Pedosfera

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Pedosfera

La pedosfera (del Griego πέδον [pédon] suelo o tierra + σφαίρα [sfaíra] esfera) se refiere al conjunto de suelos de la Tierra. Es una capa discontinua que depende de los procesos de formación y destrucción del suelo. Existe en la interfase entre la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera.[1]

La pedosfera se encuentra debajo de la cubierta vegetal de la biosfera y sobre la hidrosfera y la litosfera. El proceso de formación del suelo (pedogénesis) puede comenzar sin la ayuda de la biología, pero se acelera significativamente en presencia de reacciones biológicas. La formación del suelo comienza con la descomposición química y/o física de los minerales para formar el material inicial que se superpone al sustrato del lecho de roca. La biología lo acelera al secretar compuestos ácidos (ácidos predominantemente fúlvicos) que ayudan a romper la roca. Los pioneros biológicos particulares son los líquenes, los musgos y las plantas portadoras de semillas,[2]​ pero se producen muchas otras reacciones inorgánicas que diversifican la composición química de la capa inicial del suelo. Una vez que los productos de meteorización y descomposición se acumulan, un cuerpo coherente del suelo permite la migración de fluidos tanto vertical como lateralmente a través del perfil del suelo, lo que causa el intercambio iónico entre las fases sólida, líquida y gaseosa. A medida que pasa el tiempo, la geoquímica de la capa de suelo se desviará de la composición inicial del lecho de roca y evolucionará a una química que refleja el tipo de reacciones que tienen lugar allí.[3]

Litosfera[editar]

Las condiciones primarias para el desarrollo del suelo están controladas por la composición química de la roca sobre la que eventualmente se formará el suelo. Los tipos de rocas que forman la base del perfil del suelo son a menudo sedimentarias (carbonato o silíceo), ígneas o metaigneas (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 posterior deformación, levantamiento, hundimiento y deposición.

Las rocas metaigneas y metavolcánicas forman el componente más grande de cratones y tienen un alto contenido de sílice. Las rocas ígneas y volcánicas también tienen un alto contenido de sílice, pero con rocas no metamorfoseadas, la meteorización se vuelve más rápida y la movilización de iones está más extendida. Las rocas con alto contenido de sílice producen ácido silícico como producto de intemperismo. Hay pocos tipos de rocas que conduzcan a un enriquecimiento localizado de algunos de los elementos biológicamente limitantes como el fósforo (P) y el nitrógeno (N). La lutita fosfatada (<15% P2 O5 ) y la fosforita (> 15% P2 O5 ) se forman en cuencas anóxicas de aguas profundas que preservan la materia orgánica. [4] La piedra verde ( metabasalto), la filita y el esquisto liberan hasta un 30–50% de la reserva de nitrógeno. [5] 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 carbonatos y minerales evaporados conduce a niveles elevados de Mg2+ , HCO-3, Sr2+, Na+, Cl-y SO2−4 iones en solución acuosa.[4]

Atmósfera[editar]

En la pedosfera es seguro asumir que los gases están en equilibrio con la atmósfera.[4]​ Porque las raíces de las plantas y los microbios del suelo liberan CO2 al suelo, la concentración de bicarbonato (HCO
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) en las aguas del suelo es mucho mayor que en equilibrio con la atmósfera,[5]​ la alta concentración de CO2 y la presencia de metales en las soluciones del suelo da como resultado niveles de pH más bajos en el suelo. Los gases que escapan de la pedosfera a la atmósfera incluyen los subproductos gaseosos de la disolución del carbonato, la descomposición, las reacciones redox y la fotosíntesis microbiana. Las entradas principales de la atmósfera son sedimentación de procesos eólicos, lluvia y difusión de gas. La sedimentación eólica incluye cualquier cosa que pueda ser arrastrada por el viento o que permanezca suspendida, aparentemente indefinidamente, en el aire e incluye una amplia variedad de partículas de aerosol, partículas biológicas como polen y polvo hasta arena de cuarzo puro. El nitrógeno es el componente más abundante en la lluvia (después del agua), ya que el vapor de agua utiliza partículas de aerosol para nuclear las gotas de lluvia.[3]

Suelo en bosques[editar]

El suelo está bien desarrollado en el bosque como lo sugieren las gruesas capas de humus, la rica diversidad de árboles grandes y animales que viven allí. En los bosques, la precipitación excede la evapotranspiración, lo que resulta en un exceso de agua que se filtra hacia abajo a través de las capas del suelo. Las velocidades lentas de descomposición conducen a grandes cantidades de ácido fúlvico, lo que mejora en gran medida la meteorización química. La percolación hacia abajo, junto con la meteorización química, filtra magnesio (Mg), hierro (Fe) y aluminio (Al) del suelo y los transporta hacia abajo, un proceso conocido comopodzolización. Este proceso conduce a marcados contrastes en la apariencia y la química de las capas del suelo.[3]

Suelo en los trópicos[editar]

Los bosques tropicales ( selvas tropicales ) reciben más insolación y lluvia durante temporadas de crecimiento más largas que cualquier otro medio ambiente en la tierra. Con estas temperaturas elevadas, la insolación y la lluvia, la biomasa es extremadamente productiva, lo que lleva a la producción de hasta 800 gramos de carbono por metro cuadrado por año.[3] Las temperaturas más altas y las cantidades más grandes de agua contribuyen a tasas más altas de meteorización química. El aumento de las tasas de descomposición provoca la filtración de cantidades más pequeñas de ácido fúlvico y la lixiviación de metales de la zona de meteorización activa. Por lo tanto, en marcado contraste con el suelo en los bosques, los bosques tropicales tienen poca o ninguna podzolización y, por lo tanto, no tienen marcados contrastes visuales y químicos con las capas del suelo. En cambio, los metales móviles Mg, Fe y Al se precipitan como minerales de óxido dando al suelo un color rojo oxidado.[3]

Suelo en praderas y desiertos[editar]

La precipitación en los pastizales es igual o menor que la evapotranspiración y hace que el desarrollo del suelo opere en condiciones de sequía relativa.[3]​ Por tanto, se reduce la lixiviación y migración de los productos de la intemperie. Grandes cantidades de evaporación provocan la acumulación de calcio (Ca) y otros cationes grandes floculan los minerales arcillosos y los ácidos fúlvicos en el perfil superior del suelo. La arcilla impermeable limita la percolación descendente de agua y ácidos fúlvicos, reduciendo la meteorización química y la podzolización. La profundidad hasta la concentración máxima de arcilla aumenta en áreas de mayor precipitación y lixiviación. Cuando disminuye la lixiviación, el calcio se precipita como calcita (CaCO3 ) en los niveles más bajos del suelo, una capa conocida como caliche.

Los desiertos se comportan de manera similar a los pastizales, pero operan en condiciones de sequía constante ya que la precipitación es menor que la evapotranspiración. La meteorización química avanza más lentamente que en los pastizales y debajo de la capa de caliche puede haber una capa de yeso y halita.[3]​ Para estudiar los suelos en los desiertos, los pedólogos han utilizado el concepto de cronosecuencias para relacionar el tiempo y el desarrollo de las capas del suelo. Se ha demostrado que el P se lixivia muy rápidamente del sistema y, por lo tanto, disminuye con la edad.[6]​ Además, la acumulación de carbono en los suelos disminuye debido a tasas de descomposición más lentas. Como resultado, se reducen las tasas de circulación del carbono en el ciclo biogeoquímico.

Véase también[editar]

Referencias[editar]

  1. «Elissa Shart Levine, 2001, The Pedosphere As A Hub». Archivado desde el original el 14 de febrero de 2013. Consultado el 12 de abril de 2018. 
  2. Cooper, R. (1953). «The Role of Lichens in Soil Formation and Plant Succession». Ecology 34 (4): 805-807. JSTOR 1931347. doi:10.2307/1931347. 
  3. a b c d e f Schlesinger, W.H..; Bernhardt, E.S. (2013). Biogeochemistry: an analysis of global change (3rd edición). Oxford: Academic Press. ISBN 978-0123858740. 
  4. a b Faure, G., 1998, Principles and Applications of Geochemistry, 600 pp, Prentice-Hall, Upper Saddle River, NJ.
  5. Piñol, J.; Alcañiz, J.M.; Rodà, F. (1995). «Carbon dioxide efflux and pCO2 in soils of three Quercus ilex montane forests». Biogeochemistry 30 (3): 191-215. S2CID 91670150. doi:10.1007/BF02186413. 
  6. Lajtha, K.; Schlesinger, W.H. (1988). «The Biogeochemistry of Phosphorus Cycling and Phosphorus Availability Along a Desert Soil Chronosequence». Ecology 69 (1): 24-39. JSTOR 1943157. doi:10.2307/1943157. 

Enlaces externos[editar]