La pedosfera (del griego antiguo πέδον ( pédon ) 'suelo, tierra' y σφαῖρα ( sphaîra ) 'esfera') es la capa más externa de la Tierra que está compuesta de suelo y sujeta a procesos de formación de suelo . Existe en la interfaz de la litosfera , la atmósfera , la hidrosfera y la biosfera . [1] La pedosfera es la piel de la Tierra y solo se desarrolla cuando hay una interacción dinámica entre la atmósfera (aire en y sobre el suelo), la biosfera (organismos vivos), la litosfera ( regolito no consolidado y lecho rocoso consolidado ) y la hidrosfera (agua en, sobre y debajo del suelo). La pedosfera es la base de la vida terrestre en la Tierra.
La pedosfera actúa como mediadora del flujo químico y biogeoquímico que entra y sale de estos respectivos sistemas y está formada por componentes gaseosos, minerales, fluidos y biológicos. La pedosfera se encuentra dentro de la Zona Crítica, una interfaz más amplia que incluye vegetación, pedosfera, sistemas acuíferos , regolito y finalmente termina a cierta profundidad en el lecho rocoso donde la biosfera y la hidrosfera dejan de realizar cambios significativos en la química en profundidad. Como parte del sistema global más grande, cualquier entorno particular en el que se forma el suelo está influenciado únicamente por su posición geográfica en el globo, ya que se producen cambios climáticos, geológicos, biológicos y antropogénicos con cambios en la longitud y la latitud.
La pedosfera se encuentra debajo de la cubierta vegetal de la biosfera y por encima de la hidrosfera y la litosfera. El proceso de formación del suelo (pedogénesis) puede comenzar sin la ayuda de la biología, pero se acelera significativamente en presencia de reacciones biológicas, donde forma una esponja de carbono del suelo . [2] La formación del suelo comienza con la descomposición química y/o física de los minerales para formar el material inicial que recubre el sustrato del lecho rocoso. La biología acelera esto al secretar compuestos ácidos que ayudan a romper la roca. Los pioneros biológicos particulares son los líquenes , los musgos y las plantas que dan semillas, [3] pero tienen lugar muchas otras reacciones inorgánicas que diversifican la composición química de la capa inicial del suelo. Una vez que se acumulan los productos de la meteorización y la descomposición , un cuerpo de suelo coherente permite la migración de fluidos tanto vertical como lateralmente a través del perfil del suelo , lo que provoca el intercambio de iones entre las fases sólida, fluida y gaseosa. A medida que pasa el tiempo, la geoquímica en masa de la capa de suelo se desviará de la composición inicial del lecho rocoso y evolucionará hacia una química que refleje el tipo de reacciones que tienen lugar en el suelo. [4]
Las condiciones primarias para el desarrollo del suelo están controladas por la composición química de la roca sobre la que se asentará el suelo. Los tipos de rocas que forman la base del perfil del suelo suelen ser sedimentarias (carbonatadas o silíceas), ígneas o metaígneas ( rocas ígneas metamorfoseadas ) o rocas volcánicas y metavolcánicas. El tipo de roca y los procesos que conducen a su exposición en la superficie están controlados por el entorno geológico regional del área específica en estudio, que gira en torno a la teoría subyacente de la tectónica de placas , la deformación posterior , el levantamiento , el hundimiento y la deposición .
Las rocas metaígneas y metavolcánicas forman el componente más grande de los cratones y son ricas en sílice . Las rocas ígneas y volcánicas también son ricas en sílice, pero con rocas no metamorfoseadas, la meteorización se vuelve más rápida y la movilización de iones es más generalizada. Las rocas con alto contenido de sílice producen ácido silícico como producto de la meteorización. Hay pocos tipos de rocas que conducen a un enriquecimiento localizado de algunos de los elementos biológicamente limitantes como el fósforo (P) y el nitrógeno (N). La pizarra fosfática (< 15% P 2 O 5 ) y la fosforita (> 15% P 2 O 5 ) se forman en cuencas de aguas profundas anóxicas que preservan material orgánico. [5] La piedra verde (metabasal), la filita y el esquisto liberan hasta un 30-50% del depósito de nitrógeno. [6] Las sucesiones gruesas de rocas carbonatadas a menudo se depositan en los márgenes de los cratones durante el aumento del nivel del mar. La disolución generalizada de carbonato y evaporitas conduce a niveles elevados de Mg 2+ , HCO−
3, Sr 2+ , Na + , Cl − y SO2−
4iones en solución acuosa. [7]
El proceso de formación del suelo está dominado por la erosión química de los minerales de silicato, con la ayuda de productos ácidos de plantas y organismos pioneros, así como de aportes de ácido carbónico de la atmósfera. El ácido carbónico se produce en la atmósfera y en las capas del suelo a través de la reacción de carbonatación . [4]
Esta es la forma dominante de meteorización química y ayuda a la descomposición de minerales de carbonato (como calcita y dolomita ) y minerales de silicato (como feldespato ). La descomposición del feldespato sódico, albita , por ácido carbónico para formar arcilla caolinita es la siguiente: [4]
La evidencia de esta reacción en el campo serían los niveles elevados de bicarbonato ( HCO−
3), iones de sodio y sílice en el agua de escorrentía.
La descomposición de los minerales carbonatados: [4] [7]
La disolución posterior del ácido carbónico (H 2 CO 3 ) y del bicarbonato ( HCO−
3) produce gas CO 2 . La oxidación también contribuye de manera importante a la descomposición de muchos minerales de silicato y la formación de minerales secundarios ( diagénesis ) en el perfil temprano del suelo. La oxidación del olivino (FeMgSiO 4 ) libera iones Fe, Mg y Si. [8] El Mg es soluble en agua y se transporta en la escorrentía , pero el Fe a menudo reacciona con el oxígeno para precipitar Fe 2 O 3 ( hematita ), el estado oxidado del óxido de hierro. El azufre , un subproducto de la materia orgánica en descomposición, también reaccionará con el hierro para formar pirita (FeS 2 ) en entornos reductores. La disolución de la pirita conduce a niveles bajos de pH debido a los iones H + elevados y a una mayor precipitación de Fe 2 O 3 [4], lo que en última instancia cambia las condiciones redox del entorno.
Los aportes de la biosfera pueden comenzar con líquenes y otros microorganismos que secretan ácido oxálico . Estos microorganismos, asociados con la comunidad de líquenes o que habitan rocas de forma independiente, incluyen algas verdeazuladas , algas verdes , diversos hongos y numerosas bacterias. [9] Durante mucho tiempo se ha considerado que los líquenes fueron los pioneros del desarrollo del suelo, como lo sugiere la siguiente declaración de Isozaki de 1997:
La conversión inicial de roca en suelo la llevan a cabo los líquenes pioneros y sus sucesores, los musgos, en los que los rizoides con forma de pelos asumen el papel de raíces al descomponer la superficie en polvo fino. [10]
Sin embargo, los líquenes no son necesariamente los únicos organismos pioneros ni la forma más temprana de formación del suelo, ya que se ha documentado que las plantas portadoras de semillas pueden ocupar un área y colonizar más rápido que los líquenes. Además, la sedimentación eólica (generada por el viento) puede producir altas tasas de acumulación de sedimentos. No obstante, los líquenes pueden ciertamente soportar condiciones más duras que la mayoría de las plantas vasculares y, aunque tienen tasas de colonización más lentas, forman el grupo dominante en las regiones alpinas .
Los ácidos orgánicos liberados por las raíces de las plantas incluyen ácido acético y ácido cítrico . Durante la descomposición de la materia orgánica, los ácidos fenólicos se liberan de la materia vegetal y los microbios del suelo liberan ácido húmico y ácido fúlvico . Estos ácidos orgánicos aceleran la meteorización química al combinarse con algunos de los productos de la meteorización en un proceso conocido como quelación . En el perfil del suelo, estos ácidos orgánicos a menudo se concentran en la parte superior del perfil, mientras que el ácido carbónico desempeña un papel más importante hacia la parte inferior del perfil o debajo del acuífero. [4]
A medida que la columna de suelo se desarrolla más en acumulaciones más gruesas, animales más grandes llegan a habitar el suelo y continúan alterando la evolución química de su respectivo nicho . Las lombrices de tierra airean el suelo y convierten grandes cantidades de materia orgánica en humus rico , mejorando la fertilidad del suelo . Los pequeños mamíferos excavadores almacenan alimentos, crían a sus crías y pueden hibernar en la pedosfera alterando el curso de la evolución del suelo. Los grandes mamíferos herbívoros sobre el suelo transportan nutrientes en forma de desechos ricos en nitrógeno y astas ricas en fósforo, mientras que los depredadores dejan montones de huesos ricos en fósforo en la superficie del suelo, lo que conduce a un enriquecimiento localizado del suelo.
El ciclo de nutrientes en lagos y humedales de agua dulce depende en gran medida de las condiciones redox. [4] Bajo unos pocos milímetros de agua, las bacterias heterotróficas metabolizan y consumen oxígeno. Por lo tanto, agotan el oxígeno del suelo y crean la necesidad de respiración anaeróbica . Algunos procesos microbianos anaeróbicos incluyen la desnitrificación , la reducción de sulfato y la metanogénesis y son responsables de la liberación de N 2 (nitrógeno), H 2 S ( sulfuro de hidrógeno ) y CH 4 ( metano ). Otros procesos microbianos anaeróbicos están relacionados con cambios en el estado de oxidación del hierro y el manganeso. Como resultado de la descomposición anaeróbica, el suelo almacena grandes cantidades de carbono orgánico porque la esponja de carbono del suelo permanece intacta. [4]
El potencial de reducción describe la forma en que se producirán las reacciones químicas en suelos deficientes en oxígeno y controla el ciclo de nutrientes en sistemas inundados. El potencial de reducción se utiliza para expresar la probabilidad de que un entorno reciba electrones [4] y, por lo tanto, se reduzca. Por ejemplo, si un sistema ya tiene muchos electrones ( esquisto anóxico, rico en materia orgánica ), se reduce. En un sistema, es probable que done electrones a una parte que tenga una baja concentración de electrones, o un entorno oxidado, para equilibrar el gradiente químico. Un entorno oxidado tiene un alto potencial redox, mientras que un entorno reducido tiene un bajo potencial redox.
El potencial redox está controlado por el estado de oxidación de las especies químicas, el pH y la cantidad de O 2 presente en el sistema. El ambiente oxidante acepta electrones debido a la presencia de O 2 , que actúa como aceptor de electrones: [4]
Esta ecuación tenderá a desplazarse hacia la derecha en condiciones ácidas. Los potenciales redox más altos se encuentran en niveles de pH más bajos. Las bacterias, organismos heterotróficos, consumen oxígeno mientras descomponen material orgánico. Esto agota el oxígeno de los suelos, disminuyendo así el potencial redox. En condiciones de potencial redox alto, la forma oxidada del hierro, el hierro férrico (Fe 3+ ), se depositará comúnmente como hematita . En condiciones redox bajas, las tasas de descomposición disminuyen y la deposición de hierro ferroso (Fe 2+ ) aumenta.
Mediante el uso de herramientas geoquímicas analíticas como la fluorescencia de rayos X o la espectrometría de masas acoplada inductivamente , las dos formas de Fe (Fe 2+ y Fe 3+ ) se pueden medir en rocas antiguas, determinando así el potencial redox de suelos antiguos. Un estudio de este tipo se realizó en rocas del Pérmico al Triásico (de 300 a 200 millones de años de antigüedad) en Japón y Columbia Británica. Los geólogos encontraron hematita a lo largo del Pérmico temprano y medio , pero comenzaron a encontrar la forma reducida de hierro en pirita dentro de los suelos antiguos cerca del final del Pérmico y en el Triásico. Estos resultados sugieren que las condiciones se volvieron menos ricas en oxígeno, incluso anóxicas, durante el Pérmico tardío, lo que finalmente llevó a la mayor extinción en la historia de la Tierra, la extinción del PT . [11]
La descomposición en suelos anóxicos o reducidos también la llevan a cabo bacterias reductoras de azufre que, en lugar de O 2 , utilizan SO2−
4como aceptor de electrones y produce sulfuro de hidrógeno (H 2 S) y dióxido de carbono en el proceso: [4]
El gas H 2 S se filtra hacia arriba y reacciona con Fe 2+ y precipita pirita, actuando como una trampa para el gas tóxico H 2 S. Sin embargo, el H 2 S sigue siendo una gran fracción de las emisiones de los suelos de los humedales. [12] En la mayoría de los humedales de agua dulce hay poco sulfato ( SO2−
4) por lo que la metanogénesis se convierte en la forma dominante de descomposición por parte de las bacterias metanogénicas solo cuando se agota el sulfato. El acetato , un compuesto que es un subproducto de la fermentación de la celulosa, es dividido por las bacterias metanogénicas para producir metano (CH 4 ) y dióxido de carbono (CO 2 ), que se liberan a la atmósfera. El metano también se libera durante la reducción de CO 2 por las mismas bacterias. [4]
En la pedosfera es seguro asumir que los gases están en equilibrio con la atmósfera. [7] Debido a que las raíces de las plantas y los microbios del suelo liberan CO 2 al suelo, la concentración de bicarbonato ( HCO−
3) en las aguas del suelo es mucho mayor que en equilibrio con la atmósfera, [13] la alta concentración de CO 2 y la presencia de metales en las soluciones del suelo dan como resultado niveles de pH más bajos en el suelo. Los gases que escapan de la pedosfera a la atmósfera incluyen los subproductos gaseosos de la disolución de carbonato, la descomposición, las reacciones redox y la fotosíntesis microbiana . Las principales entradas de la atmósfera son la sedimentación eólica, la lluvia y la difusión de gases. La sedimentación eólica incluye todo lo que puede ser arrastrado por el viento o que permanece suspendido en el aire e incluye una amplia variedad de partículas de aerosol , partículas biológicas como el polen y partículas de polvo. El nitrógeno es el componente más abundante en la lluvia (después del agua), ya que el vapor de agua utiliza partículas de aerosol para nuclear las gotas de lluvia. [4]
El suelo está bien desarrollado en el bosque, como lo sugieren las gruesas capas de humus, la rica diversidad de árboles grandes y los animales que viven allí. Los suelos forestales pueden formar una gruesa esponja de carbono. En los bosques, la precipitación supera la evapotranspiración , lo que da como resultado un exceso de agua que se filtra hacia abajo a través de las capas del suelo. Las tasas lentas de descomposición conducen a grandes cantidades de ácido fúlvico , lo que mejora en gran medida la meteorización química. La percolación descendente , junto con la meteorización química, lixivia Mg, Fe y aluminio (Al) del suelo y los transporta hacia abajo, un proceso conocido como podzolización . Este proceso conduce a marcados contrastes en la apariencia y la química de las capas del suelo. [4]
Los bosques tropicales reciben más insolación y lluvias durante temporadas de crecimiento más largas que cualquier otro entorno de la Tierra. Con estas temperaturas elevadas, la insolación y las precipitaciones, la biomasa es extremadamente productiva, lo que lleva a la producción de hasta 800 gramos de carbono por metro cuadrado por año (8 toneladas de C/hectárea/año). [4] Las temperaturas más altas y las mayores cantidades de agua contribuyen a mayores tasas de meteorización química. Las mayores tasas de descomposición hacen que se filtren cantidades menores de ácido fúlvico y se filtren metales de la zona de meteorización activa. Por lo tanto, en marcado contraste con el suelo de los bosques templados, los bosques tropicales tienen poca o ninguna podzolización y, por lo tanto, no tienen contrastes visuales y químicos marcados con las capas del suelo. En cambio, los metales móviles Mg, Fe y Al se precipitan como minerales de óxido que le dan al suelo un color rojo oxidado. [4]
La precipitación en los pastizales es igual o menor que la evapotranspiración y hace que el desarrollo del suelo se lleve a cabo en condiciones de relativa sequía. [4] Por lo tanto, se reduce la lixiviación y la migración de los productos de la meteorización. Grandes cantidades de evaporación provocan una acumulación de calcio (Ca), y otros cationes grandes floculan minerales arcillosos y ácidos fúlvicos en el perfil superior del suelo. Las bajas cantidades de precipitación y los altos niveles de evapotranspiración limitan la percolación descendente de agua y ácidos orgánicos, lo que reduce la meteorización química y el desarrollo del suelo. La profundidad de la concentración máxima de arcilla aumenta en las zonas de mayor precipitación y lixiviación. Cuando la lixiviación disminuye, el calcio precipita como calcita (CaCO 3 ) en los niveles inferiores del suelo, una capa conocida como caliche .
Los desiertos se comportan de manera similar a los pastizales, pero operan en constante sequía, ya que la precipitación es menor que la evapotranspiración. La meteorización química se produce más lentamente que en los pastizales y debajo de la capa de caliche puede haber una capa de yeso y halita . [4] Para estudiar los suelos en los desiertos, los pedólogos han utilizado el concepto de cronosecuencias para relacionar el tiempo y el desarrollo de las capas del suelo. Se ha demostrado que el fósforo se filtra muy rápidamente del sistema y los niveles de P del suelo disminuyen con la edad. [14] Además, la acumulación de carbono en los suelos disminuye debido a tasas de descomposición más lentas. Como resultado, las tasas de circulación del carbono en el ciclo biogeoquímico disminuyen. [ cita requerida ]
![{\displaystyle {\ce {2H+ + SO4^2- + 2 [CH2O] <=> 2 CO2 + H2S + 2 H2O}}}](https://wikimedia.org/api/rest_v1/media/math/render/svg/626e79cdc76e493981a325783ac6b899afd67d3a)
