1.2: Génesis del Suelo

J.H. Ellis, miembro de la Sociedad Canadiense de Ciencias del Suelo 1963

Los canadienses en general tienden a ser personas bastante humildes y no son conocidos por grandes pronunciamientos de patriotismo o promoción propia. Es por esta razón que muy pocos conocen el trabajo “pionero” de un científico del suelo canadiense llamado Joseph Henry Ellis (1890-1973) cuyo trabajo y reflexiones avanzaron enormemente nuestra comprensión de los suelos del oeste de Canadá, y particularmente de Manitoba. En su libro Los suelos de Manitoba (publicado en 1938) describió su comprensión de por qué los suelos en Manitoba eran tan diversos y distribuidos como son:

“Los suelos son objetos naturales que se han desarrollado en la superficie de la tierra como resultado de la acción del clima sobre los depósitos geológicos que están bajo la influencia de la vida orgánica. Los suelos difieren del material geológico sobre el que se encuentran. Estas diferencias se muestran por las características físicas y químicas del suelo que pueden enumerarse bajo los rubros de color, textura, estructura, consistencia, intrusiones y concreciones o productos de meteorización del suelo, reacción, etc. La suma de estas características determina el tipo de suelo (suelo grupo).”

El profesor Ellis pasó a describir los factores que controlan la naturaleza y distribución de los suelos en Manitoba (p 14). Enumeró estos factores como:

1. “El clima, o la temperatura y humedad dentro del suelo”;
2. “La vegetación, que determina el tipo de materia orgánica añadida al suelo”;
3. “El material madre, o los depósitos geológicos que determinan los minerales sobre los que se forma el suelo, y a su vez afectan la textura, la capacidad de retención de agua y la reserva mineral”;
4. “La posición en la que se encuentra el suelo en relación con la topografía”;
5. “La presencia o ausencia de agua subterránea dentro del perfil del suelo”;
6. “La edad o duración del tiempo que el suelo ha estado bajo la influencia de su entorno”; y
7. “En el caso de los suelos cultivados —los efectos modificadores de la cultura o del trabajo del hombre”.

Contemporáneo del profesor Ellis en Estados Unidos, el profesor Hans Jenny (1899-1992) de la Universidad de California en Berkeley, publicó una obra en 1941 llamada Factores de formación de suelos: Un sistema cuantitativo de pedología (Jenny, 1941) en la que identificó lo que originalmente llamó Factores de Formación del suelo, posteriormente referida como Factores del Estado (Jenny, 1980). Identificó clima, organismos, relieve (topografía), material parental y tiempo como los cinco factores de formación del suelo que explicaron la distribución y naturaleza de los suelos. Tanto Hans Jenny en Estados Unidos como Joe Ellis en Canadá habían identificado factores similares para explicar la distribución y naturaleza de los suelos.

El extracto anterior fue adaptado de un artículo publicado originalmente por Les Fuller en 2010 (http://www.prairiesoilsandcrops.ca): Suelos chernozémicos de la región pradera del oeste de Canadá. Suelos y Cultivos de Pradera 3:37−45.

Sedimentos glaciales

Las grandes capas de hielo son responsables de la mayoría de los sedimentos en los que se han formado los suelos canadienses y de la forma de la propia superficie terrestre (Figura 2.2). La textura y mineralogía de los sedimentos glaciares son el resultado de la pulverización de la superficie subyacente del lecho rocoso por las capas de hielo; las capas de hielo rompen el lecho rocoso y luego lo muelen en pedazos cada vez más pequeños durante el transporte. Los dos tipos principales de rocas difieren mucho en la resistencia que ofrecen a las capas de hielo. Las superficies rocosas ígneas son generalmente mucho más resistentes a las perturbaciones de los glaciares, y producen sedimentos altos en grava y partículas del tamaño de arena dominantemente de cuarzo. Las rocas sedimentarias se pulverizan mucho más fácilmente y producen una mezcla de tamaños de partículas desde grava hasta arcilla.

Inicialmente la roca pulverizada fue transportada por las grandes capas de hielo y se produjo una considerable mezcla de roca triturada de diferentes fuentes. A este sedimento mixto se le llama till o morrena, que son términos sinónimos. Los materiales parentales morainales son, con mucho, los más comunes en Canadá (Figura 2.2). En áreas sustentadas por roca ígnea, la labranza está dominada por grava y material del tamaño de la arena (Sims y Baldwin, 1991); en las áreas de roca sedimentaria, las cajas son más comúnmente una mezcla de grava, arena, limo y partículas del tamaño de arcilla. La caja puede depositarse directamente como una capa basal debajo del hielo, como material que se funde de una masa de hielo estancada, o como material que fluye de la superficie de una masa de hielo estancada.

Al final de la glaciación de Wisconsinan la masa de hielo comenzó a derretirse más rápido que el nuevo hielo formado, y el frente del glaciar comenzó a retroceder (Dyke, 2004). El período de retroceso glacial produjo grandes cantidades de agua derretida, que talló canales en las superficies subyacentes de la caja y el lecho rocoso. El agua de fusión de los glaciares transportaba una alta carga sedimentaria, y este material se depositó en enormes llanuras aluviales y deltas. Los sistemas fluviales o fluviales se denominan generalmente sistemas fluviales y los depósitos de ríos glaciares se denominan sedimentos glacio-fluviales. Los sedimentos glacio-fluviales son más comunes en las provincias de la Pradera, pero se pueden encontrar en todo Canadá (Figura 2.2).

En algunos lugares, el agua de deshielo glacial fue incautada en lagos glaciares frente o incluso encima de las capas de hielo. Deltas de sedimentos gruesos se formaron en el punto donde los ríos ingresaron a los lagos glaciales, y el flujo reducido del agua ya no pudo suspender estos materiales más grandes. Arena fina, limo y sedimentos arcillosos se depositaron secuencialmente en las aguas relativamente tranquilas más alejadas de los lagos. Los sistemas lacustres se llaman sistemas lacustres y los depósitos de lagos glaciares se denominan sedimentos glacio-lacustres. Las áreas más extensas de depósitos glacio-lacustres se encuentran en Manitoba, el Cinturón de Arcilla de Ontario y Quebec, y alrededor del Gran Lago de los Esclavos en los Territorios del Noroeste (Figura 2.2). Las superficies glacio-lacustres más pequeñas ocurren en el sur de Saskatchewan y Alberta y los altos contenidos de limo y arcilla hacen que los suelos agrícolas sean excelentes.

En los márgenes continentales la superficie terrestre rebotó de la compresión causada por las grandes capas de hielo y áreas cercanas a la costa de sedimentos marinos fueron expuestas a la atmósfera y formación del suelo; estos se denominan sedimentos marinos o glacio-marinos. Las inundaciones del valle de San Lorenzo por el océano dejaron depósitos de arcillas glacio-marinas en partes orientales de la ecozona Mixedwood Plains alrededor de Ottawa y Montreal. La ecozona de la llanura de Hudson al sur de la Bahía de Hudson tiene sedimentos glacio-marinos superpuestos por depósitos de turba formados en el período posglacial.

En algunos lugares, la erosión glacial arrasó cualquier sedimento y dejó atrás las superficies rocosas expuestas (Figura 2.2). Estas superficies rocosas expuestas son más comunes en el Escudo Canadiense. La roca es también el material superficial en muchas partes de las montañas del oeste de Canadá. Debido al corto tiempo para el desarrollo del suelo en Canadá, se ha producido poca o ninguna alteración de la superficie de la roca expuesta.

Paisajes glaciales

Si bien las características del terreno más grandes, como la Cordillera occidental, los Montes Apalaches y las montañas del Alto Ártico son el resultado de episodios de construcción de montañas desencadenados por la tectónica de placas, la forma del paisaje en otras partes de Canadá es principalmente el resultado de la erosión y deposición glacial.

En la escala más amplia existen diferencias en las formas superficiales inducidas glacialmente entre las áreas sustentadas por rocas ígneas y las de roca sedimentaria. Las rocas ígneas resistentes producen cantidades limitadas de talones altos en arena y grava, y los talones son generalmente delgados y la superficie rodante subyacente del lecho rocoso es evidente. También hay muchos accidentes geográficos asociados con el flujo de agua en la parte delantera o dentro de la capa de hielo, como llanuras de desnivel y eskers (es decir, sedimentos de ríos que fluyen dentro de la masa de hielo).

En las regiones sustentadas por rocas sedimentarias, la pulverización de las rocas arrojó cantidades mucho mayores de sedimento glacial y a menudo hay poca expresión de la superficie subyacente del lecho rocoso. Por ejemplo, en las Praderas hay una banda de gruesos (100 a 300 m) de sedimentos glaciares que corre paralela al Escudo Canadiense y generalmente se adelanta a medida que nos desplazamos hacia el suroeste de las llanuras (Fenton et al., 1994). En el sur de Ontario, los sedimentos glaciares son más gruesos (200 — 260 m) en el contacto con el Escudo Canadiense y luego nuevamente en la ecorregión del Lago Erie Lowland. En áreas con depósitos glaciares espesos ocurren una variedad de formas superficiales asociadas con tipos específicos de deposición glacial (Cuadro 2.1).

Cuadro 2.1. Materiales y apariencia superficial de sedimentos glaciares mayores

El legado del Holoceno

Muchas áreas de la superficie terrestre canadiense han sido modificadas aún más por procesos geomórficos desde la glaciación, a través de las acciones del viento, el agua, la gravedad o la saturación (Cuadro 2.2) durante el Holoceno.

Cuadro 2.2. Materiales y apariencia superficial de los principales sedimentos posglaciales en Canadá

El viento puede ser un importante agente geomórfico, especialmente para sedimentos lacustres y fluviales dominados por limo y arena. Los geomorfólogos se refieren a la acción del viento como procesos eolios. Inmediatamente después de la acción del viento de la glaciación en llanuras aluviales y lagos desprendió el limo de la superficie y depositó capas de limo (o loess) a favor del viento del área de origen. Las áreas de Loess se encuentran en todo el mundo y a menudo son áreas agrícolas muy importantes, pero solo se encuentran áreas limitadas de loess post-glacial en Canadá; la única gran área mapeada en el mapa de material principal de Canadá se encuentra en el suroeste de Saskatchewan. Las gorras de loess delgadas (de 10 a 30 cm) son muy comunes en los paisajes alpinos y también en muchos paisajes árticos, pero son demasiado discontinuas para aparecer en el mapa nacional.

Los deltas glaciales y las llanuras aluviales también fueron fuentes de partículas del tamaño de arena que fueron erosionadas por el viento y luego depositadas en áreas típicas de dunas de arena. Algunas áreas como las Great Sand Hills de Saskatchewan permanecen activas hasta el día de hoy. Las áreas de dunas de arena también se encuentran comúnmente en las costas de los lagos y océanos modernos en todo Canadá.

El agua también es un agente geomórfico importante y es responsable de la creación de accidentes geográficos en las llanuras aluviales modernas en todo Canadá. Al igual que el viento, el agua transporta y separa los sedimentos en fracciones de diferentes tamaños, y las llanuras aluviales a menudo tienen áreas discretas de grava, arena, limo y deposición de arcilla. A menudo, las llanuras aluviales se construyen con el tiempo por diferentes eventos de inundación y se producen distintas capas de diferentes sedimentos; estos son denominados capas cumulicas por los científicos del suelo (Figura 2.3).

Dondequiera que ocurran pendientes relativamente pronunciadas, los sedimentos son transportados cuesta abajo por gravedad en un proceso conocido como coluviación. La textura de los depósitos coluviales refleja las propiedades del sedimento fuente. En zonas montañosas como la Cordillera Occidental es muy común el transporte colluvial de mantos de labranza, y estas capas colluviales suelen consistir en margas con un alto contenido de piedra.

Finalmente, una de las áreas más grandes de suelos envejecidos en el Holoceno es la Ecozona de Hudson Plains, la cual estuvo expuesta a la atmósfera y la formación del suelo a medida que el océano retrocedió debido al rebote de la superficie terrestre tras el derretimiento de las grandes capas de hielo. La recesión del océano está marcada por una serie de crestas de playa elevadas que marcan la antigua costa de la Bahía de Hudson.

Paleosoles y cambio climático

Los paleosoles (suelos antiguos) son suelos que se han formado bajo regímenes climáticos y de vegetación muy diferentes a los que se dan actualmente en una zona. Las propiedades de los paleosoles pueden ser utilizadas para reconstruir el clima pasado y son una herramienta importante en la investigación paleoclimática.

Solo unas pocas áreas de Canadá no estaban glaciadas y los suelos de estas regiones no glaciadas reflejan la formación del suelo durante períodos de tiempo mucho más largos que la mayoría de los suelos canadienses (Sanborn, 2016). El área centro-oeste del Yukón no estaba glaciada, y los paleosoles encontrados en esta área están más desarrollados que los suelos que se encuentran adyacentes a ellos en regiones glaciadas. Los paleosoles suelen tener un manto de loess sobre el suelo más viejo, y amplia evidencia de mezcla causada por procesos de heladas en el suelo (Figura 2.4) (Sanborn, 2016). La otra zona con suelos no glaciados son los Cypress Hills del suroeste de Saskatchewan, que no fueron anulados por glaciares. Nuevamente los paleosoles de Cypress Hills están mucho más desarrollados que los suelos adyacentes y también tienen una capa de loess que cubre las capas de suelo más antiguas (Figura 2.5) (Sanborn, 2016).

También se encuentran paleosoles donde la inestabilidad de la superficie terrestre durante el Holoceno ha llevado al entierro de las superficies terrestres y los suelos que se formaron en ellas. Los paleosoles enterrados se pueden encontrar en todo Canadá en depósitos fluviales y eolios. También son comunes en sedimentos colluviales (Figura 2.6), especialmente en zonas montañosas y en capas colluviales en paisajes inclinados en los pastizales de la ecorregión Pradera.

Cuadro 2.3. Composición de rocas ígneas promedio y tres suelos superficiales de mayor meteorización: los suelos forestales templados son los menos erosionados y los bosques tropicales los más erosionados. Todos los valores reportados como porcentajes. Adaptado de H.L. Bohn et al. (1979). Química del Suelo. John Wiley and Sons, Nueva York.

La principal fuente de hidrógeno es la reacción entre el dióxido de carbono gaseoso y el agua para producir ácido carbónico (H ₂ CO ₃), que se ioniza para formar bicarbonato (HCO ₃ ^—) e iones hidrógeno (discutido con más detalle en Pennock et al., 2010). Los iones de hidrógeno también son producidos por diversos ácidos orgánicos que se forman durante la descomposición de materiales orgánicos. Consulte el Capítulo 5 para mayor información sobre la reacción del suelo y el pH.

Los iones de hidrógeno actúan de distintas maneras sobre diferentes clases de minerales. Los minerales de silicato dominan la fracción mineral de los sedimentos formados a partir de rocas ígneas. El bloque de construcción básico de los minerales de silicato está formado por un catión de sílice rodeado por cuatro aniones de oxígeno (referencia a la sección sobre minerales arcillosos). Las diversas clases de silicatos son causadas por la inclusión de otros iones junto con las unidades básicas de sílice-oxígeno. Una clase importante de silicatos son aquellos que tienen una estructura de capas (es decir, filosilicatos) que se forman en la zona cercana a la superficie de la corteza terrestre a presiones y temperaturas mucho más bajas que muchos otros minerales de silicato. Esta clase de minerales generalmente se llama los minerales arcillosos, lo cual es algo desafortunado ya que la arcilla también se refiere a un rango de tamaño de partículas minerales también.

Los minerales de silicato con alto contenido de cationes de fácil desplazamiento (p. ej., Na ⁺ y K ⁺) experimentan colapso de su estructura después del desplazamiento de cationes y el mineral se desintegra. En el otro extremo, el cuarzo está compuesto únicamente por sílice y oxígeno y es el mineral de silicato más resistente a la intemperie; de hecho, muchos de los paisajes más erosionados del mundo están dominados por minerales de cuarzo del tamaño de la arena (Paton et al., 1996). De ahí que en la mayoría de las condiciones en Canadá, el cuarzo se vea poco afectado por los procesos de meteorización La meteorización de minerales arcillosos en suelos canadienses se restringe en gran medida a suelos podzólicos ácidos donde ocurren transformaciones y pérdidas de minerales arcillosos a través de la intemperie en el horizonte superficial blanqueado (Kodama, 1979).

Los sedimentos formados a partir de rocas sedimentarias contienen altos contenidos de carbonatos minerales y sales más solubles junto con minerales de silicato. Los más importantes en el contexto canadiense son los carbonatos y las sales más solubles formadas a través de la precipitación de iones en mares y lagos antiguos. En comparación con los minerales de silicato, los carbonatos y sales se disuelven fácilmente en agua (es decir, son solubles); por lo tanto, se desgastan fácilmente en el suelo.

La clase final de minerales no silicatos son óxidos de aluminio y hierro. La mayoría de los óxidos metálicos son productos de meteorización de silicatos ígneos primarios y son dominantes en suelos fuertemente erosionados como los de áreas subtropicales y tropicales. Debido a que casi todos los suelos canadienses son relativamente jóvenes (en términos geológicos), los óxidos de hierro y aluminio son menos comunes en los suelos canadienses pero son importantes en la formación de color en suelos forestales ácidos y suelos saturados de agua.

Los cationes liberados por la meteorización mineral están disponibles para ser absorbidos por la absorción de plantas, movidos por el agua móvil del suelo lateral o verticalmente, o reaccionar con otros iones para formar nuevos minerales secundarios. Los cationes de baja valencia como el sodio (Na ⁺) son más fácilmente liberados por la intemperie y son los más propensos a permanecer en solución y, por lo tanto, ser removidos del suelo en el proceso de lixiviación. Cationes como calcio (Ca ²⁺) y magnesio (Mg ²⁺) se liberan por meteorización en la parte superior del suelo, pero típicamente se reforman como minerales carbonatados secundarios más bajos en el suelo. Los iones de valencia superior (Fe ³⁺ y Al ³⁺) son los más propensos a permanecer en su lugar y formar nuevos minerales secundarios del suelo. Estos minerales secundarios dominan suelos más antiguos y más erosionados fuera de Canadá.

Papel del agua y los organismos en la transformación química de los materiales del suelo

El ácido carbónico (un importante impulsor de la hidrólisis en los suelos) resulta de la reacción inicial del agua y el dióxido de carbono. Generalmente, cuanto mayor sea la disponibilidad tanto de agua como de dióxido de carbono, mayor será la cantidad de hidrólisis y por lo tanto la meteorización de los minerales del suelo que se producirán. Las plantas y organismos que viven en el suelo contribuyen a la hidrólisis elevando la concentración de CO ₂ en la capa superior del suelo de 10 a 100 veces los niveles atmosféricos, aumentando así la concentración de H ⁺. Generalmente, la meteorización mineral será mayor donde la disponibilidad de agua y dióxido de carbono sea mayor; por ejemplo, en la selva costera lluviosa de Columbia Británica. El menor desgaste ocurrirá donde tanto el agua como el CO ₂ son los más limitados, como los suelos muy secos y fríos del Ártico alto.

Los organismos también aceleran la meteorización a través del proceso de quelación donde ciertas moléculas orgánicas causadas por la descomposición forman complejos con cationes minerales (especialmente iones relativamente inmóviles como el hierro y el aluminio) y los extraen de estructuras minerales. Estos complejos mineral-orgánicos se pueden mover a través de la parte superior del suelo y depositarse más profundamente en el perfil del suelo. Los líquenes son muy activos en la promoción de la quelación, y suelen ser colonizadores tempranos de las superficies del suelo.

Suelos Forestales

En los biomas boscosos, la gran mayoría de OM fresca se agrega a la superficie del suelo en forma de hojas caídas, ramas y árboles muertos. El MO recién agregado sufre descomposición por animales y microorganismos del suelo y típicamente la estera orgánica en la superficie del suelo está estratificada, con OM fresco en la parte superior y material altamente descompuesto directamente sobre la superficie mineral del suelo. El grado de descomposición depende del agua disponible, la temperatura y la naturaleza del MO agregado a la superficie.

Para la mayoría de los biomas boscosos en Canadá, el OM no se incorpora a la capa mineral debajo y hay un contacto agudo entre los dos. La mezcla de las dos capas no ocurre porque no hay organismos que habiten el suelo (como lombrices de tierra o pequeños mamíferos) que provoquen la mezcla. Las lombrices de tierra fueron eliminadas de los suelos en el norte de América del Norte por las grandes capas de hielo y solo están recolonizando lentamente las partes del sur de Canadá. Los pequeños mamíferos que viven parte de sus vidas dentro del suelo también están ausentes en gran parte de los sitios boscosos (Zaitlin y Hayashi, 2012). En áreas de Canadá donde las lombrices de tierra han invadido sitios boscosos (como el sur de Ontario y Quebec), el OM se incorpora a la capa mineral superficial y se produce una capa superficial mixta orgánico-mineral (informalmente llamada mull por los científicos del suelo) (Figura 2.12). Donde las lombrices de tierra están ausentes, la estera orgánica en cambio forma un contacto agudo y distinto con la capa mineral; las capas de hojarasca de este tipo se llaman informalmente mor (Figura 2.13). Moder es una forma de capa orgánica intermedia entre mor y mull. Un excelente recurso en línea para distinguir entre estas tres formas se encuentra en el sitio web Virtual Soil Science Learning Resources Forest Floor.

La naturaleza de los materiales parentales (es decir, sedimentos derivados de rocas ígneas versus los de rocas sedimentarias) controla fuertemente las vías genéticas del suelo de los biomas boscosos. Los sedimentos glaciares derivados de rocas ígneas generalmente están dominados por arena de cuarzo y los minerales de silicato del tamaño de la arena y las sales y carbonatos están ausentes. Por lo tanto, estos suelos tienen poca capacidad inherente para neutralizar la hidrólisis por iones de hidrógeno en el agua del suelo. Los altos niveles de iones de hidrógeno (o acidez) se ven aumentados aún más por la descomposición de materiales orgánicos, que liberan ácidos orgánicos de la OM.

La reacción entre los ácidos en el agua del suelo y el material de la superficie arenosa produce una vía genética característica (Figura 2.14). Inicialmente, los ácidos reaccionan con partículas de hierro muy finas, las cuales forman pieles delgadas, rojizas o de color marrón rojizo sobre los granos de cuarzo resistentes (Paton et al., 1996. p. 125). Esto provoca un enrojecimiento general de la parte superior del suelo. En la segunda etapa, las moléculas orgánicas producidas por descomposición forman complejos con los recubrimientos de hierro y los despojan de los granos de cuarzo, provocando el blanqueo de la capa superior del suelo. Esta capa blanqueada presenta característicamente colores grisáceos o blancos grisáceos.

En la tercera etapa, los complejos hierro-orgánicos se transfieren más profundamente al suelo donde se depositan, creando una capa de compuestos orgánicos concentrados y hierro (y, en menor medida, aluminio). Estas capas deposicionales tienen colores negros o rojizos, y el contraste de color con la capa blanqueada superpuesta es muy llamativo (Figura 2.14). El proceso de formación de complejos orgánico-minerales en la parte superior del suelo y su transferencia y deposición en el suelo subyacente se denomina podzolización (Sanborn et al., 2010, p. 857-866). La capa superior, donde se pierde hierro de los granos de cuarzo, es un ejemplo de un horizonte eluvial; la capa subyacente, donde se agregan los horizontes orgánico-minerales, en un horizonte iluvial.

La vía genética es muy diferente para suelos formados en sedimentos derivados de rocas sedimentarias. Estos sedimentos suelen ser ricos en carbonatos como el carbonato de calcio (CaCo ₃) y tienen texturas arcillosas (es decir, una mezcla de arena, limo y arcilla). Inicialmente los carbonatos se encuentran en todo el perfil del suelo y actúan para neutralizar (o amortiguar) los ácidos producidos por descomposición orgánica. Este proceso de neutralización destruye gradualmente los minerales carbonatados y se forma una capa de material libre de carbonato en la superficie del suelo y se espesa con el tiempo. Los iones de calcio liberados por la intemperie son transportados a profundidad en el perfil del suelo donde se vuelven a formar nuevos minerales secundarios de carbonato de calcio (Figura 2.15). La pérdida de calcio de la parte superior del suelo se denomina descalcificación y la ganancia de carbonato de calcio recién formado a profundidad se llama calcificación.

La pérdida de carbonato de calcio de la parte superior del suelo crea un ambiente químico del suelo más ácido en el suelo superior que permite que partículas muy finas del tamaño de arcilla sean liberadas en el agua del suelo y transportadas a la capa subyacente del suelo, donde se depositan. Este proceso de transferencia de arcilla (llamado lessivage) crea capas con texturas contrastantes — menor contenido de arcilla en la capa eluvial superior y mayor contenido de arcilla en la capa iluvial (Figura 2.16) (Lavkulich y Arocena, 2011). Estas capas de contraste de textura también pueden ocurrir debido a la estratificación de sedimentos durante los períodos glaciales o del Holoceno, por ejemplo, cuando se deposita un limo a base de viento sobre una caja arcillosa subyacente. Los científicos del suelo llaman a estos horizontes estratificados discontinuidades litológicas. No existe un método basado en campo para distinguir entre horizontes textura-contraste causados por el lessivaje y los debidos a discontinuidades litológicas y de hecho el lessivaje bien puede ocurrir en un perfil con una discontinuidad litológica.

Los biomas boscosos también contienen muchos sitios donde se forman estanques de agua y humedales. Las vías genéticas de estos suelos húmedos difieren mucho de las ubicaciones de bosques mejor drenados discutidas anteriormente y se discuten por separado a continuación.

Suelos de humedales

Los humedales son una característica común del paisaje canadiense (Figura 2.17). A nivel mundial, una de las mayores extensiones de humedales se encuentra en la ecozona de la Llanura de Hudson al sur de la Bahía de Hudson. Los humedales también son muy comunes en el contacto entre las llanuras del oeste de Canadá y el Escudo Canadiense; muchos ríos que fluyen hacia el norte desde las llanuras no pueden tallar canales a través de las resistentes rocas ígneas del Escudo y los estanques de agua en el contacto. También hay innumerables pequeños humedales distribuidos en casi todos los paisajes de Canadá debido a las irregularidades topográficas a escala local.

La presencia de periodos prolongados de saturación de agua en el perfil del suelo altera fundamentalmente la vía tanto de descomposición de MO como de meteorización mineral (Bedard-Haughn, 2011, p. 768-773). Los microorganismos descomponen el material orgánico para alimentarse de los nutrientes y la energía contenidos dentro de la MO. La energía (en forma de electrones) que se libera durante la descomposición debe ser captada por otros iones o compuestos orgánicos o bien la descomposición es incapaz de continuar. En suelos con oxígeno en el espacio poroso del suelo (llamadas condiciones aeróbicas), el oxígeno mismo toma los electrones y la descomposición continúa hasta que solo quedan compuestos orgánicos altamente resistentes. Donde el agua desplaza el oxígeno en el espacio de poro (llamadas condiciones anaeróbicas), se deben usar aceptores de electrones alternativos en su lugar. El aceptor de electrones minerales más común es el hierro (Fe). En suelos aeróbicos, el Fe se presenta como Fe ³⁺ y es responsable de los colores rojizos que se encuentran en los suelos. En condiciones anaerobias el ion Fe ³⁺ acepta un electrón y su carga se reduce a Fe ²⁺. Esta forma de hierro es móvil y se puede transferir dentro del suelo, y la pérdida de hierro crea colores opacos del suelo, a menudo con un tono gris azulado. Si un suelo se vuelve parcial o totalmente aeróbico (cuando el agua drena de la columna del suelo) parte del hierro reducido puede volver a oxidarse a un estado rojizo, dando al suelo en general un aspecto moteado (Figura 2.18). Los procesos complejos asociados con estas transformaciones de estado químico se denominan procesos redox (reducción-oxidación), y en la ciencia del suelo se conocen como brillos. Consulte la sección Procesos de Oxidación-Reducción (Redox) en el Capítulo 5 para obtener más información sobre estos procesos.

En suelos con saturación prolongada de agua, todos los aceptores de electrones minerales pueden agotarse finalmente y la descomposición orgánica cesa esencialmente. Una estera orgánica en gran parte no descompuesta (llamada turba) comienza a acumularse a partir de la superficie mineral del suelo y puede alcanzar hasta varios metros de espesor (Tarnocai, 1990; Kroetsch et al., 2011, p. 814-816) (Figura 2.19). Los procesos de descomposición muy lentos producen metano (CH ₄), que es un importante gas de efecto invernadero. A menudo, la estera orgánica contendrá capas con diferentes grados de descomposición, que van desde material casi completamente no descompuesto (llamado material fíbrico), material parcialmente irreconocible (mésico), hasta material en gran parte irreconocible (material húmico). En algunos casos el material orgánico se mezcla con partículas minerales, creando suelos de barro.

En el norte de Canadá, la acumulación de material orgánico es muy común debido a las bajas tasas de evapotranspiración y la conversión natural de los bosques en humedales está muy extendida. En última instancia, los musgos Sphagnum se convierten en la vegetación dominante en el paisaje y pueden ocurrir gruesas esteras orgánicas. Este proceso de desarrollo orgánico del suelo se denomina paludificación.

En lugares más al sur (como las ecozonas Prairie y Mixedwood Plains), las temperaturas más cálidas y, por lo tanto, las tasas de descomposición más altas impiden la formación de gruesas esterillas orgánicas. Los suelos de humedales en estos lugares son, en cambio, suelos típicamente minerales con colores de suelo (colores opacos, moteado) que reflejan las condiciones de gley.

Un tipo final de depósito orgánico espeso se asocia con condiciones húmedas (típicamente 3000-4000 mm de precipitación por año) en la selva costera de la ecozona marítima del Pacífico de Columbia Británica. La exuberante selva costera produce grandes cantidades de material orgánico y los altos niveles de lluvia retardan la descomposición, lo que lleva a una espesa acumulación de materiales orgánicos derivados del bosque (llamados materiales fólicos) (Fox y Tarnocai, 2011, p. 828-234).

Suelos de Tundra y Cordillera Ártica

En el clima frío del Ártico canadiense, los procesos de formación del suelo discutidos anteriormente (por ejemplo, descomposición de materia orgánica, transformaciones de minerales) siguen presentes pero ocurren a tasas muy lentas debido a las bajas temperaturas anuales y al corto periodo libre de heladas. Los suelos en estas regiones tienen capas permanentemente congeladas (llamadas permafrost) dentro de ellas y cualquier agua en estas capas se congela. La presencia de hielo conduce a procesos únicos de formación de suelo, que generalmente se denominan procesos criogénicos.

El principal proceso criogénico que afecta las propiedades del suelo es la mezcla (o crioturbación) causada por el crecimiento de lentes de hielo en el suelo (Tarnocai y Bockheim, 2011, p. 750-757). Cuando se forma hielo en el suelo, atrae agua del suelo no congelada a lo largo de un gradiente térmico hacia el frente de hielo. Esto hace que la lente de hielo crezca y desplace el material mineral y orgánico del suelo, mezclando el suelo en la interfaz hielo-agua (Figura 2.20). Esta mezcla es más pronunciada en la capa superficial del suelo, que sufre descongelación y congelación estacional y se llama capa activa. La presión ejercida por el hielo también provoca la clasificación de fragmentos de roca gruesa en el suelo y la aparición de características únicas como círculos y polígonos de piedra, montículos de tierra y polígonos de cuña de hielo. La turbación es más pronunciada en suelos arcillosos y de textura fina, y aunque el permafrost ocurre en suelos de arena y grava de textura gruesa, los suelos suelen mostrar poca o ninguna evidencia de crioturbación.

En el límite sur de la tundra en la región ecológica de Taiga, el permafrost se vuelve discontinuo en el paisaje, con parches de permafrost en posiciones de paisaje inferior y suelos no permafrost en tierras altas. Debido a la dependencia del permafrost en condiciones de congelación prolongada, es muy probable que estas áreas de transición se vean afectadas por el aumento de las temperaturas debido al calentamiento global inducido por el hombre.

Condiciones similares ocurren en elevaciones altas en la Cordillera occidental y suelos de permafrost también ocurren en la tundra alpina. La tundra alpina puede ser el hogar de mamíferos excavadores y a menudo se presenta una capa superficial turbada con alto contenido de materia orgánica.

Suelos de pastizales

La mayor extensión de pastizales (o al menos antiguos pastizales, ya que gran parte de esta área se ha cultivado) en Canadá es la ecozona Praderas. La ecozona Praderas está sustentada por rocas sedimentarias dominadas por lutitas marinas ricas en arcilla y piedra caliza y por lo tanto los sedimentos glaciales y del Holoceno que se encuentran en la región son normalmente altos en carbonatos y (en algunos lugares) otras sales más solubles. Los accidentes geográficos de las praderas están formados dominantemente por deposición glacial e incluyen extensas áreas de morrena, arenas glacio-fluviales y limos y arcillas glacio-lacustres (Figura 2.2). El ochenta y uno por ciento de las tierras agrícolas de Canadá se encuentra en las tres provincias de las praderas (160 Mha en total; 62 Mha en Saskkatchewan, 51 Mha en Alberta y 18 Mha en Manitoba; Censo 2011).

Dos grupos de procesos de formación de suelo dominan esta región: (1) adiciones de OM debajo del suelo de pastos (es decir, raíces fibrosas) y posterior mezcla por animales y (2) meteorización de carbonatos y sales y su transporte a través del suelo y paisaje (Pennock et al., 2011, p. 725-732). También hay dos vías genéticas adicionales que se encuentran en áreas específicas, una asociada con la mezcla física debido al alto contenido de arcilla y la otra por el efecto de los altos niveles de sodio del suelo (Na ⁺) en la formación del suelo.

La mayor parte de la biomasa en los pastos se encuentra bajo tierra en sus extensos sistemas radiculares, lo que refleja la necesidad de que los pastos exploten plenamente el suelo para obtener agua en esta región de importante déficit hídrico. En el ejemplo mostrado en la Figura 2.21 (Slobodian et al., 2002) las partes aéreas de las gramíneas tuvieron una biomasa de 1,060 g m ^-2, en comparación con 2,532 g m ^-2 debajo del suelo en los sistemas radiculares. A medida que las raíces envejecen y mueren son transformadas por microorganismos a través de un complejo conjunto de procesos en humus resistente, que puede almacenarse durante cientos de años en el suelo. El almacenamiento del carbono orgánico del suelo (SOC) es varias veces mayor que el material radicular vivo en el suelo (Figura 2.21).

Las entradas de MO debajo del suelo en la parte superior del suelo son entonces turbadas por la acción de mamíferos que habitan en el suelo (como hormigas, ardillas terrestres, tejones, topos) y normalmente el suelo superior enriquecido orgánicamente es más mezclado y se extiende más profundamente que las propias capas de raíces (Figura 2.21). A menudo, la evidencia de animales excavadores en forma de madrigueras rellenas es evidente en estos suelos de pastizales (Figura 2.22).

La descomposición de la biomasa radicular también conduce a altos niveles de gas CO ₂ en la parte superior del suelo, contribuyendo también a la destrucción de sales y carbonatos por hidrólisis química. Como se discutió anteriormente, las sales como la halita se degradan fácilmente y liberan cationes como Na ⁺ en la solución del suelo, donde se puede lixiviar del suelo al agua subterránea. El mineral carbonato principal CaCo ₃ se disuelve más lentamente en la parte superior de la columna del suelo y el ion Ca ²⁺ se transfiere más profundamente al suelo, donde normalmente precipita de la solución y reforma los minerales secundarios de carbonato de calcio. Por lo tanto, los suelos de pastizales normalmente tienen un área de agotamiento de carbonato en la parte superior del suelo y concentración de carbonato menor en el perfil del suelo.

Los iones de sodio más móviles se transportan a través del sistema de agua subterránea para distancias que van desde unos pocos cientos de metros hasta muchos kilómetros. En última instancia, el sistema de flujo de agua subterránea puede llevar a que sean devueltos a la superficie del suelo (denominada descarga de agua subterránea) (Capítulo 4). La evapotranspiración continuada del agua subterránea de descarga puede llevar a aumentar los niveles de sales del suelo a través del tiempo (denominada salinización) y estos altos niveles de sales pueden ser perjudiciales para el crecimiento de las plantas (Figura 2.23).

El sodio también es responsable de un conjunto distinto de procesos de formación de suelos típicos de áreas donde el lecho rocoso rico en sodio se encuentra cerca de la superficie del suelo o donde el agua subterránea rica en sodio llega a la superficie del suelo (Acton, 1990; Miller y Brierley, 2011). Cuando el sodio se une a partículas reactivas de arcilla, hace que la arcilla se libere de la masa del suelo al agua de poro del suelo (Capítulo 5) y la arcilla saturada de sodio está sujeta a transporte desde la capa superficial hasta las capas inferiores del suelo. Este proceso (llamado solonización) conduce a la formación de una capa enriquecida con arcilla y alto contenido de sodio más profunda en el suelo. Una vez que esta capa se ha formado, puede provocar una pronunciada meteorización mineral y decoloración de la capa superpuesta y la creación de un horizonte eluvial distinto de color gris; este proceso se denomina solodización (Figura 2.24). Consulte la sección Salinidad y Sodicidad en el Capítulo 5 para obtener más información sobre estos procesos.

Un proceso final distintivo de formación del suelo asociado a los pastizales es la mezcla física del suelo causada por la contracción e hinchazón de algunos minerales arcillosos (Brierley et al., 2011). Muchas ubicaciones en las praderas tienen sedimentos glacial-lacustres con alto contenido de arcilla esmectita. Las arcillas esmectitas se originan en el lecho rocoso marino que se encuentra en toda la región de la Pradera. Estos minerales arcillosos pueden absorber agua (e hincharse) cuando el suelo está saturado y liberar agua (y encogerse) cuando el suelo está seco. Este proceso físico provoca el agrietamiento del suelo (Figura 2.25) cuando el suelo está seco y la turbación (a veces denominada argillipedoturbación o autoacolchado) del suelo cuando el suelo está húmedo, lo que lleva a la inversión del material del suelo. La turbación mezcla el material superficial del suelo y evita la formación de horizontes de suelo distintos con límites claros con horizontes adyacentes. Este conjunto de procesos se denominan procesos vérticos.

Los pastizales también tienen innumerables humedales asociados a ellos y estos humedales son hábitats importantes para las aves migratorias. Los humedales de la ecozona Pradera se secan periódicamente; por lo tanto, los depósitos de OM no se forman, sino que están dominados por suelos minerales que muestran rasgos deslumbrantes (colores opacos, moteado).

Formación de la Estructura del Suelo

Como se discutió en el Capítulo 4, la estructura del suelo juega un papel muy importante en la formación de poros que, en consecuencia, impactan el movimiento del aire, el gas y el agua en el suelo, así como la capacidad de las raíces para penetrar en el suelo para extraer agua y nutrientes. La estructura inicial de un suelo se hereda de los sedimentos progenitores, pero muchos de los procesos de formación del suelo discutidos anteriormente conducen a arreglos distintivos (llamados agregados o peds) de materiales minerales y orgánicos y poros del suelo (Figura 2.26).

La propiedad clave del sedimento parental que influye en los tipos de agregados formados es el contenido de arcilla. Las partículas de arcilla son reactivas (debido a su pequeño tamaño y presencia de cargas en sus superficies) y pueden unirse en unidades estructurales grandes y estables. Los suelos dominados por partículas del tamaño de arena son en gran parte no reactivos; por lo tanto, los suelos arenosos tienen agregados débilmente desarrollados y fácilmente alterados (si están presentes).

Dos conjuntos de procesos de formación de suelo modifican la estructura inicial derivada de sedimentos. El primero es la adición, transformación y mezcla de OM que ocurre en suelos de pastizales, suelos de tundra (debido a pequeños mamíferos) y en suelos forestales donde las lombrices de tierra han invadido los bosques (como en el sur de Ontario y Quebec). La densa red radicular de gramíneas actúa como red para unir material sólido del suelo y los organismos más grandes del suelo, como las lombrices de tierra, crean agregación del suelo al ingerir y excretar el material del suelo. El resultado de estos agentes es la formación de agregados granulares relativamente sueltos (Figura 2.26), y dicha estructura del suelo es muy adecuada para la penetración y crecimiento de las raíces.

El segundo haz de procesos son los procesos físicos, especialmente los asociados con la congelación y descongelación del agua del suelo y la hinchazón y contracción de minerales arcillosos. En algunos casos la congelación y descongelación en el horizonte eluvial blanqueado en suelos forestales crea una estructura laminar horizontalmente estratificada (Figura 2.26). En suelos arcillosos o arcillosos los procesos físicos crean una variedad de tamaños y formas de agregados (Figura 2.26). En algunos casos (como los suelos altos de Na+ de pastizales), las unidades estructurales se vuelven tan densas que impiden la penetración de las raíces y limitan el crecimiento de las plantas (capa rica en arcilla en la Figura 2.25). Otro ejemplo de unidades estructurales limitantes del crecimiento ocurre en paisajes boscosos donde la deposición de compuestos orgánicos de hierro y arcilla puede obstruir los poros del suelo y solidificarse en una masa casi sólida. Dependiendo del tipo de agente cementante estas características se denominan horizonte durico u horizontes plácicos.

Aparentes unidades estructurales causadas por la actividad humana, como el cultivo, se denominan terrones, que no cohere de la misma manera que las unidades estructurales que se forman de forma natural.

La actividad humana como factor formador de suelos

En lo que va de este capítulo solo hemos considerado la formación de suelos bajo condiciones naturales pero en muchas partes de Canadá los suelos también han sido transformados por el uso humano. El impacto de los humanos en la formación del suelo ha sido más pronunciado desde que comenzaron los asentamientos por los europeos. Inicialmente este impacto fue en gran parte a través de la conversión de la tierra a la agricultura y la explotación de los bosques pero en los siglos XIX y XX también se hizo importante el impacto de la minería y la explotación petrolera En el siglo XX la gran expansión de las áreas urbanas también ha afectado profundamente el paisaje del suelo.

La conversión de pastizales y paisajes boscosos a la producción agrícola afecta casi todos los procesos que ocurren en el suelo. En términos de génesis del suelo, el impacto casi universal de la conversión agrícola es una pérdida de SOM debido a los efectos combinados de la ruptura de agregados y la exposición del SOM a la descomposición microbiana y la descomposición microbiana acelerada y erosión del suelo (discutidos a continuación). Estudios a nivel mundial han demostrado que un promedio de alrededor del 30% del carbono orgánico original del suelo se pierde cuando se produce la conversión de bosque o pastizales a tierras de cultivo (FAO, 2019). En sitios boscosos con hojarasca tendida en la superficie, el aclaramiento de árboles y el arado incorpora parte de la capa de hojarasca al suelo, dando como resultado un horizonte superficial mineral orgánicamente enriquecido.

El desbroce de la superficie terrestre también conduce a un aumento en la erosión del suelo por el agua, el viento y la labranza. La erosión del suelo es el desprendimiento y transporte del suelo desde una posición y su deposición a otra parte (FAO, 2019). La erosión hídrica implica el desprendimiento del suelo y el transporte por agua. El suelo puede desprenderse tanto por el impacto de las gotas de lluvia como por el flujo de agua, y el transporte es por el agua que fluye en la superficie. Donde el agua se concentra en la superficie del suelo, los canales se pueden incidir en la superficie, creando arroyos poco profundos (Figura 2.27A) o barrancos más profundos (Figura 2.27B). El suelo erosionado puede depositarse dentro del campo o en el borde del campo pero en algunos casos se transporta directamente a los sistemas de arroyos, donde causa muchos problemas ambientales.

En la erosión eólica el propio viento desprende y transporta partículas de suelo. La erosión eólica puede ocurrir en cualquier lugar donde el suelo esté seco y desnudo y la superficie del suelo sea plana. Los peores episodios de erosión eólica en Canadá ocurrieron en la parte sur de la ecozona Pradera en la década de 1930 (de ahí, los Dirty Thirties) y llevaron al abandono generalizado de la tierra y la despoblación.

La erosión de labranza es un tipo de erosión más insidiosa. Las operaciones de labranza por los implementos agrícolas eliminan inexorablemente el suelo de las laderas superiores y lo depositan en posiciones de menor pendiente durante las operaciones agrícolas, sin embargo, los efectos de cualquier operación son casi indetectables (FAO, 2019).

En cuanto a la formación del suelo, el principal efecto de la erosión del suelo es eliminar parte del suelo superficial enriquecido orgánicamente. En la erosión de labranza la cantidad de suelo removido en un año puede ser muy pequeña (0.5 a 1 mm) pero el efecto acumulativo año tras año puede ser sustancial. En la erosión hídrica, los arroyos y barrancos pueden eliminar parte o la totalidad de la capa enriquecida orgánicamente, al igual que la erosión eólica durante eventos muy severos. Esta pérdida (o truncamiento) de la capa superficial conduce a una pérdida de la parte más fértil del suelo para la producción vegetal. También puede acercar a la superficie una capa de suelo inferior limitante del crecimiento (por ejemplo, con altos niveles de sodio), reduciendo aún más el crecimiento de las plantas. Donde la deposición de suelo erosionado ocurre en posiciones de pendiente inferior, la capa superior del suelo se vuelve excesivamente engrosada de manera antinaturalmente. Estos se denominan suelos cumulicos (Figura 2.28). Consulte el Capítulo 14 (Mineralogía del Suelo) para obtener más información sobre las transformaciones de minerales por meteorización.

Las actividades de extracción y transporte de recursos como la minería de minerales o para el desarrollo de betún o ductos también alteran fundamentalmente el suelo, en algunos casos al excavar completamente el suelo y el sedimento subyacente. Actualmente, se colocan regulaciones para requerir algún nivel de reconstrucción de un suelo pero inevitablemente el suelo construido diferirá del perfil original del suelo. Los suelos que resultan con una interrupción importante de las actividades humanas se denominan antropogénicos (es decir, formados por humanos).

Un impacto final (en todos los sentidos de la palabra) de los humanos en la génesis del suelo es el despojo completo y/o entierro de los suelos que ocurre donde se construye infraestructura como casas, carreteras y centros comerciales. Esta pérdida irrevocable de suelo se denomina sellado del suelo y a nivel mundial es una de las principales amenazas para el suelo. En Europa, por ejemplo, el sellado del suelo se juzgó en 2015 (Montanarella et al., 2016) como la mayor amenaza para el suelo en esa región. En Canadá, las mayores áreas de desarrollo urbano también corresponden a nuestros suelos más productivos y de ahí que esta destrucción del suelo inducida por el hombre también sea una preocupación importante aquí (Montanarella et al., 2016).

Génesis del Suelo en Terreno No Glaciado

Las vías genéticas que se encuentran en Canadá también son comunes en otros paisajes glaciares del hemisferio norte, aunque la duración de la formación del suelo suele ser más larga en las partes del norte de Europa y Asia que en Canadá debido a las diferencias en el momento de las glaciaciones. La formación de suelos en regiones más allá del margen de las grandes capas de hielo del Norte puede, sin embargo, diferir mucho de las regiones glaciadas, y la génesis de estos suelos no glaciados es clave para comprender los problemas particulares de manejo que ocurren en estas regiones.

La vía dominante (en términos de área) de formación de suelo en regiones no glaciadas está asociada con regiones subtropicales y tropicales, que tienen patrones de lluvia húmeda a húmeda, temperaturas cálidas consistentes y viejas superficies terrestres donde la formación de suelo ha estado ocurriendo por cientos de miles a millones de años. Una diferencia adicional es que los suelos en estas regiones a menudo se desarrollan directamente en las rocas presentes en la superficie, mientras que muchos suelos canadienses se han desarrollado en sedimentos glaciares espesos que están ausentes de paisajes no glaciares. Por lo tanto, grandes diferencias en el desarrollo del suelo pueden ocurrir en las proximidades debido a la presencia de diferentes cuerpos rocosos en la superficie. Estos paisajes también suelen tener muchos agentes activos de turbación como las termitas y las hormigas y los efectos de la turbación pueden ser muy pronunciados.

En paisajes relativamente jóvenes y menos erosionados, la transferencia de arcilla en el suelo está muy bien desarrollada y se produce una gruesa capa de acumulación de arcilla en los horizontes medios del suelo. Sin embargo, debido a la abundante humedad y temperaturas cálidas en las regiones subtropicales y tropicales, procesos como la translocación de arcilla y la meteorización química de los minerales del suelo heredados de los materiales parentales son muy avanzados. La meteorización química de los minerales de silicato destruye muchos de los minerales originales como los feldespatos u olivinos, y se produce la neoformación de óxidos de hierro y aluminio, lo que da a estos suelos un fuerte tono rojo (Figura 2.29). Junto con la destrucción de los minerales de silicato, muchos de los cationes base (Ca ²⁺, Mg ²⁺, Na ⁺, K ⁺) han sido lixiviados fuera del perfil del suelo, por lo que estos suelos son generalmente menos inherentemente fértiles que los suelos canadienses. Los suelos con estas características son comunes en el sureste de Estados Unidos y gran parte del sudeste asiático. Consulte el Capítulo 14 (Mineralogía del Suelo) para obtener más información sobre las transformaciones de minerales por meteorización.

La etapa final de esta vía genética está asociada con áreas de América del Sur y África alrededor del ecuador. La meteorización química de los propios minerales arcillosos se produce y la sílice se elimina de los propios minerales arcillosos en el proceso de desilicación. Algunos de los iones liberados reforman minerales arcillosos simples como la caolinita pero estos suelos están dominados por óxidos de hierro y aluminio del tamaño de arcilla, lo que a menudo les da un color rojo intenso. Este punto final de la meteorización química se denomina laterización. Nuevamente, la extensiva meteorización y lixiviación de bases hace que estos suelos sean inherentemente infértiles en comparación con muchos suelos canadienses. Debido a la muy larga duración de la formación del suelo, los suelos también están extensamente turbados por organismos que habitan en el suelo, y los suelos a menudo muestran un desarrollo limitado de horizontes debido a esta mezcla (Figura 2.30) (Paton et al., 1996). Además, a menudo se observan líneas de piedras dentro del suelo, las cuales también se asocian con la turbación. Los suelos en estos paisajes suelen ser muy complejos debido a la huella de muchos períodos de formación del suelo bajo una variedad de condiciones climáticas y de vegetación y la simple zonificación asociada a los suelos canadienses está ausente.

También hay áreas muy extensas de climas áridos y semiáridos en las partes no glaciadas del globo. La mayor extensión de estos es en una banda que corre desde el norte de África a través de Oriente Medio y Asia central. También se encuentran extensas áreas en el suroeste de Estados Unidos y en gran parte de Australia también. Las partes más secas de estas regiones experimentan altos niveles de erosión eólica tanto por causas naturales como inducidas por el hombre (FAO, 2019), y esta pérdida de suelo junto con una muy baja disponibilidad de agua para el crecimiento de las plantas y la formación del suelo a menudo limita en gran medida la formación del suelo. En regiones con superficies de suelo más estables (como el suroeste de Estados Unidos), ocurren suelos con gruesas capas de carbonato de calcio y en ciertas condiciones estos pueden cementarse en una capa informalmente llamada caliche.

Una ruta final distintiva de formación del suelo se asocia con depósitos de cenizas provenientes de la actividad volcánica. Estos suelos son más comunes en las islas del “Anillo de Fuego” como Japón y partes de Indonesia. En Canadá, hay adiciones delgadas de cenizas volcánicas a muchos suelos en la Cordillera Occidental y en algunos suelos del Yukón se puede encontrar una ceniza volcánica fina y distinta (Figura 2.31). La meteorización de estos minerales volcánicos suele ser muy rápida y los minerales distintos y altamente reactivos son el resultado de la meteorización de los minerales volcánicos. Los nuevos minerales se unen fácilmente con la materia orgánica y el fósforo, y a menudo se producen horizontes gruesos enriquecidos orgánicamente. Estas propiedades generalmente se denominan propiedades ándicas y dan a estos suelos una fertilidad natural muy alta en comparación con otros suelos de las regiones circundantes.