonfils, G., 1964. Micromorfología de un suelo negro grumosólico de la provincia deEntre Ríos. Revista de Investigaciones Agropecuarias. Serie 3. 2, 33-53.

Johnson, D. L., Watson-Stegner, D., Johnson, D.N., 1987. Proisotropic and proanisotrropic processesof pedoturbation. Soil Science 143, 278-292.

Knight, M.J., 1980. Structural analysis and mechanical origins of gilgai at Boorook, Victoria, Austra-lia. Geoderma 23, 245-283.

Krishna, P.G., Perumal, S., 1948. Structure in Black Cotton soils of the Nizamsagar project area,Hyderabad State, India. Soil Science 66, 29-38.

La Manna, L., Buduba, C.G., Irisarri, J.A., Valenzuela, M.F., 2004. Vertisoles en los bosques deAustrocedrus chilensis. Revista Científica Agropecuaria 8, 73-78.

Laya, H.A., 1981. Relevamiento semidetallado de suelos. Formulación de un plan integral de manejohídrico para el Valle Inferior del Río Chubut. Consejo Federal de Inversiones, Provincia del Chubut,Convenio VIRCH. Vol. 1.

Ligier, H.D., Kunz, D., Matteio, H., Perucca, R., Vallejos, O., 2001. Suelos y vegetación de los depar-tamentos de Curuzú Cuatiá y Sauce. Provincia de Corrientes. INTA. Estación ExperimentalAgropecuaria Corrientes. 282 pp.


López Taborda, O., 1967. Un vertisol typique de l’Uruguay. La série de Tala. Science du Sol 2, 97-108.Lynn, W., Williams, D., 1992. The making of a Vertisol. Soil Survey Horizons 33, 45-50.Maddonni, G.A., Mercau, J.L., Ruiz, R.A., Satorre, E.H., 2004. Esquemas de alta producción de maíz

en la región litoral sur de AACREA (Provincia de Entre Ríos). Impacto de variables edáficas yclimáticas. Revista Científica Agropecuaria 8, 79-90.

McCormack, D.E., Wilding, L.P., 1973 Proposed origin of lattisepic fabric. En: Soil Microscopy. 4thInternational Working Meeting on Soil Micromorphology. Rutherford, G.K. (Ed.). The LimestonePress. Kingston, Ontario. 761-771.

Moscatelli, G., Puentes, I., 2000. Suelos argentinos. En: Principios de Edafología. Conti, M. (Coord.).Editorial Facultad de Agronomía, Universidad de Buenos Aires. 393-414.

Morrás, H.J.M., 1993. Caracterización submicroscópica de arcillas de suelos del Chaco MeridionalArgentino. I. Caracterización morfológica. Resúmenes XIV Congreso Argentino de la Ciencia delSuelo. Mendoza. 411-412.

Morrás, E.J.M., Benayas, J., Ateiro, R., Cruzate, G., 1998. Micromorfometría comparativa en un sueloVertisol de Entre Ríos. Actas XVI Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo. Villa Carlos Paz,Córdoba. 303-304.

Nelson, J.D., Miller, D.J., 1992. Expansive soils. Problems and practice in foundations and pavementengineering. John Wiley & Sons. New York. 288 pp.

Nordt, L., Wilding, L., Lynn, W., Crawford, C., 2004. Vertisol genesis in a humid climate of thecoastal plain of Texas, USA. Geoderma 122, 83-102.

Osterrieth, M.L., 1980. Aspectos mineralógicos de suelos de la zona costera del partido de Magdale-na, Provincia de Buenos Aires. Simposio: Geología del Litoral Atlántico bonaerense. Mar delPlata. 173-205.

Panigatti,J.L., 2006. Uso y manejo del suelo en Argentina XX Congreso Argentino de la Ciencia delSuelo. AACS. Salta, Resúmenes, p. 38.

Paton, T.R., 1974. Origin and terminology for gilgai in Australia. Geoderma 11, 221-242.Pécora, E.J., Guedes, O.J., 1966. Minerales de arcilla en algunos perfiles de suelos de Buenos Aires,

Santa Fe y Entre Ríos. Revista de Investigaciones Agropecuarias. INTA. Serie 3. 3, 25-57.Quintero, C.L., Riso, L., González, A., Izaguirre, M., 2000. Estado de fertilidad de los suelos de Entre

Ríos. Principales limitaciones. Revista Facultad de Agronomía, UBA 20, 15-19.Romero, E.C., Brizuela, A.B., 1999. Comparación de la superficie erosionada del Distrito Chilcas en

los años 1965 y 1993. Primer Simposio Nacional sobre Suelos Vertisólicos. Oro Verde, Entre Ríos.65-66.

Romero, E.C., Zufiaurre, J.L., 2006. Determinación del área ocupada por bosques nativos en la pro-vincia de Entre Ríos mediante la aplicación de herramientas SIG. En: Bases para la conservaciónde suelos y aguas en la cuenca del Río Paraná. Xunta de Galicia-Universidad Nacional de EntreRíos. 93-99.

Sánchez, R.O., Ferrer, J.A., Duymovich, O.A., Hurtado, M.A., 1976. Estudio pedológico integral delos partidos de Magdalena y Brandsen. Anales LEMIT. La Plata 1, 1-130.

Scoppa, C., 1974. The pedogenesis of a sequence of Mollisols in the Undulating Pampa. Tesis Docto-ral. Universidad de Gante.

Scoppa, C., 1976. La mineralogía de suelos de la llanura pampeana en la interpretación de sugénesis y distribución. Actas VII Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo. Suplemento IDIA 33,659-673.

Scoppa, C., 1978/79. Micropedología de series de suelos característicos del noreste bonaerense. Re-vista de Investigaciones Agropecuarias 14, 37-69.

Schaetzl, R., Anderson, S., 2005. Soils. Genesis and geomorphology. Cambridge University Press. 817 pp.Schafer, W.M., Singer, M.J., 1976. A new method of measuring shrink-swell potential using soil

pastes. Soil Science Society of America Journal 40, 805-806.Simon, .J.J., Oosterhuis, L., Reneau Jr., R.B., 1987. Comparison of shrink-swell potential of seven

Ultisols and one Alfisol using two different COLE techniques. Soil Science 143, 50-55.Soil Classification Working Group, 1998. The Canadian System of Soil Classification. 3er edition.

Agriculture and Agri-Food Canada Publication 1646.Soil Survey Staff, 1960. Soil classification, a comprehensive system. 7th Approximation.

USDA.Washington DC. 503 pp.Soil Survey Staff, 1971. Guide for interpreting engineering uses of soils. Soils Conservation Service.

U.S. Department of Agriculture. Washington, DC. 87 pp.


Soil Survey Staff, 1992. Keys to Soil Taxonomy. 5th edition. SMSS Technical Monograph 19. USDA.Blackburg, VA.

Soil Survey Staff, 1999. Soil Taxonomy. Agriculture Handbook 435. U.S.Department of Agriculture.2a. edición. 869 pp.

Soil Survey Staff, 2007. Claves para la Taxonomía de Suelos. Traducción de la 10a. edición (2006) deKeys to Soil Taxonomy. U.S.Dep. of Agriculture. Washington DC. 331 pp.

Spotts, J.W., 1974. The role of water in gilgai formation. Ph.D. Dissertation. Texas A&M University.College Station. Texas.

Springer, M.E., 1958. Desert pavement and vesicular layer of some soils of the desert of the LahontanBasin. Nevada. Soil Science Society of America Proccedings 22, 63-66.

Stephan, S., Berrier, J., De Petre, A.A., Jeanson, C., .Kooistra, M.J., Scharpenseel H.W., Schiffmann,H., 1983. Characterization of in situ organic matter constituents in Vertisols from Argentina,using submicroscopic and cytochemical methods. First report. Geoderma 30, 21-34.

Stephen, I., Bellis, E., Muir, A., 1956. Gilgai phenomena in tropical black clays of Kenya. Journal ofSoil Science 7, 1-9.

Sunesen, P., 2000. Pedología y sedimentología de la zona costera del río de la Plata. Villa Elisa yalrededores. Informe Comisión de Investigaciones Científicas de la Provincia de Buenos Aires.Inédito.

Tessier, D., Berrier, J., 1978. Observation d´argiles hydratés en microscopie électronique à balayage,importance et choix de la technique de preparation. En: Micromorfologia de Suelos. Delgado, M.(Ed.). España. 117-135.

Tessier, D., 1984. Étude experimentale de l’organisation des materiaux argileux. Dr. Sc. Thesis Universitéde Paris VII. INRA. Versailles Publisher. 360 pp.

Thompson, C.H., Beckmann, G.G., 1982. Gilgai in Australian black earths and some of its effects onplants. Tropical Agriculture 59, 149-156.

Thorp, J., Smith, G.D., 1949. Higher categories of soil classification. Soil Science 67, 117-126.Tricart, J.L., 1973. Geomorfología de la Pampa Deprimida. INTA. Colección Científica XII. Buenos

Aires. 202 pp.USDA-NRCS, 2006. NSSH Part 618 (23-41): Soil properties and qualities. Disponible en Internet: http:/

/soils.usda.gov/technical classification/osd/index.html (Verificado agosto 2009).Vallejos, H.R., 2001 Suelos expansivos y su relación con las obras viales. Revista Carreteras. Asocia-

ción Argentina de Carreteras 47, No 165.Vargas Gil, J.R., Scoppa, C.O., Iñíguez, A.M., 1972. Génesis de los suelos de la región norte de la

Bahía de Samborombón. Revista de Investigaciones Agropecuarias, INTA. Serie 3. 9, 29-52.Vesco, C.J., 1985. Algunos problemas de clasificación utilizando la Taxonomía de Suelos («Soil

Taxonomy»). Propuesta para su solución. Primeras Jornadas Regionales de Suelos, Región PampeanaNorte. INTA. EERA Rafaela. Publicación Miscelánea 30. 119-142.

Vincent, M., 2003. Retrait-gonflement des sols argileux: méthode cartographique d’évaluation del’aléa en vue de l’établissement de PPR. Service Aménagement et Risques Naturels. Plan dePrévention de Risques (PPR). Marseille.

Wilding, L.P., 1985. Genesis of Vertisols. En: Proceedings of the 5th International Soil ClassificationWorkshop. Sudan. 47-62.

Wilding, L.P., 2004. Advancement in the knowledge base of Vertisols genesis, classification,distribution and management. Revista Científica Agropecuaria 8, 45-54.

Wilding, L.P., Hallmark, C.T., 1984. Development of structural and microfabric properties in shrinkingand swelling clays. En: Proccedings of the International Soil Science Symposium on Water andSolute Movement in Heavy Clay Soils. Bouma, J., Raats, P.A.C. (Eds.). ILRI Pub. 37, Wageningen,The Netherlands. 1-22.

Wilding, L.P., Puentes, R. (Eds.), 1988. Vertisols: Their distribution, properties, classification andmanagement. Technical Monograph 18, Texas A&M University Printing Center, College Station,TX. 193 pp.

Wilding, L.P., Tessier, D., 1988. Genesis of Vertisols: shrink-swell phenomena. En: Vertisols. Theirdistribution, properties, classification and management. Wilding, L.P., Puentes, R. (Eds.).TexasA&M University Printing Center. College Station, TX. 55-81.

Wilding, L.P.; Williams, D.; Millar, W.; Cook, T., Eswaran, H., 1990. Close interval spatial variability:a case study in Texas. En: Proceedings of the Sixth Internacional Soil Correlations Meeting (VIISCOM): Characterization, Classification, and Utilization of Cold Aridisols and Vertisols. Kimble,


J.M. (Ed.). USDA, Lincoln, NE. 232-247.Wilding, L.P., Kovda, I.V., Morgue, E.G., Williams, D., 2002. Reappraisal of the pedon concept for Vertisols:

consociations or complexes. 17th World Congress of Soil Science. Tailandia. Paper 872: 1-12.Wilson, M.J., Cerana, J., 2004. Mediciones físicas en suelos con características vérticas. Revista Cien-

tífica Agropecuaria 8, 11-22.Wilson, M.J., Cerana, J., De Battista, J.J., Valenti, R., 2006. Degradación y recuperación de suelos

cultivados con arroz regados con aguas bicarbonatadas sódicas en la provincia de Entre Ríos,Argentina.. En: Bases para la conservación de suelos y aguas en la cuenca del Río Paraná. Xuntade Galicia-Universidad Nacional de Entre Ríos. 87-92.

Yaalon, D.H., Kalmar, D., 1978. Dynamics of cracking and swelling clay soils: Displacement of skeletalgrains, optimum depth of slickensides, and rates of intra-pedonic turbation. Earth Surface Processes3, 31-42.

Yule, D.F., Ritchie, J.T., 1980. Shrinkage relationships of Texas Vertisols: I. Small cores. Soil ScienceSociety of America Journal 44, 1285-1291.

Zaccagnini, M.E., Decarre, J., Goijman, A., Suárez, R., De Carli, R., Calamari, N., Bemardos, J., Panigatti,J.L., 2007. Monitoreo ambiental en establecimientos agropecuarios. INTA. Instituto de RecursosBiológicos. 200 pp.


Procesos de sodificación y salinización


Introducción

Los procesos de sodificación y salinización estánestrechamente vinculados y en muchos casos seproducen simultáneamente en los suelos, aun-que cada uno de ellos tiene características parti-culares y originan suelos diferentes. Lasodificación consiste en la evolución del sueloen condiciones de alta concentración de sodiointercambiable, con contenidos altos de salessolubles o sin ellas. Este proceso también es co-nocido como alcalinización o solonetización. Elproceso opuesto de disminución del catión sodioen el complejo de intercambio se denominasolodización o desalcalinización Salinización esel proceso que conduce a un aumento excesivode las sales solubles en el suelo. Se suele diferen-ciar entre salinización primaria y secundaria. Lasalinización primaria incluye principalmente laacumulación de sales por procesos naturales de-bido a alto contenido de sales en los materialesoriginarios o en el agua subterránea. Lasalinización secundaria es causada por interven-ción humana, como riego con agua con alto con-tenido de sales y/o drenaje insuficiente. El pro-ceso opuesto de pérdida de sales por causas na-turales o antrópicamente inducidas se denomi-na desalinización.

Los procesos de sodificación y de salinización danorigen a suelos agrupados bajo la denominacióngeneral de suelos afectados por sales o sueloshalomórficos (del Griego αλζ -hals-: sal). Estostérminos no serían adecuados ya que parecenreferirse a la presencia de sales solubles, las cua-les pueden estar ausentes en los suelos con pro-ceso de sodificación. En Francia algunos autoresy la clasificación actual utilizan el término sue-los salsódicos (Duchaufour, 1977; Baize, 2004), de-

signación que refleja mejor la realidad. De todasmaneras, en este capítulo utilizaremos preferen-temente la designación suelos halomórficos porser amplia y estar muy difundida en el país, y serutilizada, entre otros, por Bonfils (1966) en unade las primeras descripciones de los suelospampeanos.

Los suelos halomórficos comprenden dos tiposprincipales: suelos salinos y suelos sódicos..... Lossuelos salinos son aquellos que tienen suficientecantidad de sales solubles como para afectar elrendimiento de la mayoría de los cultivos. El lí-mite establecido para tales suelos es unaconductividad del extracto de la pasta saturadade 4 dS m-l. Los suelos sódicos son aquellos quetienen suficiente proporción de sodio intercam-biable como para producir deterioro en las con-diciones físicas del suelo y afectar los cultivos. Ellímite establecido es de 15 % de sodio intercam-biable respecto a la capacidad de intercambiocatiónico (Richards, 1954). Los suelos que alcan-zan o superan ambos límites se conocen comosuelos salino-sódicos. Existen otrosagrupamientos de los suelos afectados por sales,tales como el de Szabolcs (1988) presentado enla Tabla 6.1. Este esquema incluye, además delos suelos salinos y sódicos, a los suelosmagnesianos, yesíferos y sulfato-ácidos, que noserán tratados en forma específica.

Distribución de los procesosen el mundo y la ArgentinaLos suelos halomórficos ocupan en el mundo unasuperficie de 9,3 millones de km2 (Szabolcs, 1989).Los suelos salinos representan una superficieaproximada de 3,5 millones de km2. Se encuen-tran principalmente en regiones donde los cli-mas árido y semiárido tienen amplia difusión.

Tabla 6.1. Distintos tipos de suelos afectados por sales.

Electrolitos causantesde salinidad y/o

sodicidad

Tipo de suelo Ambiente Efecto adversoprincipal sobre la

producción

Método derecuperación

NaCl y Na SO . En casos2 4

extremos NO-3

Salino Arido ysemiárido

Alta presión osmóticade la solución del suelo.Efecto tóxico

Lavado del excesode sales

Iones Na+capaces dehidrólisis alcalina

Sódico(Alcalino)

Semiárido,subhúmedo,húmedo

pH alcalino. Efectosobre las propiedadeshidrofísicas del suelo

Disminución oneutralización del pH altocon enmiendas químicas

Iones Mg2+ Magnesiano Semiárido,subhúmedo

Efecto tóxico. Altapresión osmótica.

Enmiendas químicas.Lavado.

Iones Ca 2+, principal-mente como CaSO 4

Yesífero Semiárido,árido

pH ácido. Efecto tóxico Enmiendas alcalinas.

Iones Fe3+y Al 3+,principalmente comosulfatos

Sulfato-ácido Areas costerascon sedimentosricos en sulfatos

pH fuertemente ácido.Efecto tóxico.

Encalado

Basado en Szabolcs, 1988.


Los países que ocupan mayor superficie son laex-URSS, China, Argentina, Irán, India, Paraguayy Australia. La superficie que ocupan los suelossódicos es de 5,8 millones de km2 (Tabla 6.2), sien-do los países con mayor superficie de estos sue-los Australia, la ex-URSS, Argentina, Canadá,Chad y Nigeria.

En la Argentina la mayor parte del territorio po-see clima árido y semiárido con régimenhidrotérmico de los suelos que favorece la acu-mulación de sales solubles, yeso y carbonato decalcio, como arídico-térmico, arídico-mésico, ocon contrastes estacionales como xérico. SegúnFerrer (1986) la superficie ocupada por el régi-men arídico es de 1.600.000 km2, que representael 58 % del territorio, ocupando el régimen xéricoel 2 %. A ello habría que sumar un 13 % ocupa-do por el régimen ústico. De todas maneras, lossuelos halomórficos cubren una superficie infe-rior a la indicada ya que bajo climas secos tam-bién se desarrollan suelos con acumulación decarbonato de calcio o yeso, suelos arenosos, etc.Por otro lado, en las zonas húmedas ysubhúmedas como la Región Pampeana hay ex-tensas áreas con suelos sódicos, o zonas localiza-das donde alguna causa impide la eliminaciónde sales solubles, principalmente, la Pampa De-primida, la región del noroeste en la provinciade Buenos Aires, los Bajos Submeridionales de laprovincia de Santa Fe y la zona sudeste de Bue-nos Aires, La Pampa y este de Córdoba.

En todo el país se calcula una superficie total desuelos halomórficos de 856.000 km2, que repre-senta alrededor del 30 % del territorio. De la su-perficie total, 324.000 km2 corresponden a sue-los salinos y 531.000 km2 a suelos sódicos

(Massoud 1977). Por lo tanto, la Argentina es eltercer país en el mundo en superficie ocupadapor suelos halomórficos, después de Australia(3,57 millones de km2) y la ex-URSS (1,71 millo-nes de km2). En la Región Pampeana estos suelosocupan una superficie aproximada de 160.000km2, cuya distribución por provincias y catego-rías taxonómicas se indicará en la sección Sueloshalomórficos de la Región Pampeana.

Además de los suelos halomórficos, en la provin-cia de Buenos Aires hay depósitos evaporíticoscomo salinas en el sector sur y sulfateras en elsector occidental, como así también depósitos deyeso en la cuenca del río Salado asociados a ba-jos sin salida o depresiones regionales y en lasmárgenes de los ríos Pescado Castigado, QuequénGrande y Quequén Salado (Del Blanco et al., 2005).


Los procesos de salinización y sodificación sedeben al efecto conjunto de varias característi-cas del sitio que se agrupan en (Lavado, et al.,1992):

a) Ambientales: geología regional, geomor-fología, clima (intensidad y distribución de laslluvias, evapotranspiración) e hidrología (régimeny calidad del agua freática);b) Propiedades del suelo: composiciónmineralógica, textura, contenido de materia or-gánica, distribución del tamaño de poros ydiscontinuidades litológicas.c) Impacto del uso de la tierra: pastoreo intensi-vo, cambios de vegetación (Jobbágy y Jackson,2004), riego, etc.

ClimaLos suelos salinos se encuentran principalmenteen regiones áridas o semiáridas, donde no hayagua suficiente para lavar las sales que ingresanal suelo y llevarlas a zonas más profundas, y don-de la elevada evapotranspiración tiende a con-centrarlas en los suelos y el agua superficial. Bajocondiciones hiperáridas y baja temperatura sepueden acumular evaporitas de calcio ymagnesio, cloruros, nitratos y otras sales solu-bles. Según Pariente (2001) los suelos que reci-ben una precipitación anual inferior a 200 mmson potencialmente salinos.

En climas húmedos y subhúmedos también exis-ten suelos salinos y/o sódicos, dependiendo supresencia de la relación entre el aporte y egresode agua pluvial e inundaciones, las característi-

Tabla 6.2. Distribución regional de suelossalinos y sódicos en el mundo.

Superficie (miles de km )2

Región Suelossalinos

Suelossódicos Total

Australia 173 3400 3573

Asia del Norte y Central(China, Mongolia y ex -URSS asiática)

916 1201 2117

América del Sur 694 596 1290

Asia del Sur 833 18 851

Africa 535 270 805

Europa 78 229 307

Asia Sudoriental 200 - 200

América del Norte 62 96 158

América Central (incluye México) 20 - 20

TOTAL 3511 5810 9321

Basado en datos de Szabolcs (1989).


cas del relieve que condicionan su permanenciaen el suelo y la dinámica freática y también depropiedades intrínsecas de los materiales comoporosidad permeabilidad y conductividad hidráu-lica. Los climas secos que poseen una estaciónseca y una húmeda, ambas bien marcadas, tien-den a favorecer la acumulación de sales y sodiointercambiable. Durante la estación húmeda, lameteorización de los minerales da origen a lassales, las que son translocadas dentro del suelo ydurante la seca se concentran en determinadoshorizontes.

Materiales del sueloLos suelos lentamente permeables favorecen laacumulación de sales donde la lixiviación se vedisminuida o es mínima, naturalmente si hayaporte de sales de alguna fuente. Entre los prin-cipales materiales se incluyen loess y aluvios. Alrespecto, Arens (1969) al referirse a paisajesgeoquímicos de la Región Pampeana, atribuyela abundancia de calcio y sodio que se observaen los suelos a la presencia de minerales de rela-tivamente fácil meteorización en el loess, desta-cando en la fracción liviana la abundancia deplagioclasas (26 %) y de vidrio volcánico (32 %),(promedio de siete análisis mineralógicos delnorte de la provincia de Buenos Aires). En la Pam-pa Deprimida la gran difusión de suelos sódicosse atribuye en parte a las lluvias de cenizas vol-cánicas, región donde las condiciones deficien-tes de drenaje no permitieron la lixiviación delcatión sodio (Tricart, 1973). En las llanurascosteras de la provincia de Buenos Aires, muchosde los suelos evolucionaron a partir de materia-les depositados durante las ingresiones marinasholocenas, por lo cual el contenido de sales solu-bles y sodio intercambiable es elevado, especial-mente en las llanuras de fango y las llanuras demareas. Según FitzPatrick (1980) los suelos sódicosno se forman en materiales que contienen car-bonato de calcio, salvo después de la descalcifi-cación, ya que el calcio desplaza al sodio y almagnesio.

RelieveLas sales se acumulan según su grado desolubilidad. En tierras altas y régimen lixiviante,las más móviles se encuentran más profundas enel perfil. Sin embargo, en climas muy áridos lassales pueden no acumularse en tierras altas debi-do a la insuficiente meteorización para liberarlasde las rocas o por extrema profundidad de la capafreática.

En relieves ondulados suele haber una distribu-

ción espacial de condiciones que favorecen lasalinización: a) En las zonas bajas donde los sue-los están afectados por la capa freática como endepresiones, fondo de valles, las sales más móvi-les se mueven hacia la parte superior del perfilpor capilaridad; b) Los suelos de pie de pendien-tes pueden tener sales aportadas por el agua deescurrimiento superficial. Por tanto para com-prender la dinámica de las sales en el suelo hayque entender las fuerzas que actúan en el sueloy la capa freática y la variación en el tiempo yespacio; c) En los suelos de zonas altas la profun-didad a la cual las sales son translocadas depen-derá del régimen de precipitación, espacio poraldel suelo, permeabilidad y topografía local. Elfrente de humectación no penetra tan profun-damente en suelos viejos que tienen acumuladoun manto de sedimentos eólicos limosos porqueel suelo tiene menos espacio poral, especialmen-te poros largos que faciliten la penetración pro-funda y porque la superficie puede estarcompactada o con una costra que los hace me-nos permeables y facilita el escurrimiento; d) Enzonas de relieve plano todos los suelos poseenpotencialmente riesgo de salinización y su ocu-rrencia y grado suelen depender de otros facto-res locales como ocurre en la Pampa Deprimida.

La capa freática. Como en los procesos dehidromorfia, la posición de la capa freática esfundamental en el desarrollo del proceso desalinización. . . . . Adicionalmente, en éste último esnecesario considerar la composición del aguafreática. Ambos factores están relacionados di-rectamente con la geología y geomorfología depaisaje. A pesar de los distintos orígenes posi-bles de la salinidad y sodicidad en suelos de laRegión Pampeana, y particularmente de la Pam-pa Deprimida, hay un acuerdo general en que lacapa freática y el relieve plano son los principa-les factores generadores. En las llanuras planascomo la Pampa Deprimida la capa freática es elprincipal aporte de sales al suelo (Lavado et al.,1992). Estos autores abordan la temática de lossuelos salinos y alcalinos desde los ́ 80 y analizancaracterísticas del sitio, propiedades de los sue-los, y dinámica del agua, sales y sodio en distin-tos trabajos (Lavado y Taboada, 1986, 1987, 1988).

A continuación se menciona el contenido salinodel nivel freático de las distintas regioneshidrogeológicas de la provincia de Buenos Aires,que afectan directamente a los suelos (González,2005). El contenido salino es bajo en dos regio-nes: en el Noreste donde el acuífero freático y elsemilibre Pampeano ofrecen aguas de buena ca-lidad con salinidad entre 500 y 2000 mg L-1 y en


la Región Serrana con agua de muy bajasalinidad, entre 300 y 1200 mg L-1. Análisis deagua freática del sur de Santa Fe y norte de Bue-nos Aires dan promedios de residuo seco de 610mg L-1, con predominio del catión Na+ (173 mg L-1)y del anión HCO3

- (478 mg L-1) (Arens, 1969). En laRegión Interserrana-Periserrana el contenido sa-lino del acuífero freático es variable: en el áreaInterserrana es bajo (menos de 2000 mg L-1) y enla Periserrana puede superar ese valor. Las re-giones del Noroeste y la del Salado –Vallimancaposeen aguas con elevados tenores salinos, has-ta 30.000 mg L-1 en la primera y entre 500 y 20.000mg L-1 en la segunda salvo en cuerpos medanososdonde se encuentran aguas con baja salinidad(500 -1500 mg L-1). En la Región Costera las aguasdulces están limitadas a cordones litoralesmedanosos tanto en el acuífero libre como en elsemiconfinado, con contenidos entre 2000 y 5000mg L-1; el resto son salobres y salinas (llegando asuperar los 50.000 mg L-1). En la Región del Deltael acuífero freático posee agua de baja a mediasalinidad con frecuente presencia de metano. Enla Región Cuenca de Bahía Blanca el agua dulcese encuentra en acuíferos profundos sobre losque se encuentran acuíferos con mayor conteni-do salino que llegan al orden de 100.000 mg L-1

En las regiones Norpatagónica y Endorreica delSuroeste el agua dulce freática está alojada encuerpos medanosos; el resto de las aguas son sa-linas y salobres, hasta 18.000 mg L-1en la prime-ra y con carácter de salmuera en la zona de loscuerpos lagunares en la segunda. En llanura cos-tera correspondiente a la cuenca inferior del ríoSalado participa de las características del sistemaSalado-Vallimanca, siendo la zona de mayor acu-mulación relativa de agua en el sistema, con ungradiente hídrico sumamente bajo y extremaanegabilidad donde el acuífero freático yPampeano posee aguas predominantemente sali-nas con concentraciones de hasta 20.000 mg L-1.

Las sales solubles

Las principales sales solubles que se presentanen los suelos salinos son cloruro de sodio (halita),sulfatos solubles de sodio (thenardita, mirabilita)y magnesio (hexahidrita, epsomita) ybicarbonatos de calcio, magnesio y sodio (tronay natron); ocasionalmente puede haber acumu-lación de nitratos y boratos.

Las sales están disueltas en el agua del suelo y laubicación en el perfil es un indicador demicroclima atmosférico o cercanía de capafreática salina. Las sales entran continuamenteen los suelos provenientes del polvo atmosféri-

co, disueltas en el agua o como producto demeteorización química. Los procesos eólicos apor-tan sales como aerosoles secos del mar, comorevestimientos de partículas clásticas y en mate-riales piroclásticos. Los aerosoles marinos y laniebla son los mayores orígenes de sales traspor-tadas por el aire (Pye, 1987). En tierras altas elmayor origen es atmosférico, especialmente pordepositación seca desde océanos y lagos salinosy meteorización de rocas. Los minerales prima-rios de los suelos y las rocas liberan durante losprocesos de meteorización química distintos cons-tituyentes que adquieren solubilidad. Los ionesCO3H

- se forman por solubilización del CaCO3.En cambio, la acumulación de Na+ es frecuenteen suelos de áreas bajas y en la capa freática dela Región Pampeana debido al pobre drenaje re-gional (Tricart 1973; Lavado 1983; Bui et al. 1998).

En suelos de la Pampa Deprimida el origen at-mosférico de las sales de sodio no sería adecua-do ya que la velocidad anual de depositacióncalculada solo explicaría menos del 10% del sodioacumulado en estos suelos. Además, la relaciónNa:Cl de suelos profundos, es cuatro veces másalta que los aportes atmosféricos, sugiriendo unaporte diferente de Na+ o bien una importantelixiviación de Cl- fuera del sistema suelo (Jobbágyy Jackson, 2003).

En zonas secas las sales más comunes contienensodio y, en menor proporción, magnesio. . . . . Lassales de sodio pueden provenir de: a) materialesoriginarios ricos en sodio, b) de agua deescurrimiento superficial ligeramente salina osalina o c) aerosoles atmosféricos. Los horizon-tes B enriquecidos por sodio se deberían a bajapermeabilidad por ganancia de arcilla y/olixiviación insuficiente para llevar el sodio másprofundamente en el perfil. Los cationes Na yMg son muy móviles en el suelo y la profundi-dad de acumulación variable. Se pone más énfa-sis en las sales de sodio porque en pequeñas can-tidades provocan cambios morfológicos en elperfil al dispersar los coloides arcillosos hacién-dolos fácilmente translocables.

Las diferencias en la composición química de lasaguas salinas afectan de distinta manera a lossuelos. La familia de las llamadas «sales neutras»incluye, además de cloruro de sodio, yeso, sulfatode sodio y varios otros sulfatos, bicarbonatos ycloruros. Si hay suficiente cantidad de sales seforman suelos salinos con pH 8,5 y una costrasuperficial blanquecina de sales (Schaetzl yAnderson, 2005) (Figura 6. 3). Cuando predomi-nan sulfatos y cloruros no se altera la estructura


del suelo. En cambio, cuando el agua salina po-see bicarbonatos, el efecto negativo en los sue-los es más acentuado. En los suelos llamados sa-lino-sódicos abundan carbonatos de sodio ypotasio, altos niveles de iones Na+ de intercam-bio y pH > 8,5. En esos suelos de álcali negro(Figura 6.3e), la materia orgánica se dispersa através de la matriz del suelo, lo colorea de negroy se degrada la estructura (Taboada et al., 1999).La acumulación de arcilla iluvial sódica en loshorizontes Btn, confieren a éstos consistenciamuy adhesiva en mojado, tornándose muy du-ros, masivos y poco permeables al secarse.

Génesis de los procesos

Los procesos de sodificación y salinización pue-den ser naturales o inducidos por el uso de latierra y acciones antrópicas diversas. Los proce-sos son de naturaleza fisicoquímica producidospor intercambio iónico entre la solución del sue-lo y las micelas coloidales. En este sentido se debediferenciar los iones adsorbidos por cargas eléc-tricas de los coloides inorgánicos y orgánicos enla solución micelar, donde generalmente hay unpredominio de cationes, de los iones solublesubicados en la solución intermicelar, donde lacarga resultante es cero por estar equilibradoslos cationes y aniones.

El aumento de sales en el suelo, varía continua-mente el equilibrio entre cationes de la solucióny los adsorbidos en los coloides, para equilibrarlas cargas del sistema coloidal ante cambios enla composición y concentración de los cationesdisueltos. Cuando aumenta el ión Na+ en la solu-ción del suelo, la proporción de Na+ adsorbidoen los coloides también aumenta. El Na+ es rete-nido con menos fuerza por las arcillas que otroscationes y es lixiviados en suelos permeables declimas húmedos; por lo tanto su acumulación seorigina por algún factor que impide o dificultala lixiviación o por adiciones al perfil más rápi-das que su eliminación. La permeabilidad puedeestar restringida por una capa lentamentepermeable, como un algún tipo de pan (densipán,fragipán, duripán, etc), estrato rocoso o un sue-lo antiguo. Así, para que se adsorba una canti-dad apreciable su proporción debe ser muy su-perior al 50 %. Si por alguna causa, por ejemploaumento de precipitaciones, las sales son lava-das, el suelo salino-sódico puede transformarseen sódico. Ello implica una serie de transforma-ciones en las características físicas y químicas delsuelo (degradación de la estructura, reducciónde las permeabilidad, elevación del pH, etc.). Si

continua el lavado en ausencia de Ca2+ y Mg2+,parte del Na+ intercambiable es reemplazado porel ión H+ y el suelo puede acidificarse ligeramen-te aunque con suficiente Na+ como para desesta-bilizar la estructura (suelo sódico degradado).

Los procesos de enriquecimiento y lixiviación desales de sodio son dinámicos, variando con laestación del año y posición en el paisaje. Rara-mente las sales cubren todo el paisaje, sino quese acumulan en zonas donde el balance es posi-tivo. Típicamente, las sales de sodio están en áreasdeprimidas o al pie de pendientes, donde el aguafreática está cerca de la superficie, hacia dondeasciende por capilaridad; en cambio, en los miem-bros más altos de la catena el sodio puede serlixiviado del perfil. Las sales de magnesio y cal-cio son menos solubles y en caso de precipitar,podrían hacerlo separadas espacialmente en elperfil, por encima de las sales de sodio.

El ciclo salinoLa escuela rusa elaboró un esquema evolutivoideal de los suelos halomórficos que aún hoy sesigue conceptualmente para comprender las ca-racterísticas de este tipo de suelos. El mismo par-te de la acumulación de sales solubles, donde lassales de sodio a menudo predominan en las pri-meras etapas de la salinización, mientras que lassales de calcio y magnesio se acumulan más len-tamente. Al aumentar la concentración de sales,también el Mg2+ puede precipitar como CO3

2- yel Ca2+ como CO3

2- y SO42-. Estos procesos de con-

centración y precipitación causan la acumulaciónde CaCO3 en los suelos y aumento gradual deNa+ respecto a otros cationes en la solución.

Los términos para designar suelos afectados porsales de la escuela rusa se refieren a morfologíaspedológicas asociadas a la acumulación de salesde sodio (salinización) seguida por su pérdidagradual (solonización y solodización). Numero-sos autores aceptan el denominado «ciclo sali-no» que se desarrolla a través de esas tres fasesevolutivas: salinización, solonización ysolodización. Actualmente, aún se usa el térmi-no suelos solonétzicos para referirse a suelossolonetz, solonetz solodizado y solod.

Un esquema evolutivo de los suelos afectados porsales muestra distintos posibles orígenes de unsuelo sódico (Solonetz), es decir del proceso dealcalinización (Szabolcs, 1988) (Figura 6.1).

Los Solonetz pueden provenir de: a) suelos nohalomórficos por adsorción de Na+ en condicio-nes de baja salinidad o b) a partir de suelos sali-


nos (Solonchaks) por un proceso de desalinizacióncreciente. Ambos procesos son reversibles; porejemplo un Solonetz puede transformarse enSolonchak por un aumento de los electrolitos yéste a su vez desalinizarse por lavado. También,como resultado de la intensa lixiviación de salesun suelo puede transformarse en no-salino sinpasar por la fase de Solonetz, si se excluye laadsorción de iones Na+ del complejo coloidaldurante la lixiviación. Esto es posible en presen-cia de yeso u otros compuestos de reacción áci-da, o en suelos de textura muy gruesa donde lacantidad de coloides es mínima. Finalmente, lalixiviación del Solonetz conduce a la formaciónde un Solod, suelo degradado, acidificado engran parte del perfil.

Los Solonetz se originan por el proceso desolonización, que constituye la remoción/lixiviación de sales desde los horizontes superio-res del suelo, ya sea debido a cambio en lahidrología superficial o subsuperficial, cambioclimático o irrigación. Constituye el segundo es-tado en la génesis de suelos salinos donde lassales son lixiviadas pero los iones sodio aún per-manecen en el complejo de intercambio. Así, lasolonización es acompañada por la alcalinizacióndel suelo y el complejo de intercambio está do-minado por el ión Na+, con valores de pH mayo-res a 8,5 en alguna parte del perfil. Aun con un

Figura 6.1. Esquema evolutivo de suelos, afectados por sales. Basado en datos deSzabolcs (1989).

15% de saturación con este catión la arcilla sedispersa, puede migrar en el perfil y finalmenteformar un Bt o Btn con un horizonte superioreluviado de textura más gruesa y pobrementeestructurado. Los Solonetz suelen tener estruc-

tura columnar en el horizonte Btn con su partesuperior cubierta con una zona eluvialpulverulenta blanquecina de arena y limo quepueden constituir materiales álbicos según Taxo-nomía de Suelos; el agua del suelo se desplazaentre los agregados pues la permeabilidad den-tro de los mismos es lenta. Entre los suelos afec-tados por sales, los más difundidos en la RegiónPampeana son los suelos sódicos, también deno-minados: suelos alcalinos, suelos nátricos oSolonetz.

Los Solonetz se incluyen dentro de los suelos afec-tados por sales, pero muchos de ellos tienen unaconcentración baja o muy baja de sales solubles,especialmente en los horizontes superiores. Uncriterio diagnóstico es el porcentaje de sodiointercambiable, que debe ser por lo menos del15%. El cumplimiento de este requisito puededefinir a un suelo u horizonte sódico, pero unsuelo Solonetz, posee además un horizonte B conestructura prismática o columnar y marcados ras-gos de ilimerización. Sin embargo, en algunoslugares de la Región Pampeana (Cuenca del ríoSamborombón) cuando el contenido de sodiointercambiable es muy elevado, los horizontesBtn muestran una estructura en bloques angula-res y subangulares muy finos producidos por ac-ción dispersante del sodio. Cuando los prismas ocolumnas son muy gruesos, la penetración de las

raíces se ve dificultada y el espesor del horizonteA determina la fertilidad física del suelo.

Los suelos sódicos pueden contener cantidadesvariables de sales dependiendo de las condicio-


nes de formación, ya sea elevada cantidad de sa-les solubles desde la superficie por condicioneslocales, o en otros casos la máxima acumulaciónse presenta en la parte inferior del horizonte B, ola cantidad de sales puede ser mínima. General-mente, la reacción es fuertemente alcalina, peroexisten Solonetz de pH neutro o incluso levemen-te ácido. En el horizonte B se observa la máximaacumulación de materia orgánica soluble en aguay la mínima relación SiO2 / R2O3.

Para la formación de Solonetz es necesaria tantola presencia de sales de Na como el ascenso ydescenso de las soluciones salinas en el suelo. Estehecho produce cambios importantes en el perfil,algunos reversibles y otros irreversibles. Por tan-to, la evolución de un Solonetz requiere perío-dos alternantes de humedecimiento y desecación.Durante estas migraciones, la solución del suelodisuelve y acumula alternativamente ciertos com-puestos y produce alteración de los materialesdel suelo.

Los procesos de intercambio catiónico sonreversibles teóricamente, pero pueden inducirprocesos irreversibles en el suelo. El intercambiocatiónico afecta a la superficie de los coloides ytambién la estructura cristalina de las arcillas ycompuestos órgano-minerales. Un cambio irre-versible de gran importancia se refiere a la trans-formación de las arcillas en productos de altera-ción móviles, con la consiguiente migración decompuestos de Si, Al y Fe dentro del perfil. Na-turalmente, estos procesos están influenciadospor la cantidad y tipo de la fracción arcilla. Ensuelos de texturas gruesas, los Solonetz general-mente no se desarrollan. Este hecho explica por-qué los valores de Na intercambiable indican elestado de desarrollo, desde Solonetz incipientes(5-7 %) hasta otros de avanzada evolución (20-25%), debido a diferencias en la cantidad y cali-dad de la fracción arcilla (Lavado y Camilión, 1984).

Una vez que se producen cambios en lamineralogía de las arcillas y en la morfología delperfil, estas modificaciones persisten por largotiempo, aún cuando se altere el equilibrio delproceso de intercambio catiónico. Así, si se pro-duce un aumento en el contenido de sales solu-bles en un Solonetz, el horizonte B subsistirá,originándose un suelo salino-alcalino, o Solonetz-Solonchak. Si el suelo está afectado por una capafreática rica en sales solubles, la acumulación delas mismas se produce en el frente de fluctua-ción ascendente o descendente, y su composi-ción es semejante a la de la capa freática.

La última etapa del esquema evolutivo mencio-nado constituye la solodización odesalcalinización, que consiste en la eliminacióngradual del sodio, generalmente reemplazadopor calcio, el cual facilita la floculación de lasarcillas, regenerando o formando la estructura ydisminuyendo la lixiviación. Los agregadoscolumnares se quiebran y las grietas entre lascolumnas se rellenan de arcilla y materiales blan-quecinos (materiales álbicos) en forma de len-guas (horizonte glósico). La zona superior pue-de ser más ácida y arenosa y la zona no lixiviadainferior retener aún sodio con un pH cercano a9. Se suele usar los términos solonetz solodizadoo de álcali degradados para suelos que estuvie-ron saturados con sodio y luego son parcialmen-te lixiviados. Si hay suficiente Ca2+ el suelo sepuede parecer a un Planosol. Si continúa lasolodización, se remueve más Na+, la hidrólisisse hace dominante y el sodio es reemplazado porH+. La estructura se degrada completamente ylos suelos se denominan Solod, Soloth o Solodi.

El esquema parece sencillo, pero los procesosinvolucrados son muy complejos. La concentra-ción de Na+ en la solución coloidal decrece almismo tiempo que aumenta la influencia del H+;la alternancia de estos procesos produce altera-ciones en la estructura de los minerales de arcillay consecuentemente la acumulación de sílice enlos horizontes superiores. Una relación Si02 / Al2O3> 2 indica formación de Solod (Szabolcs y Darab,1958). Algunos autores asignan su origen a undoble proceso: biológico y no biológico.

Se distinguen dos tipos morfológicos de Solods:a) con perfil A-Bt-C, y horizonte A solodizado; sedesarrollan bajo la influencia de la capa freáticaque asciende hasta la superficie. El horizonte Amuestra altos valores de sodio intercambiable yel pH generalmente es alcalino. La idea que elhorizonte solodizado de los Solods es ácido nosiempre se verifica; b) con perfil A-E-Bt-C, hori-zonte A humífero y horizonte E solodizado conla menor relación Si02/Al2O3; a veces el procesoafecta al horizonte B. Estos suelos se desarrollancuando la capa freática no afecta al perfil, y con-secuentemente el movimiento descendente dela solución del suelo es más intenso que en eltipo anterior. Por esta razón, los horizontes A yE poseen reacción ácida, con bajo contenido desales solubles. Los valores de sodio intercambia-ble son bajos, aún en el horizonte B.

El último tipo de Solod mencionado es el queparece tener mayor difusión en la RegiónPampeana. En una microtoposecuencia de la pro-


vincia de Santa Fe, el suelo situado en la depre-sión tiene características de Solod y morfologíasolonétzica (Panigatti, 1980; Figura 6.2). Wildinget al. (1963) mencionan Solonetz formados apartir de materiales similares a los de la RegiónPampeana, señalando que esos suelos no se ha-brían formado siguiendo el esquema evolutivoclásico y nunca habrían sido salinos. Miaczynskiy Tschapek (1965) también consideran que losSolods de la Región Pampeana no han pasadopor la etapa de salinización. Tricart (1973) consi-dera que algunos Solonetz de áreas litorales dela Pampa Deprimida han sido inicialmente sue-los salinos en períodos más secos, por recibir apor-tes eólicos de material salino desde cubetassublitorales o estar situados en cangrejales arci-llosos; ademas algunos Solonetz de zonasinundables se transformaron en Solods.

Efectos de la sodicidad y salinidad

Efectos físicosLa formación de costras superficiales es un fenó-meno frecuente en suelos salino-sódicos. Los sue-los con alto contenido de sodio intercambiabley baja salinidad tienen un elevado potencialelectrocinético por la doble capa difusa produci-da por el Na+, que favorece la dispersión de loscoloides y aumenta la inestabilidad estructural.Así, las gotas de lluvia pueden romper los agre-gados, induciendo el reacomodamiento de par-tículas en suspensión y la sedimentación diferen-cial por tamaño y densidad. De tal manera seforman costras que sellan la superficie, creandoo magnificando los problemas de intercambio

de fluidos e impedancias para los vegetales (emer-gencia de plántulas) y actividad biológica. El in-cremento del porcentaje de Na+ contribuye a laformación de costras más espesas y resistentes.También favorece el encostramiento superficialel alto contenido de limo que poseen gran partede los suelos de la Región (Taboada y Alvarez,2008), propio del material originario loéssico(Teruggi, 1957).

La acumulación de cationes dispersantes comoel Na+ produce expansión y/o dispersión de lasarcillas, lo cual altera la geometría de los poros,afectando a su vez a la permeabilidad y reten-ción de agua en el suelo. La dispersión de lasarcillas es influida también por el catión bivalentecomplementario que acompaña al Na+; por ejem-plo los agregados saturados con Na+ y Mg2+ sedispersan con PSI más bajos que los que estánsaturados con Na+ y Ca2+ (Ali, et al., 1985).

Además el «poder dispersante del sodio intercam-biable depende de la salinidad del agua de llu-via o de riego, pues aún con elevada sodicidad,puede haber elevada velocidad de infiltración,si el agua posee elevada concentración deelectrolitos. Ello se debe a que el suelo floculapor el denominado efecto salino» (Taboada yAlvarez, 2008).

También la permeabilidad del suelo está estre-chamente condicionada por las característicasquímicas y, en particular, el grado y tipo desalinidad y la composición del complejo de cam-bio. Así, la salinidad sería el principal factor re-

Figura 6.2. Microtoposecuencia de suelos hidro-halomórficos de la provin-cia de Santa Fe.


gulador de la conductividad hidráulica. Por elcontrario, a medida que la concentración de sa-les solubles disminuye, se hace más manifiesta lainfluencia de la composición del complejo decambio, del tenor de arcilla y de la proporciónde minerales expandibles. En suelos no salinosse observó que la permeabilidad puede dismi-nuir aún con un porcentaje relativamente redu-cido de sodio de cambio. La influencia respecti-va del grado de sodicidad y de la proporción dearcillas expandibles debería ser todavía evalua-da; sin embargo es probable que un PSI bastanteinferior al 15% pueda ya actuar negativamentesobre las características de estos suelos (Morrás yCandioti, 1981).

Efectos químicosLa alta concentración de sales en la solución delsuelo afecta adversamente a las plantas princi-palmente por dos causas: a) efectos osmóticosque limitan la absorción de agua por las plantasy b) efectos de iones específicos; por ejemplo, ensoluciones isoosmóticas, el NaCl afecta más a lasplantas que el Na2SO4. Las sales también alteranla germinación de las semillas al intervenir enlas reacciones enzimáticas, produciendo efectosmás perjudiciales el Na2CO3, seguido por el Na2SO4y el NaCl (Peinemann, 1997). Las plantas tienendiferente tolerancia a la salinidad, siendo el casoextremo el de aquellas especies que crecen ensuelos altamente salinos denominadas plantashalófilas. Existen diferentes mecanismos respon-sables de dicha tolerancia, tales como capacidadpara elevar el potencial osmótico de sus célulaspor encima de la solución del suelo; supresiónde la absorción de determinados iones (Na+, Cl-),excreción de las sales a través de las hojas, etc.La tolerancia a la salinidad de las plantas cultiva-das se suele expresar como reducción de rendi-miento para determinados valores deconductividad eléctrica. Por ejemplo, los valoresde conductividad (dS m-1) indicados en los si-guientes cultivos producen la reducción de ren-dimiento del 25 %: cebada 15,8, algodón 12,0,trigo 10,0, soja 7,2, maíz 6,2, lino 4,8 (Bernstein,1970).

En los suelos sódicos, la elevada relación Na/Capromueve la absorción alta de Na+ y baja de Ca2+

en las plantas. Al respecto, la reducción en laabsorción de Ca2+ constituye uno de los efectosnutricionales más adversos de los suelos sódicosya que éste catión cumple importantes funcio-nes nutricionales y fisiológicas en el metabolis-mo vegetal. En este sentido, se considera que larelación entre concentración de Ca2+ y concen-

tración total de cationes es mejor indicador dedisponibilidad de Ca2+ que la simple concentra-ción de este elemento. Una relación inferior a0,1, a menudo encontrada en extractos de la pastasaturada de suelos sódicos, podría producir defi-ciencia de Ca2+ en muchos cultivos (Adams, 1974;Carter y Webster, 1990). En los suelos sódicos tam-bién puede haber deficiencias de Ca2+ con rela-ciones Mg/Ca elevadas. La alta absorción de Na+

puede causar deficiencias de elementos talescomo K, Zn, Cu y Mn. También promueve la ele-vada absorción de Ni, Pb. Se, Al y B, que puedenalcanzar niveles tóxicos (Levitt, 1980).

El alto contenido de sodio intercambiable es cau-sante de la dispersión de la materia orgánica, conformación de humatos y fulvatos de sodio, quese suelen manifestar en la superficie del suelo enforma de manchones oscuros (Figura 6. 3e). Esterasgo explica el antiguo término «suelos de álca-li negro» aplicado a los suelos sódicos (Hilgard,1906). Son compuestos muy móviles y fácilmen-te transportables por el agua de escurrimientosuperficial hacia depresiones, lagunas o cursosde agua, produciendo la pérdida de materia or-gánica de los suelos. Esta movilización se com-probó por la presencia de sustancias húmicas enaguas de los ríos Samborombón y Salado porprimera vez (Ringuelet, 1935). Más tarde, Lava-do et al. (1982) y Taboada et al. (1987) determi-naron el contenido de ácidos fúlvicos y húmicosen aguas superficiales, subterráneas y suelos(Natracualfes y Argialboles) de la cuenca del ríoSamborombón, provincia de Buenos Aires. Tam-bién se comprobó el bajo grado depolimerización de la materia orgánica con pre-dominio de ácidos fúlvicos y alta proporción decarbono soluble, hecho que genera gran aportea las aguas de inundación o escurrimiento super-ficial, particularmente en los Natracualfes. Comose mencionó en el Capítulo 2 la presencia de sus-tancias húmicas en aguas sometidas a cloraciónpara consumo humano puede tener consecuen-cias graves para la salud.

Clasificación de suelos sódicosy salinos

HistoriaLa presencia de suelos salinos y alcalinos fue re-conocida desde la Antigüedad por los problemasque planteaban para el crecimiento de los culti-vos. Así, en el Libro Segundo de las Geórgicas,Virgilio menciona los defectos de estas tierras yun método que podría denominarse


organoléptico para identificarlas (Bauza, 1989).

Mas la tierra salada y la que comúnmentellaman amarga (ésta no es fértil para loscereales, ni se ablanda al ararla ni mantiene lacalidad del vino, ni de las frutas el nombre),para probarlo descuelga del techo ahumado loscestos de tupido mimbre y las coladeras paraprensar, pon en ellos esa mala tierra y vierte elagua dulce de una fuente, toda el agua porcierto se escurrirá y grandes gotas se filtrarán através de los mimbres, mas el sabor te manifes-tará claro el indicio y su amargor hará torcerhorripilada la boca al catarla.

Las clasificaciones empíricas de los campesinosdaban a los suelos nombres vernáculos, que enalgunos casos se han trasladado a las clasificacio-nes formales, como por ejemplo los términosSolonetz y Solonchak (derivados de la palabrarusa sol: sal), que se siguen utilizando en las cla-sificaciones rusas modernas y en otras clasifica-ciones. Otros nombres vernáculos dado a los sue-los halomórficos son Szik (Hungría) y Zick (enalgunas regiones de Austria) según Kubiëna(1953).

En general, las primeras clasificaciones formalesdiferenciaban bien a los suelos salinos y sódicos.Así, en la clasificación rusa de Sibirtsev de 1895se ubica a los Suelos Alcalinos en la división B(Suelos Intrazonales) (Sibirtsev, 2001). En EE.UU.,Hilgard (1906) utiliza los términos suelos de ál-cali blanco y suelos de álcali negro para referirsea los suelos salinos y sódicos, respectivamente.La clasificación de Marbut (1922) diferencia sue-los salinos (salty soils) y suelos alcalinos (alkalisoils) en la Categoría III tanto en los Pedalferescomo en los Pedocales. En la clasificación deEE.UU. de 1938 (Baldwin et al., 1938) los SuelosHalomórficos constituyen uno de los subórdenesdel Orden Intrazonal, diferenciando los GrandesGrupos: Solonchak o Suelos Salinos, Solonetz, ySoloth. Kubiëna (1953) dentro de la División B(Suelos semiterrestres o inundables y afectadospor agua freática) incluye la clase Suelos con Sa-les («Salt soils») con los tipos Solonchak, Solod ySolonetz.

La clasificación francesa de 1967 (CPCS, 1967) re-serva la clase XII para los Suelos sódicos (Solssodiques), aunque ella incluye a suelos salinos ysódicos, que se diferencian en niveles inferiores.En la nueva clasificación francesa (RéférentielPédologique; AFES, 1995) los suelos halomórficosson incluidos dentro de los suelos salsódicos («solssalsodiques») que luego se diferencian según

posean los horizontes de referencia sálico osódico en Salisoles y Sodisoles. Los requerimien-tos del horizonte sálico varían según la naturale-za de las sales: si predominan cloruros o sulfatos,con pH del extracto < 8,5 la conductividad eléc-trica debe ser ≥≥≥≥≥15 dS m-1; si predominan carbo-natos o bicarbonatos con pH > 8.5 laconductividad debe ser ≥≥≥≥≥ 8 dS m-1. Los Salisolesse diferencian en Salisoles cloruro-sulfatados ycarbonatados. El horizonte sódico tiene estruc-tura degradada y compacta o en prismas, co-lumnas o bloques gruesos, con un PSI ≥≥≥≥≥ 15 %,que puede ser menor si el sodio faltante es com-pensado por Mg2+ intercambiable. Los Sodisolesse dividen en Indiferenciados (alta cantidad deNa+ intercambiable), solonétzicos (moderadalixiviación de Na+ en la parte superior) y solódicos(fuerte lixiviación de Na+ en la parte superior).

La clasificación australiana reconoce el ordenSodosol que agrupa a suelos con horizon Btextural que en su parte superior (20 cm) tieneun PSI ≤ 6. La clasificación de Canadá incluye elorden Solonétzico que comprende suelos conhorizonte B solonétzico (horizonte con estructu-ra prismática o columnar y una relación Ca int./Na int. ≤10). Hungría tiene una amplia superfi-cie con suelos afectados por sales (alrededor deun tercio de su territorio) y su clasificación inclu-ye en el nivel más alto el tipo SuelosHalomórficos, en el que reconocen los siguien-tes subtipos: Solonchak, Solonchak-Solonetz,Solonetz de pradera, Solonetz de praderatransicional a estepa, Solod y Suelos consalinización o sodificación secundaria (Tóth yVárallyay, 2001). La clasificación de suelos deUruguay tiene el Orden V para los SuelosHalomórficos que incluye a los Grandes GruposSolonetz, Solonetz Solodizados y Solod, aunquetambién agrupa a dos Grandes Grupos nohalomórficos como Gleysoles e Histosoles.

El sistema Taxonomía de SuelosComo ocurre con el proceso de hidromorfismo ya diferencia de otras clasificaciones, el sistemaTaxonomía de Suelos (Soil Survey Staff, 1999) noposee una categoría máxima que agrupe a lossuelos afectados por halomorfismo, los cualesestán subordinados a otros procesos. El nivel másalto en que se encuentran es el Suborden, lo queocurre en un sólo caso (Salid en los Aridisoles).En la mayoría de los casos, se encuentra a nivelde Gran Grupo en diversos Ordenes (Alfisol,Aridisol, Molisol, Vertisol), apareciendo tambiéna nivel de Subgrupo en varios Ordenes. El siste-ma reconoce dos horizontes de diagnóstico afec-


tados por este proceso, nátrico y sálico.

El horizonte nátrico es un caso especial de hori-zonte argílico en que además de las característi-cas de éste, debe poseer requisitos de tipomorfológico y químico

Requisitos morfológicos:Estructura prismática o columnar generalmenteen la parte superior del horizonte, que puederomper en bloques, o estructura en bloques ymateriales eluviales con granos de limo y arenasin revestimientos que penetran más de 2,5 cmdentro del horizonte.

Requisitos químicos:≥15% de sodio intercambiable (PSI) o una rela-ción de adsorción de sodio (RAS) ≥13 en uno omás horizontes dentro de los 40 cm de su límitesuperior.Si esta condición no se cumple en dicha profun-didad, pero sí dentro de los primeros 200 cmdesde la superficie, la condición de nátrico secumple si la suma de Na+ + Mg2+ intercambiableses mayor que la suma de Ca2+ + acidez de inter-cambio (a pH 8,2) en uno o más horizonte den-tro de los 40 cm del límite superior.

El horizonte sálico es un horizonte de acumula-ción de sales más solubles que el yeso en aguafría. Debe tener ≥15 cm de espesor y cumplirdurante 90 días consecutivos o más las siguien-tes condiciones:-una conductividad eléctrica del extracto de sa-turación (CE) ≥ 30 dS m-1 y-el producto: CE (dS m-1) x espesor (cm) = ≥900.

En la Tabla 6.3 se indican suelos de distintas ca-tegorías taxonómicas reconocidos en la RegiónPampeana, o de existencia probable, clasificadossegún la versión más reciente de Taxonomía deSuelos (Soil Survey Staff, 2007. Traducción al cas-

tellano de la versión 2006).

La Base Referencial Mundialdel Recurso Suelo (Sistema WRB)Como ocurre con los suelos afectados porhidromorfismo, este sistema reúne en el nivel másalto (Grupo de Suelos de Referencia) a los sueloshalomórficos, siguiendo criterios genéticos deotras clasificaciones, particularmente europeas,aunque divergiendo respecto al sistema Taxono-mía de Suelos. Incluye así en ese nivel a losSolonetz y Solonchaks, ubicados en el 8o y 9o

lugar de la clave, respectivamente (IUSS WorkingGroup WRB, 2006, Versión castellana de 2007).

Los Solonetz deben poseer un horizonte de diag-nóstico nátrico dentro de los primeros 100 cm,mientras que los Solonchaks tienen un horizon-te sálico dentro de los primeros 50 cm y no de-ben tener un horizonte tiónico (rico en ácidosulfúrico por oxidación de sulfuros) dentro deesa profundidad.

Las propiedades de estos horizontes de diagnós-tico son las siguientes:

Horizonte nátrico: tiene características muy si-milares a Taxonomía de Suelos en lo que se re-fiere a requerimientos de horizonte argílico. Laúnica diferencia es que además de tener estruc-tura columnar, prismática o en bloques, puedeser también masivo.

Horizonte sálico. En este caso hay diferenciasimportantes respecto a Taxonomía de Suelos yaque tiene menores exigencias en cuanto a nive-les mínimos de conductividad eléctrica del ex-tracto de saturación (CE) y tiempo durante el cualdichos niveles deben encontrarse: Los requeri-mientos de este horizonte son:1) promediada en todo su espesor, en algúnmomento del año, debe tener una CE (a 25 oC)

Tabla 6.3. Categorías de suelos halomórficos de la Región Pampeana.

Orden Vertisol Aridisol Molisol Alfisol Inceptisol Entisol

Suborden SalidSalacuert Natrargid Natracuol Natracualf Halacuept

Natracuert Natrudol NatrudalfGran

GrupoNatrustol Natrustalf

Epiacuert hálico Duracuol nátrico Endoacuent sódicoEpiacuert sódico Durustol nátrico Hidracuent sódico

Endoacuert hálico Calciustol salídico Psamacuent sódicoEndoacuert sódico Haplustol salídico

Hapludol tapto-nátrico *

Subgrupo

Haplustol tapto-nátrico *

* No contemplados en Taxonomía de Suelos


Clase Sales Carbonato de sodio(sa)(%) (so)(%)

I <0,1 0-0,05II 0,1-0,25 0,05-0,1III 0,25-0,5 0,1-0,2IV >0,5 >0,2

La clasificación prevé distintas combinacionesentre clases, por ejemplo: IIa = IIsa/Iso o Isa/IIso,etc. La clasificación de Sigmond posiblementesirvió de base para la clasificación de Hayward yWadleigh (1949), que utilizó por primera vez laconductividad eléctrica (CE) y el pH, agregando

≥ 15 dS m-1, ó ≥ 8 dS m-1 si el pH del extractode saturación ≥ 8,5, y2) promediado en todo su espesor, en algúnmomento del año, el producto del espesor (cm)x la CE (en dS m-1) debe ser ≥450, y3) el espesor debe ser ≥ 15 cm.

Los Solonetz y Solonchaks incluyen varios califi-cadores grupo I que son comunes a ambos; algu-nos que podrían aplicarse a suelos de la RegiónPampeana son: vértico, gleico, estágnico, mólico,cálcico, dúrico, gípsico y háplico. También estáncontemplados los calificadores sálico para losSolonetz y petrosálico e hipersálico, para losSolonchaks.

Los calificadores grupo II que podrían asignarsea Solonetz de la Región Pampeana son:glosálbico, álbico, abrúptico, arcíllico y oxiácuico.Para los Solonchaks se pueden mencionar los ca-lificadores: sódico, clorídico, sulfático,carbonático, oxiácuico, entre otros.

Hay suelos que pueden tener horizonte sálico yno ser considerados Solonchaks por poseer ca-racterísticas que los ubican por encima en la cla-ve de grupos de suelos de referencia; ellos son:Histosoles, Antrosoles, Criosoles, Leptosoles,Vertisoles, Fluvisoles y Solonetz. En estos casosse clasifica en el segundo nivel mediante el cali-ficador grupo I sálico, aplicado a suelos con ho-rizonte sálico dentro de los primeros 100 cm (porej.: Vertisoles sálicos, Fluvisoles sálicos).

Las características del horizonte sálico se puedeprecisar aún más mediante especificadores(«specifiers»), por ejemplo:-endosálico: horizonte sálico que comienza en-tre 50 y 100 cm;-episálico: horizonte sálico que comienza den-tro de los primeros 50 cm;-hipersálico: CE ≥ 30 dS m-1 ;-hiposálico: CE ≥ 4 dS m-1.

Suelos que tienen cantidades importantes desodio intercambiable, pero que no se incluyenen los Solonetz por estar por encima de éstos enla clave o porque no poseen horizonte nátrico sepueden destacar mediante el calificador sódico,cuya definición de este calificador es: ≥ 15 % deNa+ + Mg2+ intercambiables dentro de los prime-ros 50 cm en todo el espesor.

El calificador sódico se puede aplicar como delgrupo I a los Vertisoles (por ej. Vertisol Sódico) ycomo del grupo II a: Leptosoles, Fluvisoles,Gleisoles, Planosoles, Stagnosoles, Kastanozems,

Phaeozems, Calcisoles, Luvisoles y Regosoles,dentro de suelos que podrían encontrarse en laRegión Pampeana, por ejemplo: PhaeozemVértico (Sódico), Luvisol gleico (Sódico).

El calificador sódico se puede también subdivi-dir de la siguiente manera:-endosódico: ≥ 15 % de Na+ + Mg2+ intercambia-bles entre los 50 y 100 cm desde la superficie entodo el espesor.-hiposódico: ≥ 6 % de Na+ + Mg2+ intercambia-bles en una capa ≥ 20 cm de espesor, dentro delos primeros 100 cm.

Asimismo, se contempla el calificador grupo Isolódico para hacer referencia a una capa de ≥ 15cm de espesor dentro de los primeros 100 cm conestructura columnar o prismática propia de unhorizonte nátrico, pero que no cumple con losrequerimientos de saturación con sodio (por ej.:Planosol solódico).

Clasificaciones químicas de los suelossalinosAparte de las clasificaciones taxonómicas trata-das, los suelos salinos pueden clasificarse desdeel punto de vista químico a partir de la concen-tración total de determinadas sales (por ejem-plo, carbonato de sodio) o de los iones solublesdel extracto de la pasta saturada. Esta caracteri-zación puede ser útil para rastrear el origen delas sales o desde el punto de aplicado para el usoy manejo o para prever las consecuencias de ladesalinización.

Una de las primeras clasificaciones químicas es lade Sigmond (1928), que fue utilizada sobre todopor botánicos y silvicultores. Establece cuatro cla-ses según los contenidos de sales totales y carbo-nato de sodio en dos profundidades 0-30 y 30-120 cm:


En Francia se utilizan clasificaciones a partir delcontenido de los cationes dominantes, en parti-cular la relación entre cationes bivalentes ymonovalentes (Duchaufour, 1988) (Tabla 6.4a).También se creó una clasificación basada en lacomposición aniónica donde se diferencian tiposde suelos y facies (Loyer,1991) (Tabla 6.4b); estaclasificación se incluyó en la descripción de losSolonchaks del sistema WRB (Spaargaren, 1996).Asimismo, la clasificación francesa actual(Référentiel Pédologique. AFES, 1995) diferenciaa los suelos salinos según la composiciónaniónica en: Salisoles cloruro-sulfatados, ySalisoles carbonatados. También utilizando lacomposición aniónica se establecieron «provin-cias de sales», que constituyen grandes regionescon cierta similitud en condiciones climáticas ycomposición salina más o menos constante ensuelos y aguas, (Peinemann, 1997). Para la regióneuroasiática se establecen cuatro provincias (enlas denominaciones dobles el anión predominantese indica en segundo lugar) (Kovda et al., 1973).

a) salinización tipo cloruro: clima desértico; pre-dominio de NaCl y MgCl2; altos contenidos deboratos.b) salinización tipo sulfato-cloruro: clima conti-nental seco; también se acumulan nitratos.c) salinización tipo cloruro-sulfato: regionessemidesérticas y estepas secas; los cloruros dis-minuyen en relación con los sulfatos; los nitra-tos son lavados.d) salinización tipo sulfato-carbonato: estepas yestepas boscosas; los cloruros disminuyen brusca-mente; los carbonatos, bicarbonatos y sulfatos au-mentan bruscamente; los nitratos están ausentes.

También utilizando relaciones aniónicas se hanestablecido clasificaciones de suelos, como la dePlyusnin (1964) a partir de la relación cloruros/sulfatos: <0,5 suelos sulfatados; 0,5-1,0 suelos

sulfatados-clorurados; 1,0-5,0 suelos clorurados -sufatados y >5,0 suelos clorurados.

Suelos halomórficos de la RegiónPampeana

En las provincias de la Región Pampeana los sue-los halomórficos ocupan una superficie de alre-dedor de 160.000 km2, que representa cerca deun 20 % respecto a la superficie total de las mis-mas, siendo Santa Fe la provincia de mayor por-centaje con cerca del 40 %. Esos valores son altosen comparación con otras regiones del mundo.Aquí dominan ampliamente los suelos sódicosno salinos. Los Natracualfes y Natracuoles sonlos suelos más difundidos, seguidos porNatralboles y Hapludoles tapto-nátricos. Los otrossuelos sódicos y salinos ocupan escasa superficie(Tabla 6.5)

Los suelos halomórficos tienen mayor difusiónen la Pampa Deprimida y el NO y SE de la provin-cia de Buenos Aires, norte de Santa Fe y parte deLa Pampa y Córdoba. Los procesos de salinizaciónestán vinculados estrechamente con las caracte-rísticas climáticas de la zona. Las series de regis-tros pluviométricos históricos de estas zonas in-dican variaciones notables en las precipitacionespara el último tercio del siglo XX con un despla-zamiento de las isohietas hacia el oeste de la re-gión con diferencias entre 100 y 300 mm de au-mento de los promedios anuales en ese sentido.Esta variación climática afectó principalmente alas regiones donde el relieve es muy plano y lacondición geomorfológica hace que el exceso deagua no sea fácilmente eliminado, ocasionandoinundaciones periódicas de las zonas más bajas,variación de la superficie del espejo de agua delagunas y ascenso del nivel freático. Este es el casode la Pampa Deprimida y de la Pampa Arenosa.

Suelos característicos de la Región Pampeana ysus propiedades morfológicas, físicas y químicasse presentan en la Figura 6.3 y la Tabla 6.6.

En la Pampa DeprimidaPampa DeprimidaPampa DeprimidaPampa DeprimidaPampa Deprimida (95.000 km2), el 50%de la superficie está ocupada por suelos sódicosy salino-sódicos. Exceptuando los suelos desarro-llados en sedimentos marinos, con elevados te-nores de sales y sodio, el origen de las sales esatribuible a los procesos de meteorización; lassales no son lavadas del suelo ya que el drenajeregional hacia el mar es deficiente, y principal-mente endorreico debido al relieve sumamenteplano (Scoppa y Di Giácomo, 1985).

El origen de los suelos alcalinos sería atribuíble a

luego el porcentaje de sodio intercambiable (PSI).Establecía cuatro clases de suelos y tuvo luegoamplia difusión en el Manual de Suelos Salinos ySódicos del Laboratorio de Salinidad de Riverside,EE.UU (Richards, 1954):

Suelo CE(dS m-1) PSI pHNo sódico - No salino <4 <15 <8,5Sódico - No salino <4 >15 >8,5Alcalino(=sódico)Sódico - Salino ≥4 >15 <8,5Salino ≥4 <15 <8,5


Tabla 6.4. Clasificaciones químicas de los suelos salinos.

la conductividad del agua freática pasaba de 0,53-3,70 dS m-1 antes de las lluvias a 33,3-44,5 dS m-1

inmediatamente después de la inundación, dis-minuyendo luego rápidamente. Además se ob-servó que el agua freática afectó al horizonteB31 pero el incremento de salinidad afectó hastael horizonte B22, y en época de sequía hasta elhorizonte A1. Muchos de estos suelos poseenhorizontes B muy poco permeables que limitanel movimiento del agua en el perfil y su presen-cia resulta beneficiosa pues evita el ascenso delagua freática cuando ésta es salina, y evita lasalinización de los horizontes superiores del sue-lo (Lavado y Taboada, 1986).

Por otro lado, se comprobó que muchos suelosde la Pampa Deprimida tienen cambiosvolumétricos por expansión no relacionados alcontenido y tipo de arcilla, sino a la presión delaire entrampado en los poros del suelo cuandoasciende la capa freática y existe una capa colga-da en el suelo. De modo que el aire entrampadoen el acuícludo se encuentra comprimido en subase por el nivel freático y en el techo por lacapa colgada. Este comportamiento físico se con-

paleoclimas más secos y en parte al sodio apor-tado por lluvias de cenizas, según Tricart (1973).La evolución holocena bajo clima húmedo per-mitió la eliminación de las sales solubles, perono del sodio intercambiable. Este autor distin-gue distintos tipos de Solonetz según la evolu-ción geomorfológica del área.

a) suelos solonétzicos de cangrejales forma-dos a partir de sedimentos arcillosos en los cua-les la lixiviación es muy difícil;

b) solonetz desarrollados a partir de materia-les eólicos inicialmente salinizados, que se ubi-can en la región litoral;

c) solonetz de áreas deprimidas sinescurrimiento donde las aguas locales se concen-tran y evaporan y

d) solonetz de depresiones con alimentaciónhipodérmica, que serían los solonetz típicos.

La salinidad de muchos Solonetz de la PampaPampaPampaPampaPampaDeprimidaDeprimidaDeprimidaDeprimidaDeprimida se atribuye al ascenso brusco y au-mento de salinidad del agua freática después deun período de lluvias intensas. En un estudio rea-lizado en la cuenca del río Salado se observó que

a. Basada en la composición catiónica

Suelo Ca + MgNa + K

CaMg

NaK

Consecuencias de ladesalinización

Dominado por Ca 1 –4 ≥1 - Estabilidad de la estructura

Dominado por Mg >1 ≤1 <1 Hidrólisis del Mg adsorbido y general-mente degradación de la estructura

Dominado por Na <1 - - Degradación de la estructura

Según Duchaufour, 1988.

b. Basada en la composición aniónica

Tipo de suelo Facies Características

Suelos clorurados ácidos Cl- >> SO42- > HCO3

-

Na+ >> Ca2+Suelos clorurados

Suelos clorurados sulfatadosácidos

pH casi neutro

Suelos sulfatados neutrospH casi neutroNa+ >> Ca2+

SO42- >> HCO3

- > Cl-Suelos sulfatados

Suelos sulfatados ácidos pH muy bajo (<3,5)

Suelos bicarbonatadossulfatados

pH >8,5HCO3

- > SO42- >> Cl-

Na+ > Ca2+

Suelos carbonatados

Suelos fuertemente alcalinospH > 10

HCO3- >> SO4

2->> Cl-

Na+ >> Ca2+

Según Loyer, 1991.


Suborden BuenosAires

Santa Fe Córdoba Entre Ríos La Pampa Total

Natracualfes 18.300 24.800 11.200 2.100 - 56.400

Natrustalfes 1.700 - - - - 1.700

Natrudalfes 600 - - - - 600

Natracuoles 29.900 12.500 2.200 400 - 45.000

Duracuoles nátricos 20 10 - - - 30

Natralboles 2.200 4.500 7.600 - 20 14.320

Hapludoles tapto-nátricos 14.400 300 - - 14.700

Natrustoles 400 - 1.500 - - 1.900

Haplustoles salortídicos - - 200 - - 200

Natrargides 2.000 - 600 - - 2.600

Salortides 1.100 - 1.500 - 3.100 5.700

Halacueptes - - - 1.800 - 1.800

Fase salina de Haplustolesy Ustortentes

- - 700 - - 700

Fase salina de Torrifluventesy Torripsamentes

- - - - 2.600 2.600

No diferenciado* - 10.400 3.300 - - 13.700

TOTAL 70.620 52.510 28.800 4.300 5.720 161.950

Superficie provincial 307.500 133.000 165.300 78.800 143.400 828.000

Porciento de sueloshalomórficos respectoa superficie provincial

23,0 39,5 17,4 5,5 4,0 19,6

*Comprende superficie de complejos indiferenciados con suelos sódicos y salinos Basado en INTA (1989 y 1990).

Tabla 6.5. Superficie (en km2) de suelos halomórficos en las provincias de la Región Pampeana.

sidera positivo y produce una regeneración delas estructura, sobre todo si el suelo se inundacon agua de lluvia que alimenta la capa colgan-te no salina, y además evita el ingreso freáticosalino (Taboada et al., 2001).

Un amplio sector del NO de la provincia deNO de la provincia deNO de la provincia deNO de la provincia deNO de la provincia deBuenos AiresBuenos AiresBuenos AiresBuenos AiresBuenos Aires se caracteriza por al presencia deantiguas dunas lineales, actualmenteestabilizadas, de más de 100 km de largo, orien-tadas en forma de arco de SO a N. La mayoría delos suelos halomórficos son salino-alcalinos. Comoconsecuencia del ciclo húmedo iniciado a princi-pios de la década de 1970 se produjo elanegamiento de las áreas interdunarias y el ascen-so del agua freática, la cual por hallarse en unazona de descarga subterránea, posee elevados te-nores de sales solubles, especialmente cloruros, cuyasalinidad varía según la posición geomórfica, porejemplo: cumbre de duna: 1,2 – 0,5 dS m-1; depre-

sión interdunaria: 24,0 – 5,5 dS m-1.La Pampa Ondulada Pampa Ondulada Pampa Ondulada Pampa Ondulada Pampa Ondulada, N de la provincia de Bue-nos Aires y S de Santa Fe, es un área bien drenadaen general, aunque posee amplias superficies consuelos sódicos, en general no salinos. En ese sen-tido, Etchevehere et al. (1969) afirman que llamala atención el gran número de suelos sódicos queacompañan a las Series dominantes en la región.Muchos Planosoles parecen haber pasado por laetapa de suelos sódicos, ya que a veces presen-tan tenores bajos de sodio en profundidad y po-drían considerarse Solods en la antigua clasifica-ción. Algunas de las Series con estas característi-cas son Navarro, Carabelas, Las Gamas, La Gringa,Pearson y Wheelwright. Los suelos sódicos sedesarrollan en depresiones y pie de loma, dondelos suelos están afectados por el nivel freático.Al respecto, el balance hídrico positivo durantela mayor parte del año permite: a) la percolaciónde la solución del suelo, rica en dióxido de car-


bono y cationes cálcicos y sódicos resultantes dela intensa actividad biológica y b) la alteraciónde los minerales, especialmente plagioclasas yvidrio volcánico del loess (Scoppa y Di Giácomo,1985). Esta solución alcanza la capa freática y letransfiere su carácter bicarbonatado-sódico; con-secuentemente, el agua freática de esta compo-sición se encuentra en equilibrio con la atmósfe-ra; por esa causa, al ponerse en contacto con ella,como ocurre en las partes deprimidas, pierde CO2produciendo la precipitación de Ca2+ como car-bonato. Así se enriquece en iones monovalentescomo Na+ y K+. De 25 Series con suelos sódicos dela Pampa Ondulada en las provincias de BuenosAires y Santa Fe sólo una (Serie Huemul,Natracualf típico) posee horizontes salinos (en-tre 7 y 13 dS m-1).

En las llanuras costeras del río de la Plata y Bahíade Samborombón, predominan los Peludertescon tenores de sodio de hasta el 50%, nivelfreático cercano a la superficie, desarrollados ensedimentos marinos arcillosos. Estos sueloscorrespoderían clasificarse según la nueva ver-sión de Taxonomía de Suelos a Natracuertes típi-cos, Endoacuertes sódicos. En la llanura de ma-reas o antigua albufera son comunes losNatracualfes en áreas planas y Argialboles (Solods)en paleocanales de mareas, donde la mayor acu-mulación de agua produjo la lixiviación de granparte del sodio intercambiable.

En el sudeste de La Pampa y sud de Buenos Airescon régimen de humedad arídico se encuentrauna proporción importante de suelos salino-sódicos tales como Salortides (actualmenteSalides) y Natrargides.

Existen otras áreas en la región con abundanciade suelos halomórficos tales como las llanurasaluviales de ríos y arroyos, Delta del Paraná (15-20% de los suelos) y la depresión del Sistema delas Encadenadas (Lagunas Epecuén, Venado, delMonte, Cochico y Alsina).

En los Bajos SubmeridionalesBajos SubmeridionalesBajos SubmeridionalesBajos SubmeridionalesBajos Submeridionales de la provinciade Santa Fe hay extensas áreas con suelos sódicosy salinos, cuyos rasgos y propiedades se asociana las características geomorfológicas.

Aspectos aplicados

Es imposible considerar aspectos aplicados sintener en cuenta la geomorfología del paisaje; porese motivo reiteramos características del mediofísico que se vinculan directamente con las pro-piedades, distribución y uso y manejo de los sue-

los. Los procesos de alcalinización y salinizacióngeneralmente están vinculados con el proceso dehidromorfismo; así pueden ser causa o efecto dedrenaje deficiente. Este hecho trae aparejada ladificultad de separar los temas para su tratamien-to, ya sea para disminuir los problemas que pre-sentan para el uso o proponer manejossustentables alternativos. En extensas áreas, comola Pampa Deprimida en Buenos Aires y los BajosSubmeridionales (BS) en Santa Fe, los suelos yambientes presentan los tres procesos superpues-tos. Una de las características de estas zonas es laheterogeneidad en la composición de los suelosy presencia de unidades cartográficas denomi-nadas «Complejos». Tal grado de heterogenei-dad se ve ilustrada en la visión aérea de un lotearado, desnudo, de los BS, con eliminación totalde la vegetación natural para uso con especiesintroducidas (Figura 6. 4).

El manejo de los suelos afectados por los proce-sos mencionados puede tener resultadosimpactantes y muy diversos. Así, en la faz positi-va, se pueden lograr grandes aumentos de la pro-ducción media actual mediante el mejoramien-to de varias propiedades edáficas. En contraposi-ción, hay usos y manejos que pueden compro-meter la integridad de los suelos y ambientes,hasta el extremo de causar pérdidas irreversiblespor degradación (Figuras 6.5 y 6.7).

En el centro y norte de Santa Fe, en la transiciónentre la Pampa Llana Santafesina (PLlS) y los Ba-jos Submeridionales (BS) existen extensas pen-dientes, generalmente inferiores a 0,3%, con unaintrincada complejidad de suelos que en distan-cias de pocos metros pueden diferir a nivel deSubgrupos, Series o fases. A grandes rasgos sepuede afirmar que coexisten dos tipos de suelos,uno que responde a la topografía general y otro,dentro de ésta (en cada unidad cartográfica), quecorresponde a la microtopografía. Para represen-tar esquemáticamente estas dos situaciones, quese superponen, se incorporan esquemas de va-riación de suelos entre la PLlS - BS en una transectade unos 20 km (Figura 6.6).En cada una de las unidades está presente elmicrorrelieve que tiene gran influencia comofactor de formación, modificando la distribuciónmencionada y generando complejos cartográ-ficos. Las tres unidades del sector más alto delrelieve (PLlS) tienen aptitud agrícola, mientrasque los complejos de las tres unidades de la par-te más baja (BS) tienen menor aptitud y poten-cial de uso, los que disminuyen hacia el Este amedida en que los suelos se hacen más salinos yalcalinos y predominan los Natracualfes.


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Las unidades incluyen Argiudoles típicos de lossectores más altos y mejor drenados, acompaña-dos por Argiudoles ácuicos y Argialboles en lossectores cóncavos. Cada unidad del microrrelieveconvexo da lugar a suelos de mejor drenaje ycada sector cóncavo se expresa con otro suelo anivel de Subgrupo o fase de Serie. Como ejem-plo se puede citar que en el macrorrelieve, la UCcorrespondiente a los Argiudoles ácuicos incluyeArgiudoles típicos en los microrrelieves convexosy Argialboles en las microdepresiones. Este es unconcepto general aplicado a todas las unidadesde la macrotoposecuencia. En algunas cartas desuelos la complejidad es tan grande que algunasUC están integradas por cuatro suelos o más, al-guno de los cuales no se identifican por su esca-sa representación areal y por razones prácticas.La distribución y complejidad de las unidadesvaría de tal forma con la topografía que en elsentido O-E, a medida que baja la altura sobre elnivel del mar, la composición de los Complejospuede modificar las proporciones de los suelosdesde un 70 % de Argiudoles típicos con 15 %de Argiudoles ácuicos y 15 % de Argialboles enla PLlS (Figura 6.2), hasta llegar a un 80% deNatracualfes con solo 10 % de Natracuoles y 10% de Natralboles en los BS (Figura 6.6).

La heterogeneidad de los suelos se manifiesta enpropiedades específicas. En los BajosSubmeridionales las diferencias marcadas en lapermeabilidad del horizonte B de distintos sue-

Figura 6. 6. Representación esquemática de la secuencia de Subgrupos respondiendo a su ubicaciónen el relieve, desde la PLlS en el oeste hasta los BS en el este. Santa Fe, entre 30° y 32° S. (At A. típico;Aa A. ácuico; A3 Argialbol; N2 Natralbol; N Natracuol y N3 Natracualf).

los, se vinculan con las relaciones hídrico-topográficas y aún con la ubicación taxonómicade los suelos. Además, se puede inferir que, laeventual desalinización de los suelos salino-sódicos de la zona baja sin las enmiendas ade-cuadas conduciría a una disminución de laconductividad hidráulica de los mismos. Estehecho podría resultar desfavorable no solamen-te para la vegetación, sino que también podríaproducir una generalización de los procesos deerosión mantiforme tal como se manifiestan ac-tualmente en algunos sectores de suelossolodizados de la zona de transición (Irurtia1985).

En la Pampa Deprimida la presencia demicrorrelieve en ambientes con sueloshalomórficos es también frecuente. En el nortede esta región sobre la cuenca media del ríoSamborombón, Miaczynski et al. (1969) encuen-tran variaciones de relieve en cortas distanciasen Solonetz ubicados sobre pendientes muy sua-ves (0,3-0,1 %) y extendidas (hasta 4000 m de lar-go) situadas entre lomas y planos aluviales. Ladébil estructura del horizonte A originada por laacción dispersante del sodio y la baja permeabi-lidad del horizonte B, favorecieron la erosiónhídrica en franjas donde el horizonte B con es-tructura columnar está casi aflorando, alternan-do con sectores donde el perfil está completo,con desniveles de alrededor de 30 cm. Asimis-mo, en un microrrelieve de la cuenca del río


Samborombón, donde se aplican los conceptosde pedón y polipedón se discute el problemacartográfico de la variabilidad lateral. Se descri-be una toposecuencia desde un micromontículocon un Argialbol típico hasta una microdepresióncon un Natracualf glósico, separados por una dis-tancia de 8 m (Sánchez et al., 1976). La variabili-dad lateral de suelos en la Pampa Deprimidaqueda también reflejada por la cartografía enescala 1: 50.000. Así, mediante un recuento par-cial de unidades cartográficas en algunas cartasde suelos del INTA (Cacharí, Chillar, Martín Col-man, Las Flores, Gorchs, Manuel Cobo) se com-probó que de 143 unidades, 79 son complejos(55%) y 16 son grupos no diferenciados, con sólo19 consociaciones (13 %).

En la Pampa Ondulada la presencia de comple-jos con suelos halomórficos es menor que en laPampa Llana Santafesina y la Pampa Deprimida.De todas maneras, los complejos en diversas áreascomo los mencionados en la hoja Pergamino,integrados por las Series Pergamino, Las Gamasy Faustina (esta última alcalina) se hallan en lar-gas y suaves pendientes que bajan hacia las na-cientes del arroyo Pergamino. Son unidades enlas cuales la presencia del suelo alcalino se pue-de reconocer en el campo por el«manchonamiento» debido a microrrelieve. Laspartes relativamente más altas se hallan ocupa-das por la Serie Pergamino que, en algunos ca-sos, manifiesta la influencia de drenaje internoalgo deficiente. Además, algunos de los comple-jos de la Serie Pergamino se hallan ligera y mo-deradamente erosionados.

Hay varios factores que inducen a la salinizacióny alcalinización de los suelos, que se tratan acontinuación.

Pastoreo intensivoEn la Región Pampeana se conocen detallada-mente varios aspectos del proceso de salinización,particularmente en la Pampa Deprimida. Un as-pecto que promueve la salinización de los sueloses el pastoreo intensivo. En la Pampa Deprimidadonde la capacidad y uso de la tierra es predo-minantemente ganadero, la salinización de loshorizontes superiores es un proceso generaliza-do, «independientemente de algunas propieda-des de los suelos, del régimen de agua freática yde otras características del ambiente» (Lavado etal., 1992). La concentración de sales en los hori-zontes superiores de suelos pastoreados aumen-ta marcada y episódicamente después de cadainundación, en contraposición a los mismos sue-

los no pastoreados. La acumulación de sales enel suelo depende de: a) la salinización delsubsuelo por elevación de la capa freática y suaumento en el contenido de sales cuando se pro-ducen inundaciones y b) el movimiento ascen-dente (de convección) de agua llevando esas sa-les a la superficie, cuando hay demanda de aguaatmosférica por evaporación intensa. Ambos fac-tores pueden seguir variaciones estacionales,aunque no siempre son simultáneos. Por lo tan-to, la salinización ocurriría en pulsos que depen-den de la sucesión de anegamientos y sequías. Elsubsuelo de los sitios no pastoreados también essalinizado, pero no superficialmente pues la capahumífera controla el afloramiento de agua y sa-les (Lavado y Taboada, 1987). Este mecanismoocurre de la misma manera en suelos distintos(Natracualf típico, cerca de la ciudad de Verónica,y Natracualf mólico, cerca de la ciudad de Rauch)y con características ambientales diferentes, he-cho que permite generalizar la afirmación.

Compactación por pisoteo. Los horizontes super-ficiales pueden ser compactados y/o amasadospor pastoreo de vegetación natural, pasturasmono o polifíticas, rastrojos o distribución deraciones «a campo». El efecto directo del pasto-reo se puede manifestar por la eliminación decobertura por ingestión, que reduce cobertura ypor el pisoteo de animales, que puede compac-tar, amasar y hasta enterrar parte de la vegeta-ción cuando hay exceso de humedad en el suelo(Taboada y Lavado, 1993). Estos efectos se venfavorecidos por la baja permeabilidad de los sue-los sódicos y su frecuente encharcamiento enzonas húmedas, particularmente las degradadas.

El pastoreo en suelos secos no produce los efec-tos desfavorables mencionados pero, con conte-nidos de agua mayor de ciertos límites, el valorsoporte pasa por un umbral, a partir del cual seproduce la «falta de piso», con las secuelas men-cionadas (Panigatti et al. 1983). Los suelos some-tidos a pisoteo poseen menor aireación e infil-tración ya que la macroporosidad es comparati-vamente más afectada por el pisoteo que la po-rosidad total en conjunto; además, como resul-tado del impacto de las pezuñas animales, losagregados superficiales se fragmentan mecáni-camente y reducen su tamaño (Taboada yAlvarez, 2008).

ForestaciónOtro aspecto que promueve la salinización delos suelos y capa freática es el cambio de uso dela tierra. La forestación de praderas en la RegiónPampeana produjo tres efectos: a) salinización


de los suelos bajo las plantaciones, b) acidifica-ción de los mismos y c) modificación del equili-brio regional de la capa freática. En un estudiode campo y laboratorio efectuado en áreas ex-perimentales de la Pampa Ondulada, Pampa De-primida, dunas litorales y sierras de Tandil, condistintas condiciones de sitio, se comprobó quela salinización ocurre como resultado de la re-ducción del drenaje profundo y depresión de lacapa freática por la utilización de agua por losárboles. La vegetación arbórea, comparada conlas gramíneas, genera mayor pérdida de agua porevapotranspiración debido a mayor superficiefoliar, canopia y sistema radicular con accesoprofundo al agua freática; por ello, se reduce elcontenido de agua, en la zona vadosa y la recar-ga de la capa freática. Así, extensas plantacionesde árboles podrían causar depresión de la capafreática, sobre todo en suelos de textura media yrelieve plano que permiten el flujo horizontalde la capa freática y sales disueltas hacia las zo-nas forestadas como también acidificación de lossuelos. Se estableció que el agua freática es 10-20 veces más salina debajo de la plantación(aprox. 6-15dSm-1) que en la pradera adyacente(aprox.0,7dSm-1). Además la plantación conEucalyptus camaldulensis generó la depresión dela capa freática aproximadamente 38 cm con res-pecto a las áreas adyacentes. Estos resultados in-dican que la forestación modifica el equilibrioregional de la capa freática, hace descender elnivel freático, respecto a la zona no forestada ypromueve la salinización del agua freática y delsuelo (Jobbágy y Jackson, 2003; Jobbágy yJackson., 2004). Otras observaciones muestran lavariación de equilibrio entre el agua del suelo ylas variaciones diarias, así, durante la noche lasplantas usan el agua del suelo o freática según ladisponibilidad de la misma (Engel et al., 2005).

Un mapeo geoeléctrico regional muestra que lasalinización de los suelos de plantaciones depen-de del clima y ocurre donde el balance anual deagua es menor a 100 mm a-1, en una distanciacon un gradiente climático entre 770 y 1500 mma-1 y capa de agua somera, menor a 2,5 m deprofundidad. A escala local, la salinidad de lacapa freática en plantaciones de 50 años de dife-rentes especies se asocia a la tolerancia a lasalinidad. La salinización ocurre rápidamentedonde la lluvia es insuficiente para los requeri-mientos de las plantas y donde la capa freáticalo compensa, promoviendo la acumulación desales en el suelo (Nosetto et al., 2008).

La magnitud de las alteraciones del suelo produ-cida por las implantaciones forestales en los últi-

mos 50 años pone de manifiesto la importanciadel papel de la vegetación como factor dinámi-co en la formación del suelo y la potencial in-fluencia sobre la fertilidad y biogeoquímica. Unfenómeno indirectamente relacionado al proce-so de salinización-desalinización es la acidifica-ción de los suelos. Así, los suelos bajo plantacio-nes de eucaliptos en la Región Pampeana tienenmayor acidez que bajo vegetación graminosanativa. Los suelos desarrollados originalmentebajo gramíneas, después de 10 a 100 años deforestados tuvieron 1 unidad más ácida de pH ymenor Ca2+ intercambiable en el horizonte su-perficial. Las diferencias en la acidez son marca-das en suelos de la Pampa Deprimida (Jobbágy yJackson, 2003) y otras regiones (Amiotti et al.,2000). El aumento de acidez de intercambioanual estimado (0,5 a 1,2 kmolc ha-1 a-1) se atri-buye a las plantaciones de árboles ya que no exis-te lluvia ácida en la región (Lavado, 1983). Lossuelos acidificados bajo plantaciones tambiénmostraron disminución en la capacidad de inter-cambio efectiva, posiblemente debido a dismi-nución de las cargas de los componentes orgáni-cos, ya sea por acidificación y/o alteraciónmineralógica de las arcillas. La acidificación delsuelo después de la forestación podría explicarsepor tres mecanismos complementarios: 1) apor-te de ácidos orgánicos, 2) aumento de la respira-ción del suelo y 3) secuestro y redistribución decationes. El patrón vertical de acidificación, jun-to con el balance estimado de elementos y me-diciones de acidez, sugieren que el último meca-nismo es el más adecuado en la Región Pampeanaya que el pH y la acidez de intercambio indicanmáxima acidificación en profundidades interme-dias del suelo (10–35 cm), al igual que pérdidade Ca2+ intercambiable.

IrrigaciónEn áreas de riego la salinización se puede debera la elevación del nivel freático y ascenso capilarde agua rica en sales disueltas, las que se deposi-tan al evaporarse el agua. Estas condiciones sonmuy comunes en las zonas áridas y riego pormanto.

En la Región Pampeana se implementó en la úl-tima década una importante superficie con rie-go complementario, para asegurar muy altos ren-dimientos en cultivos de maíz, soja y trigo. Seutiliza agua subterránea de calidades diversasque pueden perjudicar la calidad de los suelos(Andriulo et al., 1998). Para evaluar el efecto deluso de riego complementario con diversas cali-dades de agua, Mon et al. (2007) midieron el


comportamiento de 30 Argiudoles de la PO cony sin riego, aplicando una lámina de 30 mm (60mm.h-1) de lluvia con un simulador. Los resulta-dos mostraron que: el suelo bajo riego presentamenor capacidad de infiltración (19,6 %), mayorescurrimiento (64,3 %) y mayor producción desedimentos (89,4 %) o erosión. Estos valores seatribuyen a la utilización de aguas bicarbo-natadas cálcico-magnésicas sódicas ycarbonatadas-cloruradas, con alto peligro desalinización y moderado de sodificación.

En la Argentina existe una superficie bajo riegocontinuo en regiones áridas y semiáridas de1.700.000 hectáreas, de las cuales alrededor de600.000 tienen suelos afectados por sales (35 %).En el Valle Inferior del río Colorado existen 80.000ha bajo riego, de las cuales 33.000 se encuentransalinizadas (más del 40%). Estos porcentajes desuelos salinizados respecto a superficie regadason elevados si se comparan con otros países(Egipto 33, Irán 30, Pakistán 26, Estados Unidos23, India 17, China 15, Thailandia 10, Australia 9)o con el promedio mundial (20%) (FAO, 2000).

También se observó salinización de suelos deinvernáculos en el área hortícola de La Plata ypartidos vecinos (generalmente Argiudolesvérticos), con valores de conductividad eléctricasuperiores a 4 dS m-1 en los primeros 10 cm delsuelo. Este deterioro se debe a lahiperfertilización (uso de fertilizantes en propor-ciones que exceden las necesidades de los culti-vos) y a riego con aguas subterráneas que produ-cen acumulación de iones a largo plazo al norecibir los suelos el efecto de lavado por el aguade lluvia (Alconada et al., 1998, 2000).

Introducción de especies forrajerasy cultivos agrícolasLa ingeniería genética abrió un nuevo rumbopara lograr cultivares de plantas forrajeras tole-rantes a salinidad. Se han identificado genes quepresentan estas características, con resultadossatisfactorios como mayor germinación, aumen-to en la producción de materia seca y longitudde raíces (Xu y Shi, 2007). Este avance genéticodeberá ser acompañado por otras medidas y pla-nificación del uso del territorio para no conver-tir una excelente herramienta en una amenaza.Actualmente en la Región Pampeana el poten-cial de producción está muy por encima de lamedia actual y con grandes posibilidades de se-guir en aumento, aunque la homogeneizacióndel uso del paisaje con el cultivo predominantede soja, conlleva una amenaza de pérdida depotencial productivo por reducción de variedadde cultivares y usos.

Menos satisfactorios son los resultados de los in-tentos de implantar cultivos agrícolas en suelosde diversas zonas como los que estamos conside-rando. En diversas oportunidades, se realizaronintentos de introducción de cultivos anuales contecnologías que en décadas pasadas eran comu-nes en la Región Pampeana (quema de vegeta-ción, arada con reja y vertedera, rastreadas y siem-bra). Algunos de los problemas que se podíanprever y ocurrieron en suelos no aptos para esosmanejo son:

Bajos rendimientos en cantidad y calidadMayor encharcamientoManchones de escaso desarrollo de los cultivos osin germinación por exceso de sales y/o sodioFalta de piso para control de plagas, malezas y,por sobre todo, cosechaProductos de baja e irregular calidad

En muchos casos se pierde la vegetación natural,disminuye drásticamente el valor soporte delsuelo (falta temporal de «piso») y se incrementala salinidad en los horizontes superiores pormenor transpiración, aumento de temperaturaedáfica, mayor evaporación y ascenso capilar yaparición de eflorescencias salinas en la superfi-cie (Figura 6.7).

Manejo y producción de suelos sódicosy salinosEl uso de los suelos salino-alcalinos transitó porvarias etapas, basadas en parte en los aportes denuevos conocimientos, y pruebas y errores, de-bido al bajo precio de estos predios, heteroge-neidad de ambientes, baja densidad de pobla-ción, falta de infraestructura y ausencia de polí-ticas orientadoras con continuidad para estosambientes y sus producciones.

Un conjunto de prácticas realizadas a lo largodel tiempo en campos sódicos-salinos se mencio-nan a continuación:- Uso de la vegetación natural (generando pro-blemas de sobrepastoreo y uso del fuego noprescripto).- Pruebas de forrajeras- Arado y siembra de especies forrajeras- Arado para uso agrícola- Intersiembras- «Apotreramiento» y manejo de rodeos por ambien-tes- Sistematización para manejo de excedentes hídricos- Planificación y uso por ambientes- Nuevos aportes desde la genética

En estos ambientes, con suelos muy heterogéneos


y dinámicos, la agricultura y los sistemas de ma-nejo deben estar basados en la mayor informa-ción y la integración de los suelos, dado que susproducciones actuales y potenciales son muy di-versas, como se presentan en la Tabla 6.7.

Para la planificación del uso de estos suelos yambientes en el largo plazo, en general no sejustifica el relevamiento de suelos en escalas desemidetalle por la extrema heterogeneidad y laslimitaciones naturales e inducidas que presentan.

En todo caso es más conveniente utilizar escalasde menor detalle para el relevamiento general yaplicar agricultura de precisión en casos muy par-ticulares. Consideraciones vertidas acerca de larecuperación de suelos salinos de los BS señalanlas dificultades que se presentan debido a laproximidad y salinidad de la capa freática, su-madas a las condiciones de relieve e hidrológicasparticulares del área que requerirían la construc-ción de redes de drenaje sumamente densas; el

costo y dificultades de estas tareas parecerían ac-tualmente excesivos en relación con las posibili-dades de respuesta económica del área. Estas li-mitaciones hacen que la explotación en la zonaestudiada requiera prácticas de manejo adecua-das a la singularidad del sistema. La producciónganadera mejorada mediante la utilización detécnicas y especies vegetales adecuadas sería laforma más racional de utilización de los suelosdel área (Morrás y Perman, 1977).

Prueba e introducción de forrajerasresistentes a estrésEn numerosas unidades experimentales del an-tiguo Ministerio de Agricultura, luego integra-das al INTA, en unidades provinciales, universi-tarias y en campos de productores, se realiza-ron ensayos de especies forrajeras introducidasy nativas. De estas experiencias surgieroncultivares probados y promisorios que son lle-vados a campo y actualmente algunos están in-

Tabla 6.7. Producción en suelos de los Bajos Submeridionales Sur, a) sorgo y b) girasol.a.

Argialbol Natralbol Natracualf Argialbol Natralbol Natracualf

Horizontes - prof. cm A1 - 0 - 23 A1 - 0 - 16 A1 - 0 - 25 A1 - 0 - 17E - 23 - 33 E - 16 - 22 E - 0 - 17 E - 25 - 35 E - 17 - 26 E - 0 - 17

Altura - cm 179 134 120 180 142 115Plantas/ha 25.090 19.643 16.090 47.500 50.800 47.500Diámetro capítulos - cm 23 22 17 15 13 9Peso 1000 granos - g 63,3 56,6 48,7 52,7 48,6 36,8Rendimiento - kg/ha 2.910 1.870 960 3.090 2.460 1.070% 100 64 33 100 80 35

Suelos (Aurelia)Suelos (Bella Italia)

b.

(*) Entre 31º 10´ y 31º 50´ S; 61º 10´ y 61º 30´ O


tegrados económica y técnicamente en sistemasde producción ganadera en campos salinos/alcalinos y con problemas hídricos (Carrillo,2003; Fossati et al., 1979; Maddaloni y Ferrari,2005; Veneciano et al., 2003).

Sistematización para manejode excedentes hídricosMuchos de los ambientes plano-cóncavos de laRegión Pampeana tienen o pueden tener proble-mas de manejo de excesos de agua, por la irre-gularidad en las precipitaciones, la geomor-fología y la baja permeabilidad de los suelos,particularmente los alcalinos. Estos excedentesno tienen regularidad en el tiempo. Tanto en PD,como en los BS y campos bajos hubo intentos deintroducir manejos integrados del agua.Barbagallo (1983) presentó una propuesta con lafinalidad del ordenamiento hídrico en camposde productores. Estos sistemas funcionaron par-cialmente por la falta de implementación totalde obras y aplicación de las tecnologías y mane-jos complementarios. Actualmente las propues-tas de Damiano y Taboada (2005) y Parodi yDamiano (2008) ofrecen una visión e integraciónde conocimientos y técnicas cuantificadas parasu implementación con éxito a nivel de cuenca ypredio en las zonas que nos ocupa.

Recuperación de suelos salino-alcalinosEn la década de los ́ 60 se registró un gran impul-so para el uso, y principalmente recuperación,de estos suelos por la aplicación del denomina-do método biológico. La base del mismo es lasiembra de maíz de Guinea o «sorgo de escobas»(Sorghum technicum), con posterior pastoreo eincorporación de los rastrojos, implantando lue-go pasturas polifíticas sobre la base de Agropiro,Festuca, Melilotus y otras especies adaptadas acondiciones de salinidad y alcalinidad (Sauberánet al., 1962; Sauberán y Molina, 1960, 1963). Elmejoramiento de los suelos alcalinos se atribuyea la influencia del CO2 que produce una dismi-nución del pH, siendo un método económico paracampos extensos, degradados por sobrepastoreo.El éxito de este método se basa además en laaplicación simultánea de otras técnicas que acom-pañan y complementan las mencionadas, como«apotreramiento», selección del rodeo, manejode la carga, sanidad animal, etc.

Con el objetivo de mejorar la producción de fo-rraje y evaluar algunas propiedades químicas enun Natracuol, Costa y Godz (1999) aplicaron di-versas dosis de yeso, hasta 60 Mg ha-1, en condi-ciones de secano. «Para reducir el sodio hasta los

45 cm de profundidad fue necesario aplicar 60toneladas de yeso por hectárea. La mejora delsuelo inducida por el agregado de yeso favore-ció la implantación de pasturas y duplicó la pro-ducción primaria de forraje». Después de 10 añosse comenzó a revertir el efecto del enyesado. Estaenmienda puede producir incrementos relativosmuy altos, aunque se debe tener en cuenta quese parte de producciones relativamente bajas porlas limitantes del suelo; además el manejo y cos-to de materiales en dosis tan elevadas los hacenimpracticables y antieconómicos, más aún con lasposibilidades de implementación de otros mane-jos alternativos para la producción de carne.

Fronteras agropecuariasLa expansión de la agricultura se manifiesta dediversas maneras en la Región Pampeana, comoel doble cultivo trigo/soja en los sectores de ma-yores precipitaciones. El cultivo de la soja tam-bién se extendió hacia los límites del área men-cionada y fuera de ella, debido a ciclos climáticosmás húmedos y a la disponibilidad de cultivaresadaptados a diversas limitantes, tales como sue-los hidromórficos, salinos o sódicos, por ser lasoja un cultivo más plástico que otros de la re-gión. Este hecho fue posible y estimulado porlos precios favorables y el paquete tecnológicoaplicado, aunque no siempre con la visión de lasustentabilidad, como está reiterativamente men-cionado en diversos medios y ámbitos.

En la Región Pampeana la expansión desplazóotras producciones, principalmente la ganade-ra. Como se manifiesta en el capitulo deHidromorfismo, la tecnología disponible y pro-bada aplicada a la producción en ambienteshidromórficos, puede multiplicar varias veces laproducción de carne por hectárea, hecho exten-sivo a este capítulo. Por razones no técnicas, en2008 el stock ganadero se redujo en 1,3 millónde cabezas respecto a 2007; las exportaciones seredujeron el 45% desde 2005 y en el 2007, elproceso de liquidación de vientres lleva dos añosininterrumpidos; aunque se faenan más cabezas,se produce menos carne porque el peso de losanimales es menor. La tecnología disponible esmás que suficiente para lograr alta produccióncon desarrollo sustentable. Cabe afirmar que lasdecisiones políticas, los estímulos para la pro-ducción, la planificación del uso del territorio yla aplicación de tecnología, deben aunarse paraque la sustentabilidad sea una realidad con laconservación de los recursos naturales.

Aptitud y calidad de productosy ambientes


El manejo adecuado de la empresa agropecuariaa lo largo del tiempo es una manera de conser-var el suelo. En la medida en que la producciónde forraje sea elevada, más material vegetal ydeyecciones se incorporarán al suelo, contribu-yendo a mantenerlo con buenas condiciones fí-sicas y químicas (Rimieri et al., 2002).

El «refinamiento» de los campos con suelos sali-no-alcalinos, tiene un futuro promisorio, no sólopor el aumento de la producción, sino tambiéndesde el punto de vista de los nuevos conceptosde nutrición. Los factores nutricionales, de segu-ridad alimentaria y éticos, están afectando laimagen de la carne bovina. Así, los factores rela-cionados con principios éticos como el bienestaranimal, la contaminación ambiental y lasustentabilidad del suelo toman fuerza, sobretodo en las nuevas generaciones y afectarán, sin

duda, el consumo de carnes en el futuro. Hayaspectos vinculados a la salud de gran trascen-dencia, asociados a la creciente importancia delos ácidos grasos omega 3, ácido linoleico y losantioxidantes y cancerígenos naturales, que pue-den condicionar el consumo de carne. Numero-sos estudios realizados en el INTA con el apoyode diversas instituciones y empresas, han propor-cionado suficiente información para que nues-tra carne pastoril sea un verdadero producto di-ferenciado, mucho más adaptado a los requeri-mientos nutricionales que las carnes bovinas desistemas intensivos (García, 2002). Por las limita-ciones de los ambientes con suelos como los tra-tados en este capítulo, el pastoreo directo depasturas mejoradas sería uno de los mejores des-tinos. Con la implementación del ordenamientodel uso del territorio, la mayoría de los camposcon sodicidad y salinidad tendrían un destinopastoril mejorado.


Bibliografía

Adams, F., 1974. The soil solution. En: The plant root and its environment. Carson, E.W. (Ed.). Universityof Virginia Press. Charlotsville, 441-480.

AFES., 1995. Référentiel Pédologique. Baize, D., Girard, M.C. (Coord.). Association Française pourl’Étude du Sol. INRA Editions. Paris. 332 pp.

Alconada, M., Minghinelli, F., Balcaza, L., 1998. Degradación de suelos de invernáculo. Gran LaPlata. La calidad del agua de riego. En: Avances en el manejo del suelo y agua en la ingenieríarural latinoamericana. Balbuena R., Benez, H., Jorajuría, S.H. (Eds.). Asociación Latinoamericanay del Caribe de Ingeniería Rural. 88-95.

Alconada, M., Giuffré, M., Huergo, L., Pascale, C., 2000. Hiperfertilización con fósforo en suelosVertisoles y Molisoles en cultivo de tomate protegido. En: Avances en ingeniería agrícola. 1998-2000. Editorial Facultad de Agronomía (UBA). 343-347.

Ali, O.M., Yousaf, M., Rhoades, J.D., 1985. Effect of exchangeable cation and electrolyte concentrationon mineralogy of clay dispersed from aggregates. Soil Science Society of America Journal 51,896-900.

Amiotti, N.M., Zalba, P., Sánchez, L.F., Peinemann, N., 2000. The impact of single trees on propertiesof loess-derived grassland soils in Argentina. Ecology 81, 3283–3290.

Andriulo, A., Galetto, M., Ferreyra, C., Cordone, G., Sasal, C., Abrego, F., Galina, J., Rimatori, F.,1998. Efecto de once años de riego complementario sobre un Argiudol típico pampeano. Cienciadel Suelo 16, 125-127.

Arens, P.L., 1969. Algunos paisajes geoquímicos en la Región Pampeana. Actas 5ª. Reunión Argenti-na de la Ciencia del Suelo. Santa Fe. Relato Comisión Química del Suelo. 107-115.

Baize, D., 2004. Petit lexique de pédologie. Editions INRA. Paris. 271 pp.Baldwin, M., Kellogg, C.E., Thorp, J., 1938. Soil classification. En: Soils and Men. Yearbook of

Agriculture 1938. USDA. 979-1001.Barbagallo, J.F., 1983. Los Bajos Submeridionales del norte de Santa Fe y Chaco. Un planteo

agrohidrológico para el ordenamiento del recurso hídrico. INTA, Unidad de Agrohidrología. De-partamento de Suelos. Informe inédito. 51 pp.

Bauza, H.F., 1989. Las «Geórgicas» de Virgilio Estudio y traducción. Edición bilingüe. EUDEBA.Buenos Aires. 212 pp.

Bernstein, L., 1970. Salt tolerance of plants. Agriculture Information Bulletin 283. USA.Bonfils, C.G., 1966. Rasgos principales de los suelos pampeanos. Instituto de Suelos y Agrotecnia,

INTA. Buenos Aires. Publicación 97. 66 pp.Bui, E.N., Krogh L., Lavado, R.S., Nachtergaele, F.O., Tóth, T., Fitzpatrick, R.W., 1998. Distribution of

sodic soils: The world scene. En:, Sodic Soils: Distribution, Properties, Management andEnvironmental Consequences. Sumner, M.E., Naidu, R. (Eds.). Oxford University Press, New York.19–33.

Carrillo, J., 2003. Manejo de pasturas. INTA, EEA Balcarce. 458 pp.Carter, M.R., Webster, G.R., 1990. Use of cation-to-total calcium ratio as an index of plant available

calcium. Soil Science 149, 212-217.Costa, J.L., Godz, P., 1999. Aplicación de yeso a un Natracuol del sudeste de la Pampa Deprimida.

Ciencia del Suelo 17, 21-27.CPCS, 1967. Classification des sols. Commission de Pédologie et de Cartographie des Sols. Orléans,

France. 96 pp.Damiano, F., Taboada, M.A., 2005. Sistematización agrohidrológica predial en la cuenca del río

Arrecifes, provincia de Buenos Aires. En: Avances en Ingeniería Agrícola 2003-2005. Barbosa, O.(Ed.) CADIR. San Luis. 235-239.

Del Blanco, M., Marchioni, D., Romero, S., Cábana, C., 2005. Depósitos evaporíticos de la provinciade Buenos Aires. Geología y recursos minerales de la provincia de Buenos Aires. Relatorio del XVIGeológico Argentino, La Plata. 417-434.

de Sigmond, A.A.J., 1928. The classification of sodic and salty soils. Proceedings First InternationalCongress of Soil Science (USA, 1927). 1, 330-334.

Duchaufour, P., 1977. Pédologie. 1. Pédogenèse et classification. Masson, Paris. 477 pp.Duchaufour, P., 1988. Abrégé de Pédologie. 2me Edition. Masson. Paris. 232 pp.Engel, V., Jobbágy, E.G., Stieglitz, M., Williams, M., Jackson, R.B., 2005. Hydrological consequences


of Eucalyptus afforestation in the Argentine Pampas. Water Resources Research. doi: 41.W10409.10.1029/2004WR 003761.

Etchevehere, P.H., Musto, J.C., Olmos, J.E., 1969. Características y distribución de las principalesseries de suelos de la Pampa Ondulada. Actas 5a. Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo.Santa Fe. 302-310.

FAO, 2000. Global Network on Integrated Soil Management for Sustainable Use of Salt-AffectedSoils. Land and Plant Nutrition Management Service. FAO. Dirección Internet: http://www.fao.org/ag/agl/agll/spush/topic2.htm

Ferrer, J.A., 1986. Estado actual y perspectivas de los estudios de génesis, clasificación y cartografiade suelos de régimen arídico. Relato. Actas XI Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo. Neuquén-Río Negro. 117-133.

FitzPatrick, E.A., 1980. Soils: their formation, classification and distribution. Longman, London 353 pp.Fossati, J.L., Bruno, O.A., Panigatti, J.L., Gambaudo, S.P. 1979. Comportamiento de forrajeras estiva-

les en los Bajos Submeridionales. Informe Técnico 1. INTA, EEA Rafaela. 36 pp.García, P.T., 2002. Limitaciones al consumo de carne bovina. Factores de riesgo. IDIA XXI, 2, 195-199.González, N., 2005. Los ambientes hidrogeológicos de la provincia de Buenos Aires. Relatorio del

XVI Congreso Geológico Argentina. La Plata. 359-374.Hayward, H.E., Wadleigh, C.H., 1949. Plant growth on saline and alkaline soils. Advances in Agronomy

1, 1-138.Hilgard, E.W., 1906. Soils. Their formation, properties, composition, and relations to climate and

plant growth in the humid and arid regions. New York. 593 pp.INTA, 1972. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3360-32 Pergamino. CIRN. Reconoci-

miento de Suelos. Buenos Aires. 106 pp.INTA, 1989. Mapa de Suelos de la provincia de Buenos Aires, Escala 1:500.000. Instituto Nacional de

Tecnología Agropecuaria. Buenos Aires. 533 pp.INTA, 1990. Atlas de Suelos de la República Argentina. CIRN. Instituto de Suelos. Castelar. 2 Volúme-

nes.INTA, 1992. Carta de Suelos de la República Argentina. Hoja 3560-25 Carlos Casares. CIRN. Instituto

de Suelos. Buenos Aires. 56 pp.INTA-MAG Prov. Santa Fe, 1981. Mapa de suelos de la provincia de Santa Fe. Vol. I. 246 pp.Irurtia, C.B., 1985. Influencia de la relación sodio/calcio y la salinidad en propiedades físicas de un

suelo salino durante su recuperación. Tesis Magister. U.N. Sur. Bahía Blanca. 181 pp.IUSS Working Group WRB, 2006. World reference base for soil resources. World Soil Resources Reports

103. FAO, Roma.128 pp. (Versión en castellano: Base Referencial Mundial para el Recurso Suelo.Primera Actualización 2007. Traducción M.S. Pazos. On-line)

Jobbágy, E.G., Jackson, R.B., 2003. Patterns and mechanisms of soil acidification in the conversion ofgrasslands to forests. Biogeochemistry 64, 205-229.

Jobbágy, E. G., Jackson, R.B., 2004. Groundwater use and salinization with grassland afforestation.Global Change Biology 10, 1299–1312. doi: 10.1111/j.1365-2486.2004.00806.x.

Kovda, V.A., van den Berg, C., Hagan, R.M., 1973. Irrigation, drainage and salinity. Hutchinson-FAO-UNESCO. 510 pp.

Kubiëna, W.L., 1953. The soils of Europe. Consejo Superior de Investigaciones Científicas, Madrid.Thomas Murby and Company, London. 318 pp.

Lavado, R.S., 1983. Evaluación de la relación entre composición química del agua de lluvia y elgrado de salinidad y sodicidad de distintos suelos. Revista de la Facultad de Agronomía (UBA) 4,135-139.

Lavado, R.S., Camilión, M.C., 1984. Clay minerals in salt-affected soils of Argentina. Clay Research 3,68-74.

Lavado, R.S., Taboada, M., 1986. Influencia de las inundaciones sobre la salinidad de un Natracuolde la Cuenca del Río Salado. Actas XI Congreso Argentino de la Ciencia del Suelo. Neuquén-RíoNegro. 135-136.

Lavado, R.S., Taboada, M., 1987. Soil salinization as an effect of grazing in a native grassland soil inthe Flooding Pampa of Argentina. Soil Use and Management 3, 143-148.

Lavado, R.S., Taboada, M., 1988. Water, salt and sodium dynamics in a Natraquoll in Argentina.Catena 15, 577-594.

Lavado, R.S., Rubio, G., Alconada, M., 1992. Grazing management and soil salinization in two PampeanNatraqualfs. Turrialba 42, 500-508.


Lavado, R.S., Duymovich, O.A., Giménez, J.E., Alvarez, L.A., 1982. Pérdidas de sustancias húmicas desuelos nátricos a través del río Samborombón. Revista del Museo de La Plata (Nueva Serie). SerieGeología 76, 97-103.

Levitt, J., 1980. Responses of plants to environmental stress. Vol. 2. Academic Press. New York. 497 pp.Loyer, J.Y., 1991. Classification des sols salés: les sols salic. Cahiers de l’ORSTOM, série Pédologie 26,

51-61.Maddaloni, J., Ferrari, L., 2005. Forrajeras y pasturas del ecosistema templado húmedo de la Argen-

tina. INTA-U.N. Lomas de Zamora. 2a. edición. 522 pp.Marbut, C.F., 1922. Soil classification. American Association of Soil Survey Workers. Bulletin 3, 24-32.Massoud, F.L., 1977. Basic principals for prognosis and monitoring of salinity and sodicity. En:

Proceedings International Conference on Management of Saline Water for Irrigation. TechnicalUniversity. Lubbock, Texas. 432-454.

Miaczynski, C.R.O., Tschapek, M., 1965. Los suelos de estepa de la región pampeana. Revista deInvestigaciones Agropecuarias. Serie 3, Clima y Suelo 2, 35-79.

Miaczynski, C.R.O., Ferrer, J.A., Imbellone, P.A., 1969. Pedogénesis y actividad geomórfica en unsector de la cuenca del río Samborombón. Actas 5a. Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo.Santa Fe. 413-416.

Mon, R., Irurtia, C., Botta, G.F., Pozzolo, O., 2007. Effect on chemical and physical soils propertiesproduced by supplementary irrigation in rolling pampa region of Argentina. Ciencia e Investiga-ciones Agropecuarias (Chile) 34, 187-194.

Morrás, H.J.M., Perman, S., 1977. Características pedológicas y utilización de algunos sueloshalomórficos de los Bajos Submeridionales, Argentina. Turrialba 27, 397-403.

Morrás, H.J.M., Candioti, L., 1981. Relación entre la permeabilidad, ciertos caracteres analíticos ysituación topográfica en algunos suelos de los Bajos Submeridionales (Santa Fe). INTA, Revista deInvestigaciones Agropecuarias XVI, 23-32.

Nosetto, M.D., Jobbágy, E.G., Tóth, T., Jackson, R.B., 2008. Regional patterns and controls of ecosystemsalinization with grassland afforestation along a rainfall gradient. Global Biogeochemical Cycles22. GB2015, doi:10.1029/2007GB003000.

Panigatti, J.L., 1980. Molisoles del norte de la zona pampeana. I. Génesis y morfología. IX ReuniónArgentina de la Ciencia del Suelo, Paraná. 927-940.

Panigatti, J.L., Fossati, J.L., Gambaudo, S., Bruno, O.A., 1983. Siembra aérea y convencional detrébol de olor de flor blanca en los Bajos Submeridionales. Informe Técnico 17. INTA, EEA Rafaela.19 pp.

Pariente, S., 2001. Soluble salts dynamics in the soil under different climatic conditions. Catena 43,307-321.

Parodi, G.N., Damiano, F., 2008. Bases y principios de manejo agrohidrológico de campos bajos.http://www.parodi.nl/agrologia.

Peinemann, N., 1997. Formación, clasificación, manejo y recuperación de suelos salinos y sódicos.Ediciones Sur. La Plata. 120 pp.

Plyusnin, I.I., 1964. Reclamative Soil Science. Foreign Languages Publishing House, Moscow. 398 pp.Pye, K., 1987. Aeolian dust and dust deposits. Academic Press. Londres. 334 pp.Richards, L.A. (Ed.), 1954. Diagnosis and improvement of saline and alkaline soils. Salinity Laboratory,

USDA Handbook 60. Government Printing Office. Washington. (Traducción castellana: Diagnósti-co y rehabilitación de suelos salinos y sódicos. Editorial Limusa, México, 1973. 172 pp).

Rimieri, P., Scheneiter, O., Carrete, J.R., 2002. Pasturas cultivadas de la Región Pampeana. IDIA XXI,2, 19-22.

Ringuelet, E.J., 1935. Datos ecológicos sobre las aguas de los ríos Samborombón y Salado de BuenosAires. Notas del Museo de La Plata. I, 7, 159-175.

Sánchez, R.O., Mendía, J.M., Elicabe, R.L., 1976. El problema del microrrelieve en el estudio desuelos de la cuenca del río Samborombón. Septima Reunión Argentina de la Ciencia del Suelo.Bahía Blanca. IDIA, Suplemento 33, 425-433

Sauberán, C, Molina, J.S., 1960. Recuperación de bajos alcalinos. Ciencia e Investigación 16, 337-338.Sauberán, C., Molina, J.S., 1963. Recuperación de terrenos «salitrosos» por métodos biológicos. Ciencia

e Investigación 19, 449-458.Sauberán, C., Molina, J.S., Fuentes Godo, P., Lundberg, G.A., 1962. Utilización de métodos biológi-

cos en la recuperación de suelos «salitrosos» en regiones de secano. IDIA 171, 54-56.Scoppa, C.O., Di Giácomo, R.M.S., 1985. Distribución y características de los suelos salinos y/o alcalinos


en la Argentina. IDIA, Mayo-Agosto, 49-77.Schaetzl, R., Anderson, S., 2005. Soils: Genesis and geomorphology, Cambridge University Press. 817 pp.Sibirtsev, N.M., 1901. Russian soil investigations. (Traducido y condensado por P. Fireman. Experiment

Station Record, USA Part I: 12, 704-712. Part II: 12, 807-818).Soil Survey Staff, 1999. Soil Taxonomy. A basic system of soil classification for making and interpreting

soil surveys. Agricultural Handbook 436. Washington, DC. 869 pp.Soil Survey Staff, 2007. Claves para la Taxonomía de Suelos. Traducción de la 10 edición (2006) de:

Keys to Soil Taxonomy. U.S. Department of Agriculture. 331 pp.Spaargaren, O.C. (Ed.), 1994. World Reference Base for Soil Resources. Draft. IUSS, ISRIC, FAO.

Wageningen, Rome. 161 pp.Szabolcs, I., 1988. Solonetz soils. Proceedings International Symposium of Solonetz Soils. Osijek,

Yugoslavia. 9-25.Szabolcs, I., 1989. Salt affected soils. CRC Press. Boca Raton, Florida. 274 pp.Szabolcs, I. Darab, K., 1958. Accumulation and dynamics of silicic acid in irrigated alkali soils. Acta

Agronomica Academiae Scientiarum Hungaricae. VIII.213.Taboada M.A., Lavado R.S., 1993. Influence of trampling on soil porosity under alternate dry and

ponded conditions. Soil Use and Management 9, 139-143.Taboada, M.A., Alvarez, C.R., 2008. Fertilidad física de los suelos. Universidad Nacional de Buenos

Aires. 2ª edición. 237 pp.Taboada, M.A., Lavado, R. S.; Svartz, H., Segat, A. M. L., 1999. Structural stability changes in a

grazed grassland Natraquoll of the Flooding Pampa (Argentina). Wetlands 19, 50-55.Taboada, M.A., Lavado R.S., Rubio G., Cosentino D.J., 2001. Soil volumetric changes in natric soils

caused by air entrapment following seasonal ponding and water table. Geoderma 101, 49-64.Taboada, M.A., Panuska, E.M., Lavado, R.S., Giménez, J.E., Duymovich, O.A. 1987. Pérdidas de sus-

tancias húmicas de suelos nátricos a través del río Samborombón. 2. Comparación de suelos conhorizonte nátrico y argílico. Notas del Museo de La Plata, Geología 74, 21, 67-76.

Teruggi, M., 1957. The nature and origin of Argentinean loess. Journal of Sedimentology and Petrology27, 322-332.

Tóth, T., Várallyay, G., 2001. Past, present and future of the Hungarian classification of salt-affectedsoils. Soil Classification. Developing the basis for the systems of the future. European Soil Bureau.Research Report 7. 125-135.

Tricart, J.L.F., 1973. Geomorfología de la Pampa Deprimida. Colección Científica XII. INTA. BuenosAires. Argentina. 194 pp.

Veneciano, J.H., Terenti, O.A., Funes, M.O., 2003. Valoración de recursos forrajeros nativos e intro-ducidos. En: Aguilera, M.O, Panigatti, J.L. (Eds.). Con las metas claras. La Estación ExperimentalAgropecuaria San Luis. 40 años a favor del desarrollo sustentable. INTA. 125-140.

Wilding, L.P., Odell, R.T., Fehrenbacher, J.B., Beavers, A.H., 1963. Source and distribution of sodiumin solonetzic soils of Illinois. Soil Science Society of America Proceedings 27, 432-438.

Xu, W.F., Shi, W.M., 2007. Mechanisms of salt tolerance in transgenic Arabidopsis thalianaconstitutively overexpressing the tomato 14-3-3 protein TFT7. Plant and Soil 30, 17-28.

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