Riesgo de pérdidas de P en los suelos cercanos a los embalses de Fervenza y Portodemouros

U UN NI IV VE ER RS SI ID DA AD DE E D DE E S SA AN NT TI IA AG GO O D DE E C CO OM MP PO OS ST TE EL LA A D De ep pa ar rt ta am me en nt to o d de e E Ed da af fo ol lo ox xí ía a e e Q Qu uí ím mi ic ca a A Ag gr rí íc co ol la a I IN NS ST TI IT TU UT TO O D DE E I IN NV VE ES ST TI IG GA AC CI IO ON NE ES S A AG GR RO OB BI IO OL LÓ ÓG GI IC CA AS S D DE E G GA AL LI IC CI IA A C CO ON NS SE EJ JO O S SU UP PE ER RI IO OR R D DE E I IN NV VE ES ST TI IG GA AC CI IO ON NE ES S C CI IE EN NT TÍ ÍF FI IC CA AS S D De ep pa ar rt ta am me en nt to o d de e B Bi io oq qu uí ím mi ic ca a d de el l S Su ue el lo o T TE ES SI IS S D DO OC CT TO OR RA AL L R Ri ie es sg go o d de e p pé ér rd di id da as s d de e P P e en n l lo os s s su ue el lo os s c ce er rc ca an no os s a a l lo os s e em mb ba al ls se es s d de e F Fe er rv ve en nz za a y y P Po or rt to od de em mo ou ur ro os s S Sa an nt ti ia ag go o d de e C Co om mp po os st te el la a, , d di ic ci ie em mb br re e d de e 2 20 01 11 1 F Fá át ti im ma a T Tr ro oi it ti iñ ño o R Re ey y Fernando Gil Sotres, Catedrático del Departamento de Edafología y Química Agrícola de la Universidad de Santiago de Compostela, María del Carmen Leirós de la Peña, Catedrática de Edafología y Química Agrícola de la Universidad de Santiago de Compostela, y Carmen Trasar Cepeda, Investigador Científico del C.S.I.C., adscrita al Departamento de Bioquímica del Suelo del Instituto de Investigaciones Agrobiologicas de Galicia CERTIFICAN: Que la presente memoria titulada: “Riesgo de pérdidas de P en los suelos cercanos a los embalses de Fervenza y Portodemouros”, que para optar al Grado de Doctora presenta la licenciada Fátima Troitiño Rey, fue realizada bajo nuestra dirección en el Departamento de Edafología y Química Agrícola de la Universidad de Santiago de Compostela y en el Departamento de Bioquímica del Suelo del Instituto de Investigaciones Agrobiológicas de Galicia del C.S.I.C., y estando concluída, autorizamos su presentación a fin de que pueda ser juzgada por el tribunal correspondiente. Y para que conste, se expide y firma la presente certificación, Santiago de Compostela, diciembre de 2011 Fernando Gil Sotres Mª Carmen Leirós de la Peña Carmen Trasar Cepeda Agradecimientos La realización de una tesis doctoral conlleva mucha dedicación y esfuerzo y la implicación de muchas personas que directa o indirectamente colaboran en su consecución. Aunque ahora soy yo la parte visible lo cierto es que este trabajo no me pertenece a mí exclusivamente, por eso quiero empezar dando las gracias muy sinceramente a Fernando Gil Sotres, director de esta tesis, por su confianza en mí, por su dedicación, su paciencia y su ayuda constante. A Carmen Trasar y a Mencha por sus sabias aportaciones y sus consejos. A Isabel, Ana y Carol por su ayuda en la realización de la parte experimental. Al proyecto “Key nutrient transport mechanisms important for the prediction of nutrient and phytoplankton concentrations in European standing waters” por financiar este estudio y al Consejo Superior de Investigaciones Científicas, CSIC, por la ayuda para la formación y especialización de investigadores, convocatoria I3P. A mis compañeros y compañeras del CSIC, Daniel, Diana,… por su acogida durante los dos años que estuve allí. No quiero olvidarme de Fina por las visitas diarias y todas las palabras de ánimo. No cabe duda que son las personas las que hacen grandes los lugares y en este sentido quiero destacar a Bea, por hacerme partícipe de su “buena suerte” y por todo lo compartido y a Tamara, por su magia, por hacerme más ameno el día a día y por la amistad que nos une. A todas las personas que pasaron por el departamento de Edafología de Farmacia y con las que compartí clases, prácticas, horas de ordenador, entre otros, Fátima, Arantxa, Manola, Javier,… A Cristina, Ana, Iria, Mónica y Rita porque la amistad no entiende de distancia, y se afianza con el tiempo, y porque hay mucha química entre nosotras. A María José, Lucía, Melisa, Almudena, Raquel, Luz… por tantos momentos vividos, por todo su ánimo y apoyo, y por su amistad, un valioso tesoro. Al resto de amigos, ellos saben quiénes son, porque sin duda ocupan una parte importante de mi vida. A mi familia, que es la principal sufridora de la prolongación en el tiempo de la tesis. Quiero empezar por mi abuela que ya no está, pero que siempre estará presente en mi memoria. A mis padres, a los que quiero y admiro profundamente, por alentarme siempre, especialmente en los momentos difíciles. Por enseñarme que con trabajo y esfuerzo todo se logra, y creer en mí. Gracias a los dos, todo os lo debo a vosotros. A mis hermanas, porque no sería yo sin ellas. A Raquel, mi medio yo, no se me ocurre nadie mejor con quien compartir tantos momentos en mi vida, no tengo palabras para expresar mi gratitud y lo que significas. A Mary, la mayor, la cariñosa, la que siempre está ahí cuidando, mimando, la que nunca dudó de mi capacidad y a Peggy, la racional, la que me enseñó la base del método científico, a cuestionarlo todo!, la importancia de la autosuficiencia, el manejo de la informática, quien confió en que podía lograr lo que me propusiese y que las metas están ahí para alcanzarlas. Gracias a las tres. A Manuel, Valerio, Antonio por ser tan auténticos, y por todas las risas compartidas y a Josué, por permitirme ser partícipe de su descubrimiento del mundo, por enseñarme lo feliz que nos pueden hacer las cosas sencillas. A Carmen, Carlos, Mercedes, Carlos Viturro, y a las dos princesas Iria y Sabela, por aceptarme y acogerme tan bien desde el primer momento, y por todo el cariño. Al resto de mi familia, los que me habéis apoyado siempre y estáis pendientes de mí. A Marcos, a quien tengo la suerte de conocer y amar, mi complemento perfecto, mi cómplice, gracias por sacar lo mejor de mí, por tu ingenio, tu comprensión y tu apoyo. A todos y todas, gracias. “ “A mis padres, a mis hermanas y a Marcos… por su amor incondicional.” “O valor das coisas não está no tempo que elas duram, mas na intensidade com que acontecem. Por isso existem momentos inesquecíveis, coisas inexplicáveis e pessoas incomparáveis.” Fernando Pessoa Índice i Índice Págs. 1. Introducción ........................................................................................................................... 3 1.1. Formas de fósforo en el suelo ........................................................................................... 3 1.1.1. P inorgánico ................................................................................................................ 3 1.1.2. P orgánico .................................................................................................................. 4 1.1.3. P en solución y P particulado ................................................................................... 5 1.2. Reacciones que controlan el ciclo del P en el suelo ....................................................... 7 1.2.1. Precipitación/disolución ............................................................................................ 7 1.2.2. Sorción/desorción ....... ............................................................................................... 8 1.2.3. Solubilización microbiana ....... .................................................................................14 1.2.4. Mineralización/inmovilización .................................................................................16 1.2.5. Pérdidas de P en el suelo ......................................................................................... 17 1.3. Medida del P adsorbido. Modelos de equilibrio ........................................................... 18 1.3.1. Ecuación de Freundlich ....... ....................................................................................18 1.3.2. Isoterma de Langmuir ............................................................................................. 19 1.4. Niveles óptimos de P en el suelo .... ..................................................................................19 1.4.1. Test agronómico de P .............................................................................................. 20 1.4.2. Test medioambiental de P ....... ..................................................................................21 1.5. P en el agua ....................................................................................................................... 23 1.5.1. Pérdida de P del suelo al agua .................................................................................26 1.5.2. P como limitante de procesos de eutrofización ....................................................... 28 1.6. Modelos de exportación de P ......................................................................................... 33 1.6.1. Coeficientes de exportación de P .............................................................................. 35 1.6.2. Modelos basados en la dinámica del P en el suelo .................................................. 36 1.7. Estimación de los índices de P ..... ....................................................................................40 1.8. Factores de fuente ...... ......................................................................................................41 1.8.1. La fertilización química como fuente de P ... ..........................................................42 1.8.2. El uso de abonos orgánicos ...... ................................................................................43 1.8.3. Influencia del uso del suelo en las pérdidas de fósforo ........................................... 44 1.9. Factores de transporte de P ............................................................................................ 44 1.9.1. Erosión ......... .............................................................................................................45 1.9.2. Escorrentía ................................................................................................................ 50 1.9.3. Conectividad ............................................................................................................. 54 1.9.4. Zonas de amortiguación ....... ....................................................................................54 1.9.5. Otros factores de transporte ....... ...............................................................................56 1.10. Evolución de los índices de P ..... ....................................................................................57 1 1. .- - I IN NT TR RO OD DU UC CC CI IÓ ÓN N Introducción 3 1. Introducción 1.1. Formas de fósforo en el suelo 1.1.1. P inorgánico El P está presente en el suelo en formas inorgánicas y orgánicas. Con respecto a las formas inorgánicas de P hay que distinguir las formas iónicas, presentes en la solución del suelo, de las formas minerales discretas. El P inorgánico es extremadamente reactivo y existe en la litosfera en unas 150 formas minerales distintas. Estos minerales presentan diferencias en su solubilidad y en la capacidad que poseen para proveer la solución del suelo de P (McDowell et al., 2001). Entre los factores que influyen en la solubilidad de los minerales de P destacan el pH, la concentración de aluminio, hierro, calcio y magnesio, así como el comportamiento y el área superficial de las partículas del suelo y el contenido en agua del suelo. La fracción mineral de P inorgánico más importante en el suelo es la constituida por los fosfatos cálcicos, férricos y alumínicos. Estos minerales son los que controlan la solubilidad del P inorgánico del suelo. La proporción de fosfatos cálcicos se incrementa al aumentar el pH del suelo y la concentración de Ca. Aunque la presencia de impurezas en las estructuras cristalinas aumenta de forma considerable la solubilidad de los fosfatos cálcicos (Khasawneh y Doll, 1978), en general la solubilidad de estos compuestos difiere siguiendo la siguiente secuencia: CaHPO4.2H2O (brucita) > CaHPO4 > (monetita) > Ca8H2(PO4)6.5H2O (fosfato octocálcico) > β-Ca3(PO4)2 (β-fosfato tricálcico) > Ca10(PO4)6(OH)2 (hidroxiapatito) > Ca10(PO4)6F2 (fluorapatito). Aunque se cree que en algunos suelos ácidos la solubilidad del P está controlada por la variscita (AlPO4.2H2O), se considera que en suelos ácidos que no están fuertemente alterados la estrengita (FePO4.2H2O) es la que controla la solubilidad del P (Lindsay, 1979). En todos los suelos una fracción del P se fija por adsorción a las superficies de las partículas coloidales, especialmente a los óxidos hidratados de Al y de Fe y a los complejos formados por los ácidos húmicos de la materia orgánica. Lindsay (1979) sugirió que a pHs por debajo de 5.8 los fosfatos de Al y de Fe controlan la concentración de P en la solución del suelo, mientras que a valores de pH más elevados lo hacen los fosfatos de Ca y de Mg. No obstante, los fosfatos de Al, Fe, Mg y Ca pueden coexistir en un amplio rango de valores de pH. Debido a la baja solubilidad de los minerales de P, la cantidad de P en la solución del suelo es generalmente muy baja. El P de la solución del suelo se va consumiendo tanto porque lo toman las plantas, como por el lavado que genera la escorrentía que se produce en el suelo; esta disminución de P en la solución debe ser suplida por la fase sólida del suelo. El control de este proceso se rige por el equilibrio existente entre el sistema de adsorción del suelo, la solución del suelo y los compuestos precipitados de P (Sample et al., 1980). Cuando se adiciona P a un suelo, Introducción 4 los componentes del mismo capaces de fijar el P por adsorción se van saturando cada vez más hasta que se alcanza un punto en el que tiene lugar la precipitación de un compuesto escasamente soluble. La solubilidad de este compuesto determina el límite superior de la concentración de P. Por el contrario, si disminuye la concentración de P en la solución del suelo el P escasamente soluble se disolverá hasta que el complejo de adsorción se haya saturado a un grado que se corresponde con la solubilidad del compuesto de P menos estable presente (Larsen, 1967). Lookman et al. (1995) demostraron en un suelo ácido arenoso de Bélgica la existencia de dos pools de P desorbible definidos según sus cinéticas de desorción (rápida y lenta). El pool rápido de P desorbible, que abastece inmediatamente la solución del suelo, se atribuyó a la presencia de un compuesto de Ca-P fácilmente soluble (no condensado) o al P libremente fijado por adsorción (protonado) que se acumula hasta un cierto grado de saturación de P y/o precipitación de los óxidos de Al y de Fe. Lookman et al. (1997) demostraron que la cantidad del compuesto de Ca-P en el suelo disminuye después de varias extracciones con agua. Fardeau y co-autores (Fardeau et al., 1996) demostraron que en muchos suelos el P se distribuye físicamente en diversos compartimentos que pueden ser más o menos rápidamente intercambiables con el DRP (fósforo reactivo disuelto) en solución. Sinaj et al. (1992) encontraron, en una amplia gama de suelos de Albania, que la capacidad tampón de P, determinada mediante una cinética de cambio isotópico, estaba fuertemente relacionada con el contenido de Al y de Fe y, por lo tanto, se podría predecir por el material de partida del suelo. 1.1.2. P orgánico Cuando un suelo se empieza a desarrollar, el P está presente únicamente como P inorgánico derivado del material de partida. Poco a poco, las plantas, los microorganismos y los animales utilizan parte de ese P convirtiéndolo en formas orgánicas en sus células. Cuando los organismos mueren y se descomponen, el P orgánico vuelve al suelo iniciando el ciclo biológico del P. Una gran cantidad de fósforo está en la materia orgánica del suelo, algunas veces en la misma o incluso en mayor cantidad que el fósforo inorgánico, pero siendo biológicamente menos disponible que el inorgánico y con un grado de mineralización muy lento, excepto en suelos encharcados (Islam y Mandal, 1977; GarcíaRodeja, 1994). Las formas orgánicas de P incluyen, fundamentalmente, fosfolípidos relativamente lábiles y ácidos nucleicos e inositoles. Aunque, en general, el P inorgánico se ha considerado la fuente principal de P disponible para las plantas, la incorporación de P al suelo mediante fertilizaciones con P orgánico (McLaughlin et al., 1988) y la falta de respuesta de la cosecha a las fertilizaciones fosfatadas (a la adición de P inorgánico) debido a la mineralización de P orgánico (Doerge y Gardner, 1978), acentúan la importancia del P orgánico en el ciclo de P del suelo. Sharpley (1985a) encontró en varios suelos de Oklahoma que la mineralización de P orgánico (15 a 33 kg Introducción 5 de P ha-1 año-1) no era inhibida totalmente por la fertilización con P inorgánico (20 a 28 kg de P ha-1 año-1), al contribuir ambas fuentes con cantidades similares al P disponible para las plantas. Tate et al. (1991) también encontraron, en suelos de Nueva Zelanda, que la mineralización del P orgánico lábil supone una fuente importante de P en suelos pratenses de fertilidad tanto alta como baja. Las cantidades de P mineralizadas oscilaron de 5 a 20 kg de P ha-1 año-1 en suelos templados y entre 67 y 157 kg ha-1 año-1 en las zonas tropicales, en donde las diferencias entre la estación húmeda y seca y las temperaturas más altas del suelo potencian la actividad microbiana (Stewart y Sharpley, 1987). El reciclado del P a través de los pools de la biomasa microbiana puede ser también un proceso importante que determina la dinámica de P orgánico y la disponibilidad de P en el suelo (Mc Dowell et al., 2001). 1.1.3. P en solución y P particulado En los sistemas hídricos el P se suele clasificar en P en solución y P particulado (PP). El P particulado se refiere al fósforo asociado a los sedimentos y a materiales detríticos, e incluye muchas formas químicas y minerales cristalinos, a la vez que productos de reacciones de adsorción, estando en esta forma una gran parte del fósforo transportado desde los suelos cultivados (75-90 %) hasta los sistemas acuáticos. El fósforo en solución se considera que se encuentra fundamentalmente en forma de ortofosfatos, polifosfatos inorgánicos, compuestos orgánicos de P disueltos en la fase acuosa y complejos solubles de P (Nelson y Logan, 1983). Las pérdidas procedentes de prados y bosques apenas arrastran sedimentos y, por lo tanto, la mayor parte será fósforo soluble, el cual está biológicamente disponible. Para su nutrición, las plantas y las bacterias necesitan fósforo en forma de fosfato (disuelto), generalmente como ortofosfato. Estos organismos lo asimilan de manera directa y convierten en su protoplasma el PO43en la forma orgánica (insoluble). La descomposición de estos organismos libera el P para su nueva utilización. No obstante, en los lagos gran parte del fosfato es retirado del agua por el sedimento (Henry et al., 1999). Las primeras etapas para que se produzcan pérdidas de P soluble son: la desorción, la disolución, la extracción y la mineralización del P del suelo, de las plantas o de la biota acuática. Parte del agua de lluvia interacciona con una pequeña capa de la superficie del suelo (1-3 mm; Sharpley, 1985), desorbiendo parte del P del suelo antes de producirse la escorrentía. El resto del agua de lluvia se pierde por percolación a través del perfil del suelo, donde la sorción del fósforo por el subsuelo generalmente da lugar a bajas concentraciones de fósforo soluble en el flujo subterráneo (Baker et al., 1975; Burwell et al., 1977; Sharpley y Syers, 1979). En suelos orgánicos pueden producirse excepciones, ya que la materia orgánica puede acelerar el movimiento vertical del fósforo junto con los ácidos orgánicos, el Fe y el Al (Fox y Kamprath, 1971; Duxbury y Peverly, 1978; Miller, 1979), al igual que sucede en suelos arenosos con baja Introducción 6 capacidad de sorción de P (Ozanne et al., 1961; Adriano et al., 1975) y en suelos encharcados, donde el contenido en Fe (III) disminuye (Gotoh y Patrick, 1974; Khalid et al.,1977). El P particulado se compone de P adsorbido (lábil y cambiable), P orgánico (incluyendo inositoles y fosfolípidos), P precipitado (minerales primarios del suelo, productos de reacción de fertilizantes con Ca, Fe, Al y otros cationes) y P mineral (amorfos, minerales cristalinos y de escaso grado de orden con Ca, Fe, Al y otros cationes) y se considera una fuente estable de fósforo que puede estar disponible a largo plazo para las plantas acuáticas. Las principales fuentes de P particulado en los ríos incluyen productos de la erosión del suelo de las orillas, así como resuspensiones de sedimentos. La fuente principal de sedimentos en las cuencas con cubierta vegetal permanente, como bosques o pastos, procede de la erosión de las orillas. Estos sedimentos tendrán características similares a las de los subsuelos o materiales originales de la zona, los cuales suelen ser deficientes en P. Durante la erosión y transporte de sedimentos, las fracciones de tamaño más fino son erosionadas preferentemente, y dado que tienen alta capacidad de sorción de fósforo, el contenido en fósforo de los sedimentos en suspensión será elevado. Las transformaciones entre fósforo soluble y fósforo particulado (Figura 1.1) ocurren durante el transporte del P por escorrentía. Estas transformaciones son acentuadas por el transporte selectivo de materiales finos, los cuales tienen gran capacidad de sorción de fósforo. La dirección y la extensión del intercambio entre las formas de P soluble y particulado dependen de las concentraciones en equilibrio del P de los sedimentos (incluyendo suspensiones, orillas y materiales del fondo), que determinan si se produce sorción o desorción del P y la velocidad del flujo de escorrentía. De ahí que las cantidades de P soluble y particulado que entran en los ríos o embalses puedan diferir bastante de las que entran en los arroyos (García-Rodeja, 1994). La interacción y el intercambio entre P soluble y particulado están controlados por procesos químicos, bioquímicos y físicos. Aunque el P soluble es inmediatamente disponible para las algas, el P particulado asociado a los sedimentos en suspensión se puede considerar biodisponible a corto plazo, mientras que el P asociado a depósitos de sedimentos puede proveer fuentes de P disponible a largo plazo a través de los procesos de desorción. La cantidad de P soluble, además, puede aumentar si se producen condiciones de anoxia (Patrick y Khalid, 1974). Los sedimentos juegan un importante papel al controlar la proporción y cantidad de P soluble y P particulado en el agua de escorrentía. La dinámica y dirección del intercambio entre P soluble y P particulado dependen de las complejas interacciones lluvia-escorrentía-sedimento, de la intensidad y duración del aguacero, del volumen de lluvia, del tamaño del sedimento en suspensión y de su cantidad, del contenido en P, del índice de sorción de P y de la concentración de P soluble en escorrentía. Todos estos factores se deben considerar a la hora de hacer modelos del movimiento de P y de la biodisponibilidad potencial del mismo en el agua de escorrentía y en partículas erosionadas de suelos agrícolas. Introducción 7 Figura 1.1.- Transformación de las formas de P durante el transporte (Sharpley, 1992). 1.2. Reacciones que controlan el ciclo del P en el suelo Los procesos en los que está implicado el fósforo en el suelo pueden ser orgánicos o inorgánicos (Addiscott y Thomas, 2000). Los inorgánicos incluyen reacciones de tipo físicoquímico, como los procesos de precipitación-disolución y de adsorción (sorción)-desorción. Los orgánicos, o procesos biológicos, son iniciados por la toma por las plantas superiores y por los microorganismos del fósforo liberado durante la alteración de los minerales primarios y secundarios e incluyen la solubilización activa de los minerales que contienen fósforo. El fósforo generado se recicla a través de una serie de reacciones de mineralización e inmovilización (Frossard et al., 1995). 1.2.1. Precipitación/disolución En un suelo no fertilizado el mineral primario más común de P es el apatito [Ca10X2(PO4)6], donde X = OHó F-, el Ca se puede también sustituir por el Na, o por el Mg, y el PO43por el CO32-. El apatito es el mineral principal de fósforo en la corteza terrestre, es muy estable en ambientes calcáreos y puede estar ocluido en otros minerales tales como cuarzo o micas (Syers et al., 1967; Lindsay et al., 1989). El primer paso del ciclo del P es la disolución del apatito. La disolución del apatito se ha estudiado extensamente en rocas fosfóricas (Olson, 1975), pero no tanto en sistemas naturales (Walker y Syers, 1976). La disolución del apatito requiere una fuente de H+, que puede proceder del mismo suelo o de las raíces y de los microorganismos, así como sumideros para Ca y P (Mackay et al., 1986; Smellie et al., 1987). La disolución depende de la accesibilidad de las partículas de apatito, de su morfología (Kirk y Nye, 1986) y de la proporción de PO43sustituido por CO32dentro de la red cristalina (McClellan y Gremillion, P soluble Biota acuática P particulado Material del lecho y de los márgenes de los cursos de agua Desorción Sorción D E S C O M P O S I C I Ó N T O M A Descomposición Toma E R O S I Ó N D E P O S I C I Ó N Introducción 8 1980). En sistemas edáficos ricos en calcio, después de esta disolución, o bien como consecuencia de la entrada de fuentes de fósforo soluble al suelo procedentes de la fertilización, se puede producir una precipitación de fosfatos después de la sorción del anión a las superficies de calcita. Inicialmente precipita fosfato monocálcico, que se transforma en fosfato dicálcico dihidratado (DCPD), fosfato octocálcico (OCP) y, finalmente, hidroxiapatito (HAP). El mineral de menor solubilidad será el que controle la concentración de fósforo en la solución del suelo, de forma que será improbable que los precipitados intermedios persistan, aunque en presencia de materia orgánica los ácidos orgánicos adsorbidos sobre las caras cristalinas del DCPD pueden actuar como nuevos núcleos para la formación del DCPD, impidiendo su potencial transformación a OCP o HAP. Esta reacción podría explicar la mayor disponibilidad del fósforo en suelos calizos fertilizados con fuentes orgánicas de fósforo en relación a suelos que únicamente reciben fertilizantes inorgánicos. En suelos ácidos se formarían inicialmente fosfatos amorfos de hierro y aluminio que, con el envejecimiento prolongado (Lindsay et al., 1989), se transformarían en estrengita (FePO4·2H2O) y variscita (AlPO4·2H2O), aunque esta cristalización únicamente ocurriría en condiciones muy restringidas (altas concentraciones de P y del catión), que raramente se dan en los suelos (Hsu, 1982a y b). Alternativamente, la reacción de P con los óxidos de Al puede dar lugar a la formación de fosfatos de aluminio amorfos (Nanzyo, 1988) o a la formación de fases organizadas tales como esterretita, Al(OH2)3HPO4H2PO4 (van Riemsdjik et al., 1975), mientras que la reacción de P con los óxidos del Fe tales como goetita, puede dar lugar de forma análoga a la precipitación de tinticita, Fe6(PO4)4(OH)67H2O (Jonasson et al., 1988) o de grifita, Fe3Mn2(PO4)2.5(OH)2 (Martin et al,. 1988) dependiendo de la solución y de las condiciones superficiales. 1.2.2. Sorción/desorción Aunque las reacciones de precipitación/disolución son de interés en el suelo, las reacciones de sorción/desorción normalmente dan una mejor descripción de la toma y liberación del fósforo (Syers y Curtin, 1989). Se emplea el término "sorción" en vez de "adsorción" porque abarca la reacción de la adsorción superficial rápida y la reacción a largo plazo (Barrow, 1985). Hay una diferencia importante entre los procesos de sorción/desorción y los de precipitación/disolución. En los de sorción/desorción la concentración del fósforo en solución controla las cantidades de fósforo adsorbido, mientras que el producto de solubilidad del compuesto menos soluble de la fase sólida es quien controla la disolución y, por tanto, la concentración del fósforo en solución (Syers y Curtin, 1989). En realidad debe considerarse que la retención sobre las partículas del suelo es un continuo entre reacciones superficiales de adsorción y de precipitación. La sorción del fósforo por los minerales del suelo ha sido ampliamente estudiada (Wild, Introducción 9 1950; Parftt, 1978; Sample et al., 1980; White, 1982; Barrow, 1985; Lindsay et al., 1989; Syers y Curtin, 1989; Barrow, 1990; Sollins, 1991; Pierzynski, 1991; Fardeau y Frossard, 1992). A continuación se resumen los hechos más destacables de los anteriores estudios. La sorción de fósforo por el suelo es un proceso que transcurre mediante un mecanismo de cambio de ligando. Inicialmente son reacciones rápidas y exotérmicas: un radical OH o una molécula de agua son reemplazados por el fosfato, formándose un complejo fosfatado superficial (Parfitt et al., 1976, 1977; Goldberg y Sposito, 1985; Torrent et al., 1990, 1992). Este complejo superficial se ha podido detectar por espectroscopia fotoelectrónica de rayos X (Martin y Smart, 1987). No sólo son las especies inorgánicas las que se adsorben, ya que el fósforo orgánico está sujeto al mismo mecanismo de adsorción: los monoésteres, tales como glucosa-1-P, glucosa-6-P y el hexafosfato de mioinositol, o los fosfonatos se fijan por sorción en los mismos sitios y de manera similar que los iones del ortofosfato en los hidróxidos del Al y del Fe (Shang et al., 1990; Shang et al., 1992; Ognalaga et al. 1994). La sorción de los monoésteres de P es función de la densidad de carga del grupo PO43- (Frossard et al., 1989) y de la conformación espacial de la molécula. La sorción de diy de tri-ésteres no se ha estudiado detalladamente, probablemente debido a su complejidad. La sorción del fosfato transcurre a lo largo del tiempo: la reacción rápida inicial es seguida por una serie de reacciones lentas, que han sido descritas tanto a través de procesos de difusión sólida (Barrow, 1985) como líquida (Sollins, 1991), y que corresponden a la formación de enlaces bidentados entre las superficies adsorbentes y las moléculas de fosfato. Consecuentemente, la retención de fosfato muestra una alta irreversibilidad, lo que significa que una parte del fósforo aplicado al suelo no tiene posibilidades de volver de nuevo a la solución, a no ser que sea desplazado por la presencia de otro anión con más afinidad que el fosfato por la superficie adsorbente o que pueda formar quelatos con los metales superficiales disminuyendo la cantidad de P adsorbido. La desorción de P es útil para informar sobre el P disponible, puesto que la mayor parte del P tomado por las plantas proviene de la fase sólida del suelo. Actualmente se emplean cuatro aproximaciones para estimar la cantidad de P desorbido de los suelos. (1) El uso de extractantes químicos. Una gran cantidad de extractantes químicos se han utilizado para desorber el fosfato de suelos a través de cambios en el pH o de la composición iónica de la solución del suelo (Roche, 1983; Houmane et al., 1986). Sin embargo, los reactivos químicos no extraen pools homogéneos del fosfato, sino que los iones presentan una amplia movilidad (Fardeau et al., 1988) e ignoran la cinética de pérdida de P. (2) La desorción de P en agua o en un electrolito diluido se utiliza con frecuencia en los experimentos de sorción /desorción para P previamente sorbido. A menudo, sólo se desorbe una proporción pequeña del P sorbido, razón por la cual la extracción de P en agua raramente se puede utilizar en suelos no fertilizados debido a la baja concentración de P en la solución. La cantidad de Introducción 16 Ca2+, Mn2+, Ba2+, Fe2+) en semillas: C6H18O24P6 + 6 H2O C6H12O6 + 6 H3PO4 (hexafosfato de inositol) (inositol) 1.2.4. Mineralización/inmovilización En el contexto edáfico, el concepto mineralización debe de ceñirse al hecho individualizado de la generación en la solución del suelo de un elemento (anión o catión) que era constitutivo de una estructura o molécula orgánica. Asociado a este aserto podemos establecer los conceptos de disponibilidad (existencia de un ión en un conjunto de moléculas susceptible de ser rápidamente mineralizado) y biodisponibilidad (presencia de un ión determinado en la solución del suelo, en la especie química adecuada para ser captado por la planta). Para hablar de la mineralización del P, mecanismo capaz de proveer a la solución del suelo de fosfato en forma biodisponible, se debe establecer el concepto de potencial fosfohidrílico (conjunto de hidrolasas capaces de romper un enlace éster fosfato) y evaluar las distintas formas orgánicas portadoras del citado anión que son capaces de constituirse en sus sustratos (González Carcedo, 2006). El análisis de los constituyentes organofosfatados de un aporte biológico proporciona una lista muy amplia de compuestos, que se podrían clasificar de la forma siguiente: Monosacáridos activados (fosforilados) dentro del citosol que se extravasan a la solución del suelo cuando sus membranas pierden sus propiedades limitantes. Moléculas energéticas como ATP (adenosín trifosfato) o GTP (guanosín trifosfato), y las responsables del potencial reductor como el FAD (dinucleótido de flavina-adenina) y el NAD (dinucleótido de nicotinamida adenina). Ácidos nucléicos (DNA o RNA ácido desoxirribonucleico o ácido ribonucleico). Fosfolípidos de membranas (parte molecular que conforma el glicerol fosfato). Fitato (myo-inositol hexafosfato), propio de los inositósidos que caracterizan a las membranas vegetales. Compuestos isoprenoídicos activados (con pirofosfato). En la solución de un suelo natural entre el 80 y el 95% del fosfato se encuentra en formas orgánicas, lo que hace que los procesos de excreción de enzimas fosfo-hidrolíticos (en esta mineralización intervienen enzimas hidrolíticos exocelulares altamente específicos: las fosfatasas) a nivel radicular se definan como procesos de excreción facilitada inducidos y controlados por Introducción 17 acciones hormonales derivadas del impacto del etileno y de auxinas (González Carcedo, 2006). La mineralización de fósforo es un contribuyente importante al fósforo lábil en aquellos suelos fertilizados con estiércoles y productos orgánicos residuales, donde el fósforo orgánico representa un constituyente importante. No todos los compuestos orgánicos de fósforo son susceptibles a la mineralización. Los diéster-fosfato y el ácido tectoico son los compuestos más lábiles mientras que los monoéster-fosfato son los compuestos más recalcitrantes. Por otro lado, la existencia de una clara relación entre el contenido en fósforo del suelo y la acumulación de materia orgánica (Gil Sotres, 2001) indica que el fósforo puede ser inmovilizado bajo determinadas circunstancias, pero la bibliografía sobre este proceso no es abundante ya que al transcurrir simultáneamente mineralización e inmovilización es difícil separar los resultados de ambos procesos. La inmovilización de fósforo que suele observarse está asociada a un rápido incremento del fósforo lábil como respuesta a un alto contenido de fósforo en la solución del suelo, siempre y cuando no haya limitaciones debido a la ausencia de otros nutrientes. Una de las finalidades de las asociaciones hongo-raíz es la captura del ión fosfato, cuya eficacia se debe precisamente a la capacidad de excretar este tipo de enzimas y depositarlas sobre la superficie de la membrana fúngica, junto a los transportadores del mismo. 1.2.5. Pérdidas de P en el suelo En general, los suelos contienen entre 100 y 3000 mg kg-1 de fósforo, la mayoría como ortofosfato (PO43-). La proporción de fosfato del suelo en compuestos orgánicos oscila entre el 29 y el 65 % del P total (Harrison, 1987). Figura 1.2.- El ciclo del P en el suelo: sus componentes y fracciones (adaptado por Stewart y Sharpley, 1987). Inorgánico lento Orgánico lento Ciclo Rápido de P inorgánico y orgánico Fertilizantes Plantas Residuos animales P orgánico protegido física y químicamente P Microbiano P Solución P orgánico lábil y moderadamente lábil P inorgánico lábil y moderadamente lábil Minerales de P primarios Minerales de P secundarios P ocluido P en solución P microbiano Introducción 18 Las fuentes de P no puntuales (difusas), como por ejemplo los suelos agrícolas, tienen un importante efecto medioambiental en la calidad de las aguas. La Figura 1.2 identifica los principales componentes y fracciones del ciclo del P en el suelo, con una indicación del tiempo de residencia relativo para cada componente del P. Generalmente, las pérdidas de P disuelto por lixiviación oscilan entre 0.01 kg P hectárea-1 año-1 en suelos drenados no fertilizados y 0.2 kg P hectárea-1 año-1 en suelos drenados fuertemente fertilizados (Brady y Weil, 1996). Las pérdidas de fósforo por escorrentía superficial incluyen P disuelto y P particulado, con pérdidas totales desde 0.1 kg P hectárea-1 año -1 para prados, hasta 5 kg P hectárea-1 año-1 para tierras cultivadas (Brady y Weil, 1996). Otras pérdidas, como el movimiento de P particulado a través de los macroporos, también pueden ser importantes en algunos suelos drenados. Los procesos considerados para evaluar el transporte del P soluble y particulado son: La aplicación superficial en el suelo (como fertilizante inorgánico, abonos o purines, deposición atmosférica y la deposición o incorporación de restos de materia vegetal), mineralización/inmovilización (entre formas orgánicas e inorgánicas), absorción/desorción, lixiviación, escorrentía y respuesta de la vegetación (Lewis y McGehan, 2002). 1.3. Medida del P adsorbido. Modelos de equilibrio Para medir el P adsorbido a la superficie del suelo se suele trabajar con isotermas de adsorción, que permiten calcular (Holdford, 1991) factores de intensidad (concentración de P en solución), de cantidad (P en fase sólida que puede equilibrarse con P en solución) y de capacidad de equilibrio. 1.3.1. Ecuación de Freundlich Se trata del modelo de equilibrio más sencillo; este modelo establece que hay un equilibrio entre el P disuelto y el P adsorbido según la siguiente relación, conocida como ecuación de Freundlich: x = a·cb donde: x = cantidad de P sorbido por unidad de peso c = concentración de P en la solución a y b = coeficientes característicos de cada suelo. Desde el punto de vista teórico, el significado de esta ecuación incluye una serie de supuestos poco realistas: considera únicamente una monocapa de adsorción y establece que no hay interacciones laterales entre moléculas adsorbidas (Berkheiser et al., 1980). 1.3.2. Isoterma de Langmuir La isoterma de Langmuir describe el equilibrio entre el P del suelo o del sedimento y el P Introducción 19 en solución. Esta ecuación permite el cálculo de un máximo de adsorción, de ahí que sea ampliamente utilizada. Se expresa como: X = Xm·K·C / (1+K·C) siendo: X = cantidad de P sorbido Xm = adsorción máxima K = término de afinidad que refleja el grado de adsorción o desorción C = la concentración de P en solución Al igual que la ecuación de Freundlich considera la existencia de una capa de adsorción y que no hay interacciones laterales entre las moléculas. Xm y K se consideran independientes de la temperatura. El grado de desorción será igual al de adsorción (Barrow, 1978). 1.4. Niveles óptimos de P en el suelo El fuerte incremento del uso de fertilizantes fosfatados en las últimas décadas ha traído consigo una importante mejora de la productividad agrícola de los países más desarrollados, pero al mismo tiempo su empleo ha provocado graves problemas en la calidad de las aguas. A escala global y en condiciones naturales, el suelo sólo debería recibir fósforo de la roca madre. Sin embargo, se produce una redistribución debido al viento, el agua, los animales, las plantas y la actividad del hombre. El hombre viene enriqueciendo algunas áreas con la aplicación de fertilizantes, a la vez que empobreciendo otras con la extracción a través de los cultivos. El empleo de fertilizantes supone una mayor productividad de las tierras agrícolas con el consecuente beneficio económico, además de mejoras desde el punto de vista conservacionista ya que se reducen las áreas de producción, la utilización de herbicidas y pesticidas es menor, la erosión disminuye, etc. Los fertilizantes fosfatados son utilizados para restablecer la cubierta vegetal en suelos erosionados con el fin de reducir la escorrentía y, a su vez, las pérdidas del suelo y nutrientes. Sin embargo la aplicación continua de fertilizantes provoca efectos negativos. Así, se puede inducir una acumulación en el suelo de metales pesados contenidos en los fertilizantes (Cd, Cr, Pb, V) o materiales radiactivos (U, Th, Ra) y su posterior introducción en la cadena alimentaria. Estos contaminantes son transportados por las partículas finas del suelo en el agua de escorrentía. Aunque las pérdidas de fósforo desde tierras agrícolas se pueden producir tanto por el agua de escorrentía como por el agua de percolación, las pérdidas por escorrentía superficial tienen mayor importancia puesto que el fósforo se suele fijar al suelo a medida que las aguas atraviesan el perfil. Además de la escorrentía superficial existen otros procesos de erosión que provocan que el fósforo acabe en depósitos sedimentarios (Sharpley y Menzel, 1987), como pueden ser la salpicadura o el viento. Introducción 20 Actualmente se admite que existen, al menos, tres mecanismos de transferencia de fosfato desde el suelo a los sistemas acuáticos: disolución y movimiento en forma soluble; transporte de formas adsorbidas asociado al desplazamiento vertical de la fracción coloidal y de los materiales erosionados y, por último, pérdidas directas de fertilizante cuando llueve tras la aplicación del mismo. La importancia de cada uno de estos mecanismos puede variar en función del tipo de suelo, del manejo agrícola y de las condiciones climáticas. De todo ello se deduce la necesidad de establecer un control de la calidad de las aguas de escorrentía procedentes de cuencas agrícolas. Una parte importante de este control radica en la determinación del contenido en fósforo total, fósforo asociado a los sedimentos y fósforo disuelto, además del fósforo contenido en sólidos en suspensión de dichas aguas (Sande et al., 2005). Para tratar de establecer unos niveles óptimos de P en el suelo, que permitan satisfacer las necesidades de los cultivos y no conlleven a una degradación medioambiental de las aguas circundantes, se han desarrollado una serie de tests, que han ido evolucionando con el tiempo y que tratan de establecer unos valores umbrales de P, a partir de los cuales existe un riesgo importante de pérdida de P al agua. A continuación se detallan los mismos. 1.4.1. Test agronómico de P En el test agronómico de P, las tasas de abono adicionado al suelo se basan en las recomendaciones para la producción óptima de la cosecha. Es decir, si el test del suelo determina que se debe adicionar P para que exista un mayor crecimiento de la cosecha, el abono se podría aplicar para proveer solamente la cantidad de P recomendado. Si, por el contrario, el test de P no recomienda ninguna adición de P no se puede aplicar nada de abono o, en todo caso, hacerlo en cantidades muy pequeñas. A lo largo del tiempo surgen problemas al emplear este método. Entre los más importantes destaca el hecho de que el muestreo, la extracción, y las interpretaciones agronómicas del test de P del suelo se desarrollaron únicamente teniendo en cuenta la respuesta de la cosecha. Al no evaluarse el riesgo ambiental de la pérdida de P, el test agronómico de P no implica necesariamente un riesgo medioambiental. Además, hay que tener en cuenta que el test agronómico mide únicamente el P disponible para las plantas y que no incluye la posibilidad de que esta fuente de P sea transportada al agua, con el consecuente riesgo medioambiental. Las profundidades del muestreo también son cuestionables, puesto que para la evaluación y la comprobación rutinaria de la fertilidad del suelo se recomienda que las muestras se recojan a la “profundidad de arado”, es decir entre 15 y 20 cm de profundidad, o en las zonas donde se concentran las raíces. Sin embargo, para estimar la pérdida de P del suelo se recomienda una profundidad entre 2.5 y 5 cm, pues es importante evaluar la superficie que está en contacto directo con el agua de escorrentía (Sharpley, 2006), a excepción de los suelos donde existe un flujo lateral considerable, en cuyo caso debe evaluarse el contenido de P en el subsuelo. Introducción 21 1.4.2. Test medioambiental de P Ante el deterioro producido en las masas de agua, ya sean lagos, ríos o embalses, como consecuencia de la aplicación de fertilizantes y de las actividades agrícolas, es necesario que los tests de P del suelo sean capaces de predecir, no solamente la probabilidad de la respuesta de la planta a las entradas de P, sino también la cuantificación exacta del riesgo ambiental generado por el P agrícola o, lo que es lo mismo, que sean capaces de estimar el potencial de pérdida de P a las aguas superficiales (Moore, 1998). Por ello surgen los test medioambientales de P, aunque resulta un punto conflictivo la selección del test de P del suelo más adecuado para mostrar la relación entre el contenido de P en el suelo y su aptitud para liberarlo y transferirlo a los cursos de agua. Hay que considerar que la relación entre la concentración de P en la solución del suelo y la concentración de P en escorrentía no es única y varía con los tipos de suelo (Sharpley, 1995). El nivel crítico del test del suelo para la pérdida de P puede estar sobre o ser igual al nivel crítico para la producción de la cosecha, incluso empleando el mismo extractante, como se pone de manifiesto en la Tabla 1.1, donde se recogen los niveles críticos estimados en distintos lugares de Estados Unidos (Sharpley, 2006). Tabla 1.1.- Valores umbrales de los test agronómico y medioambiental de P del suelo para diferentes estados de USA. (Sharpley, 2006). Estado Valor umbral (ppm) Método test P Agronómico Medioambiental Arkansas 50 150 Mehlich-3 Delaware 50 150 Mehlich-1 Idaho 40 40 Olsen Kansas 50 200 Bray-I Maine 20 20 Morgan Maryland 25 75 Mehlich-1 Michigan 40 75-100 Bray-I Mississippi 40 70 Lancaster Ohio 40 150 Bray-I Oklahoma 30 130-200 Mehlich-3 Pennsylvania 50 200 Mehlich-3 Texas 44 200 Texas A&M Wisconsin 30 50-100 Bray-I Hoy en día se considera que un buen indicador de la pérdida de P lo proporciona el grado de saturación de P pues indica la medida de la intensidad de acumulación del elemento, al mismo tiempo que describe el potencial del P para pasar de la matriz del suelo a la solución. De forma general, el grado de saturación de P suele definirse como la fracción de Introducción 22 posiciones superficiales ocupada por el anión fosfato. Cabe indicar que se han usado diferentes aproximaciones para la estimación de este parámetro. Koopmans et al. (2003) proponen distintos índices de saturación según se trate de suelos no calcáreos o de suelos calcáreos. De esta manera, argumentan que en los suelos arenosos no calcáreos, los óxidos e hidróxidos amorfos de Al y Fe ([Al+Fe]ox), y los complejos que éstos forman con la materia orgánica son los principales responsables de la retención del P (Beek, 1979). En los suelos calcáreos el principal componente reactivo es el carbonato cálcico. A bajas concentraciones de P en la solución del suelo (hasta 10 mg L-1 de P), la reacción de P con la calcita (CaCO3) se puede considerar como una reacción rápida de adsorción (Cole et al., 1953; Griffin y Jurinak, 1973, 1974; Schoumans y Lepelaar, 1995). Sin embargo, no se conoce el mecanismo de reacción completo. Koopmans et al., (2003) definen: F = Q + S donde, F es la cantidad total de P inorgánico sorbido Q es la cantidad de P adsorbido reversiblemente S es la cantidad de P sorbido lentamente El término de P absorbido se emplea aquí como P sorbido lentamente. El método empleado para determinar F, así como para determinar la suma de los óxidos/hidróxidos amorfos de Fe y Al (que determina la capacidad de sorción total de P inorgánico en los suelos arenosos no calcáreos), es la extracción con solución ácida de oxalato amónico. En los suelos arenosos no calcáreos, la máxima cantidad de P adsorbido reversiblemente (Q max; mmol kg-1 de P) y el P absorbido (Smax; mmol kg-1 de P) dependientes de [Al+Fe]ox (van der Zee et al., 1988; Schoumans y Groenendijk, 2000) se obtendrán a través de las expresiones: Qmax = 1/6 (Al+Fe)ox Smax = 1/3 (Al +Fe)ox Consecuentemente, la cantidad máxima de P inorgánico sorbido (F max; mmol kg-1 de P) o la capacidad de sorción máxima en los suelos arenosos no calcáreos se calculará: Fmax = Qmax + Smax Fmax = 1/6 (Al+Fe)ox + 1/3 (Al +Fe)ox= 0.5 (Al+Fe)ox = α (Al +Fe)ox El factor de saturación α (0.5) determina la afinidad de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al por la sorción del P. En los suelos arenosos no calcáreos, van der Zee et al. (1990) obtuvieron que el rango de valores de α oscilaba entre 0.4 y 0.6, siendo el valor medio de 0.5, lo que implica que 1 mmol de (Al +Fe)ox sorbe una cantidad máxima de 0.5 mmol de P. Debido al debate que genera el factor 0.5 en el denominador de la ecuación (Beauchemin y Simard,1999), se emplea también como índice de sorción de P la expresión PSI (Schoumans, 2000). Introducción 23 Los conceptos de DPS (grado de saturación de P) y de PSI (índice de sorción de P) se han utilizado para la estimación de la saturación de P en suelos a nivel local (Chardon y Schoumans, 2007) y de la capacidad de sorción de P en muchos estudios en Bélgica (Lookman et al., 1995, 1996; De Smet et al., 1996; Schoeters et al., 1997; VLM, 1997), Holanda y Luxemburgo (Van Riemsdijk et al., 1983; Breeuwsma et al., 1986, 1990), y Alemania (Leinweber et al., 1997). Estos estudios mostraron que existía correlación entre el DPS y la solución de P simulada (Lookman et al., 1996); el P extraído con agua del suelo (Chardon, 1994; Schoumans y Groenendijk, 2000) y la lixiviación de P en lisímetros (Leinweber et al., 1999). 1.5. P en el agua Las plantas acuáticas toman el fósforo inorgánico disuelto y lo incorporan a sus tejidos como fósforo orgánico. Los animales toman P orgánico cuando se alimentan de las plantas acuáticas, de otros animales o del material en descomposición procedente de las plantas y de los animales. Cuando las plantas o los animales producen desechos o mueren, el fósforo orgánico que contienen desciende al fondo del cauce. Las bacterias controlan el proceso de descomposición y lo convierten de nuevo en fósforo inorgánico. Este fósforo inorgánico entrará nuevamente en el ciclo cuando se produzcan movimientos en el fondo, de manera que el P asciende y es tomado de nuevo por las plantas (Figura 1.3). Figura 1.3.- Ciclo del P en lagos. Introducción 24 La contribución que las distintas fuentes de P realizan a la carga total de fósforo que recibe una masa de agua (sea un río, un lago o el agua costera) se calcula mediante estimaciones anuales. Este método es sensible para la evaluación rápida, a pesar de que hay gran incertidumbre en la valoración de la biodisponibilidad del fósforo y algunas dificultades en la cuantificación de las entradas temporales (Mainstone y Parr, 2002). Mientras que tales estimaciones son generalmente adecuadas para los lagos, donde es potencialmente relevante el conjunto de la carga del fósforo, pueden ser engañosas para los ríos, en donde mucha de la carga total se puede exportar del río rápidamente tras su incorporación. Por esta razón, es importante conocer la naturaleza y la sincronización de las diversas fuentes del fósforo y cómo influyen sobre el crecimiento de las plantas y de las algas en el río. Una vez en el río, el fósforo es altamente activo biológica y químicamente, experimentando numerosas transformaciones e intercambiándose entre las fases disueltas y particuladas, entre el sedimento y la columna de agua, y entre la biota y ambientes abióticos (Figura 1.4). La deposición y la resuspensión física de partículas son métodos obvios de transferencia del fósforo entre la columna de agua y el lecho de sedimentos, pero los procesos directos de adsorción/desorción entre los dos compartimentos son también importantes y dependerán de la concentración de fosfato en equilibrio del sedimento (EPC), que se define como la concentración de fósforo en la fase líquida que es mantenida por una fase sólida sin que se produzca sorción ni desorción (Taylor y Kunishi, 1971), así como de la concentración de fósforo reactivo soluble (SRP) en la columna de agua (House et al., 1995), de los niveles de SRP en el agua superficial y de la velocidad real (gradiente de difusión). El SRP se puede incorporar en los precipitados del carbonato de calcio en zonas donde haya aguas duras, pero este fenómeno ocurre en la interfaz agua-sedimento más que en la columna de agua, y tanto el fósforo inorgánico como el orgánico pueden estar confinados en los biofilms en esta interfaz (Neal, 2002a,b; Jarvie et al., 2002). El fósforo lábil unido a las partículas suspendidas puede desorberse rápidamente en la columna de agua y llegar a ser biodisponible otra vez, dependiendo del EPC de las partículas y de la concentración de SRP en la columna de agua. El fósforo fuertemente unido dentro de la matriz de la partícula puede difundirse lentamente en la columna de agua, siendo más probable este mecanismo en los ríos donde las partículas se han establecido como sedimentos del lecho. El fósforo soluble se puede incorporar a los minerales inorgánicos de fosfato por precipitación, particularmente en la asociación con calcio (en los ríos de aguas duras), hierro y aluminio (en los ríos de aguas blandas). La precipitación del fósforo soluble con el calcio es probable que tenga lugar por el tratamiento de las aguas residuales en los ríos con aguas calcáreas (House y Denison, 1997), donde las concentraciones de calcio y de fósforo soluble son muy altas. Los minerales coloidales de fosfato de calcio se pueden generar en la columna de agua, mientras que los biofilms de algas pueden estar implicados en la coprecipitación de la calcita y del fósforo sobre Introducción 25 los sedimentos y las plantas del lecho del río (Hartley et al., 1997). Las plantas acuáticas son capaces de tomar la mayoría, si no todo, del fósforo que necesitan del sedimento, aunque se debate sobre la importancia en sistemas reales de la raíz de las plantas para tomar los nutrientes vía el sedimento o vía la columna de agua. Algunos estudios han sugerido que la absorción del fósforo directamente de la columna de agua puede ser muy importante (Robach et al., 1995, 1996), particularmente cuando las concentraciones de SRP en el agua de la superficie son más altas que en el agua de los poros del sedimento (Pelton et al., 1998). Sin embargo, contrariamente a lo que se cree, la absorción es importante incluso a bajas concentraciones de SRP en la columna de agua (Pelton et al., 1998). Las algas filamentosas, epifitas y plantónicas generalmente toman el fósforo directamente de la columna de agua por necesidad. La absorción microbiana de la columna de agua y más particularmente dentro del sedimento puede ser sustancial (Mainstone y Parr, 2002); el decaimiento de la absorción de la planta y de la mineralización de la materia orgánica de la comunidad microbiana conducirá al paso del fósforo al agua de los poros del sedimento y a la columna de agua, compensando la variación que se produce como consecuencia de la absorción por las plantas y las algas. Figura 1.4.- Comportamiento del P en ríos (Mainstone et al., 1996). La combinación de todos estos procesos en relación con las variaciones en el flujo del río y otros factores ambientales (tales como temperatura), conduce a una fuerte estacionalidad en el comportamiento del fósforo. El fósforo tenderá a incrementarse y conservarse en el sedimento y la biota (plantas, algas y bacterias) en los meses del verano, mientras que mucha de la carga Introducción 32 ejemplos ilustran la complejidad y la dinámica natural del impacto medioambiental de las transferencias de fósforo en sistemas terrestres y acuáticos. Hoy en día, debido a los problemas para entender la dinámica y las variables que controlan las transferencias de fósforo, se ha fomentado la búsqueda de modelos de simulación para valorar qué tipo de prácticas agrícolas pueden minimizar las pérdidas de P y el posterior impacto medioambiental. Los problemas de eutrofización no sólo son debidos a las cantidades de P en las aguas, sino que también dependerán del C y el N presentes, pero se suele poner más atención en el fósforo, ya que resulta difícil controlar los intercambios de C y N entre atmósfera y agua y la fijación del nitrógeno atmosférico por las algas cianocífeas. Tabla 1.3.- Niveles de nutrientes y de biomasa en las diferentes categorías de lagos (n. ind.= no indicado) P total μg L-1 N total μg L-1 Clorofila a μg L-1 Wetzel (1983) Ultraoligotrófico <5 < 250 < 0.5 Oligotrófico 5-10 250-700 0.3-3 Mesotrófico 10-30 500-1000 2-15 Eutrófico 30-50 1000-2500 10-100 Hipertrófico 50-5000 2500-15000 >100 Thomas et al. (1992) Ultraoligotrófico < 4 n. ind. < 2.5 Oligotrófico 4-10 n. ind. 2.5-8.0 Mesotrófico 10-35 n. ind. 8-25 Eutrófico 35-100 n. ind. 25-75 Hipertrófico > 100 n. ind. > 75 Hay que indicar que mientras el P está considerado como el elemento limitante a nivel continental, el N es considerado el limitante a nivel oceánico, de ahí la elevada importancia del estudio de los ciclos de estos dos elementos. En la Tabla 1.3 se recogen dos clasificaciones de las masas de agua según sus niveles de nutrientes y de biomasa. Entre los síntomas y los efectos de la eutrofización se encuentran: 9 Aumento de la producción y biomasa de fitoplancton, algas asociadas y macrofitas. 9 Modificación de las características del hábitat debido a la transformación del conjunto de plantas acuáticas. 9 Sustitución de especies ícticas deseables (por ejemplo, salmónidos en los países occidentales) por otras menos cotizadas. 9 Producción de toxinas por determinadas algas. 9 Aumento de los gastos de operación de los sistemas públicos de abastecimiento de agua, además de problemas de gusto y olor, especialmente durante los períodos de proliferación de algas. Introducción 33 9 Desoxigenación del agua, especialmente al finalizar los episodios de proliferación de algas, lo que normalmente da lugar a una mortandad de peces. 9 Colmatación y obstrucción de los canales de riego por las malas hierbas acuáticas. 9 Reducción de la posibilidad de utilización del agua para fines recreativos, debido al lodo, infestación de malas hierbas y olores molestos producidos por la descomposición de las algas. 9 Impedimentos para la navegación debido al crecimiento de densas masas de malas hierbas. 1.6. Modelos de exportación de P En los suelos con alto contenido en P, debido a la adición de cantidades excesivas de abonos y de fertilizantes se pueden producir pérdidas difusas de P, tanto al agua superficial como a la subterránea, por la erosión, la escorrentía, y la lixiviación subsuperficial (Buczko y Kuchenbuch, 2007). Las altas concentraciones de P en las aguas superficiales perjudican la calidad del agua, al ser una causa importante de la eutrofización puesto que, normalmente, el P es el nutriente que limita el crecimiento de las algas en las masas de agua dulce (Correll, 1998). Diversos investigadores (Boardman, 1990; Sharpley et al., 1994) sostienen la idea de que la mayoría de las pérdidas de P en las áreas agrícolas se producen por escorrentía asociada a las partículas del suelo y, aunque no cabe duda que ésta puede ser la causa en los suelos cultivados susceptibles a la erosión (Gburek et al., 1996; Fraser et al., 1999), existen cada vez más evidencias que sugieren que otras vías de pérdida de P (flujo subsuperficial, etc.) pueden suponer una contribución importante al paso de P al agua (Dils y Heathwaite, 1996; Heathwaite et al., 2000). Hay que indicar que dos son los factores dominantes de los que depende la cantidad y las formas de P perdidas desde los suelos agrícolas a las aguas circundantes. Primero, los procesos bioquímicos que tienen lugar en el suelo y que controlan las formas de P en el mismo disponibles para el transporte y, en segundo lugar, la hidrología que presentan las distintas pendientes, que es determinante para conocer los mecanismos y las vías de pérdida (Heathwaite y Dils, 2000). Uno de los problemas para entender las vías de la pérdida de nutrientes desde los suelos agrícolas a las aguas circundantes es su naturaleza dinámica, en tiempo y espacio. La pendiente puede generar flujo subsuperficial durante una tormenta, escorrentía como consecuencia de una excesiva infiltración por inundación, o flujo subsuperficial durante una corta tormenta y escorrentía por una excesiva saturación durante una tormenta de larga duración (Dunne, 1983). Tanto en los EE. UU. como en Europa, durante las décadas pasadas se ha producido un aumento en las concentraciones de P en los cursos de agua (Crouzet et al., 1999; Agencia Medioambiental Europea, 2003). En Alemania, aunque las emisiones de P de fuentes puntuales han disminuido durante las últimas décadas, principalmente debido al tratamiento de las aguas Introducción 34 residuales y a la reducción de P en las emisiones industriales, la pérdida de P procedente de las fuentes difusas (principalmente agricultura) no se ha reducido (Behrendt et al., 2003), incrementándose desde valores inferiores a 50 kg de P km2 año-1 hasta valores de más de 200 kg km2 año-1. Es importante determinar a escala de campo el riesgo de pérdidas de P de tierras agrícolas a las aguas superficiales, para decidir qué suelos son más vulnerables de generar pérdidas de P y que, por lo tanto, no deberían recibir más adiciones de fertilizantes fosfatados, o en qué suelos agrícolas deberían llevarse a cabo ciertas medidas para minimizar el paso de P desde el suelo al agua (Buzco y Kuchenbuch, 2007). Investigaciones recientes han demostrado que conocer la cantidad de P en los suelos no es suficiente para determinar el riesgo de exportación del mismo desde los suelos agrícolas hasta los lagos y arroyos, porque la pérdida de P está fuertemente influenciada por factores y procesos hidrológicos y geomorfológicos, tales como la erosión, la escorrentía, la lixiviación y el drenaje subsuperficial, así como por la distancia y la conectividad a las aguas circundantes (Werner y Wodsak, 1994; McDowell et al., 2001; Quinton et al., 2003; Sharpley et al., 2003). Estos procesos se incluyen en varios modelos de pérdida de P (Lewis y McGechan, 2002; Sharpley et al., 2002). Para estimar la contaminación difusa de los nutrientes a las aguas de los ríos se han desarrollado, durante la década pasada, diferentes tipos de herramientas de cuantificación (que abarcan desde métodos muy simples a modelos muy elaborados) tanto en los países europeos (Kronvang et al., 1995; Arheimer y Brandt, 1998; Krysanova et al., 1999; Behrendt y Bachor, 1998; Kronvang et al., 1999; Behrendt et al. 2000) como fuera de Europa (Beasley et al., 1980; Leonard et al., 1987; Arnold et al., 1990; Arnold et al., 1993). Estos modelos se establecieron para diferentes regiones y diversas tareas. Un inconveniente que puede surgir es que muchos modelos se aplican a una región o país en concreto, siendo válidos únicamente para esa zona, pues no incluyen factores que evalúen un gradiente en el clima (ej. suelos congelados), la hidrología (agua subterránea), el uso del suelo y/o las diferentes prácticas agrícolas. Los problemas con la adquisición de los datos de entrada a los diversos modelos pueden también limitar seriamente su uso de unos países o regiones a otros. Los modelos (Figura 1.8) se diferencian por su complejidad, su resolución en tiempo y espacio y por la distinta cantidad de datos que requieren (Schoumans y Silgram, 2003). Los modelos simples tienen la ventaja de funcionar con una cantidad limitada de datos disponibles, mientras que los modelos deterministas (basados en los procesos físicos) requieren una gran cantidad de datos, lo que implica una evaluación multidisciplinar para conseguir una comprensión detallada de las cargas de P (Groenendijk et al., 2007). Heathwaite et al. (2005) proporcionan una evaluación detallada de las características dominantes de las herramientas y de los modelos empleados para evaluar el riesgo de pérdidas de nutrientes. A continuación se hará una breve descripción de los modelos más usuales. Introducción 35 Figura 1.8.- Relación general entre la complejidad de los procesos (izqda.), tipo de modelo (dcha.) y resultados obtenidos (Schoumans y Silgram, 2003). 1.6.1. Coeficientes de exportación de P Entre los modelos sencillos de estimación de pérdidas de nutrientes han alcanzado gran aceptación los basados en coeficientes de exportación (Johnes, 1996). Estos modelos son aproximaciones que permiten estimar la entrada anual de P en lagos y embalses e identificar las contribuciones relativas de este elemento procedentes de diferentes fuentes dentro de una cuenca de drenaje (Johnes y Heathwaite, 1997). Este modelo utiliza datos de la distribución espacial del uso del suelo y de los fertilizantes aplicados a cada tipo de uso, la cantidad y la distribución del ganado y de la población humana dentro de la cuenca, además de la introducción de nutrientes a través del nitrógeno fijado y de la deposición atmosférica. Determinando el área total de la cuenca, los usos específicos y la cantidad de nutrientes exportados por unidad de área, es posible estimar la carga total anual de fósforo y nitrógeno derivada de fuentes difusas en una masa de agua (Winter y Duthie, 2000). Los coeficientes de exportación son el resultado de años de trabajo de campo para estimar el grado de pérdidas de nutrientes, desde cada fuente identificable a la superficie de la red de drenaje (Alfaro, 2004). A causa de la descarga total anual en áreas específicas, la predicción puede expresarse como la concentración media anual del contenido total de nitrógeno y fósforo en el río. Uno de los principales inconvenientes de emplear modelos hidrológicos de pérdidas de nutrientes basados en los coeficientes de exportación es que se suelen considerar los valores proporcionados por la bibliografía, como se recoge en la Tabla 1.4, para cada uso del suelo (Johnes, 1996; Johnes y Heathwaite, 1997; Johnes et al., 1998; Brigault y Ruban, 2000; Predicciones anuales basadas en coeficientes de exportación Simulaciones diarias de flujo y de concentraciones de solutos Los métodos se diferencian mucho en su complejidad, nivel de representación de procesos y requerimiento de datos. Bajo Alto Niveles de complejidad Orientados en datos (empíricos, estadísticos) Tipos de modelos Orientados en procesos (determin i stas) Introducción 36 Alexander et al., 2002) y estos valores suelen ser diferentes para un mismo uso dependiendo del autor, lo que pone de manifiesto no sólo el diferente grado de enriquecimiento en P que poseen los suelos en las distintas localizaciones geográficas, sino también la complejidad del proceso de pérdida de P por los suelos. Tabla 1.4.- Coeficientes de exportación del fósforo (kg P ha-1 año-1) A B C D E Suelos forestales 0.02 0.10 0.33 0.30 0.10 Suelos de prado 0.30 0.30 0.85 0.70 0.10 Suelos agrícolas 0.70 0.40 5.00 4.90 0.90 Zonas húmedas --- 0.05 0.00 0.00 --- Afluentes domésticos* 0.38 --- --- --- 1.10 Animales domésticos* --- --- --- --- 0.90 Áreas urbanas --- 1.50 --- 1.20 --- * kg persona (o animal) año -1 Johnes, 1996; Soranno et al., 1996; McGuckin et al., 1999; Jordan et al., 2000; Brigault and Ruban, 2000. La estimación de la contribución de diversas fuentes de P se realiza mediante la carga total del P que entra en una masa de agua receptora (un río, un lago o agua costera) generalmente usando aproximaciones anuales del fósforo total. Esto es únicamente válido para una evaluación rápida, puesto que hay gran incertidumbre en la valoración de la biodisponibilidad del P y algunas dificultades en la cuantificación temporal de las entradas del mismo (Mainstone y Parr, 2002). Mientras que tales estimaciones son generalmente adecuadas para los lagos, donde es potencialmente relevante el total de la carga de fósforo, pueden ser engañosas para los ríos, puesto que un elevado porcentaje de la carga total se puede exportar del río de forma rápida inmediatamente después de haber entrado. Es importante entender la naturaleza y la sincronización de las distintas fuentes de fósforo y cómo afectan al crecimiento de las plantas y de las algas en el río. Otro ejemplo de un método simple de medida del riesgo es el método irlandés de REALTA (Hughes et al., 2005), aplicado en el proyecto EuroHarp (EVK1-CT-200100096) para suelos europeos, basado en un número de factores que influyen en la pérdida de P desde sistemas agrícolas y de su transporte al agua superficial. La importancia relativa entre los factores se representa por un “peso”. El mapa compuesto que resulta establece los niveles de las áreas agrícolas potenciales de riesgo. Los resultados de un programa de supervisión irlandés de la calidad del agua confirmaron una correlación fuerte entre las áreas identificadas con un riesgo potencial muy alto y la mala calidad del agua (Groenendijk et al., 2007). 1.6.2. Modelos basados en la dinámica del P en el suelo Los modelos más complejos (basados en los procesos) requieren normalmente grandes cantidades de datos de entrada en una escala temporal y espacial muy detallada. En muchos casos Introducción 37 tales datos no están disponibles, requiriendo algunas asunciones o valores prefijados. Las aproximaciones empíricas y cuasiempíricas, tales como modelos estadísticos, pueden en estos casos ser alternativas viables. Incluso en esta categoría hay una gran variabilidad en complejidad (ej. Grimvall y Stålnacke, 1996; Caraco y Cole, 1999). Sin embargo, muchos modelos estadísticos tienen la limitación de que no pueden describir la dinámica de los flujos. Los modelos de simulación del ciclo del P en el suelo se desarrollaron desde finales de los años 70 como un instrumento de control. En general, estos modelos tienden a estar basados en los procesos físicos gobernados por variables de clima y son capaces de evaluar el transporte de nutrientes a las aguas superficiales y a las subterráneas tras la aplicación de residuos agrícolas. Los modelos de P considerados representan la aplicación superficial (como el fertilizante inorgánico, el abono orgánico, la deposición atmosférica del ión, la deposición o la incorporación de material vegetal muerto), la mineralización/inmovilización (entre formas orgánicas e inorgánicas), los procesos de sorción y de desorción del P en el suelo, la respuesta de la vegetación y la lixiviación del P (Lewis y McGechan, 2002). Los modelos de la dinámica del P en el suelo más usuales son ANIMO, procedente del Winand Staring Centre for Integrated Land Soil and Water Research, Wageningen, Países Bajos, descrito por Groenendijk y Kroes (1999) y Kroes y Rijtema (1998), GLEAMS (Groundwater Loading Effects on Agricultural Management Systems) desarrollado por US Department of Agriculture, Agricultural Research Service (Leonard et al., 1987; Knisel et al., 1993), DYACENT, versión diaria en lugar de la salida mensual del modelo CENTURY (Parton et al., 1987; Metherell et al., 1993a y b), inicialmente financiado por el US National Science Foundation, con la versión posterior (V5, 2000; the Century Model Interface) financiada en parte por el US Geological Survey de EE. UU., y MACRO desarrollado en los Departamentos de Ciencias de Suelo de la Universidad sueca de Ciencias Agrícolas. Todos estos modelos se describen detalladamente en Jarvis (1994). Hay que mencionar, además, el modelo EPIC (Erosion-Productivity Impact Calculator) (Sharpley y Williams, 1990), que inicialmente fue desarrollado para simular el impacto de la erosión en la producción de cultivos, y el modelo CREAMS (model for Chemicals, Runoff and Erosion from Agricultural Management Systems) descrito por Knisel (1980), que es un precursor de GLEAMS. En las Figuras 1.9-1.11 se representan, mediante diagramas, los modelos de los procesos dinámicos del P en el suelo, mostrando los principales flujos y estados con las fuentes y flujos arreglados en la medida de lo posible a una disposición común. Hay que indicar que todas las aportaciones y transformaciones del P en el suelo ocurren dentro de cada capa de suelo definida, y, para simplificar, se da la descripción de los modelos en función de una sola capa. Hay alguna variación entre modelos en la definición y la subdivisión de fuentes y de los nombres asignados a los flujos. Los flujos del ciclo rápido al ciclo lento de materia orgánica son diversos y se describen como la “descomposición”, la “humificación” y el “decaimiento”. La sorción en el suelo de P Introducción 38 inorgánico o lábil (es decir, disponible para las plantas) tiene lugar mediante un proceso rápido, pero la desorción implica ambos procesos, el rápido y el lento. P inorgánico del suelo adsorbido (cinética) P inorgánico del suelo disuelto P inorgánico del suelo adsorbido (equilibrio) P orgánico del suelo fresco P escorrentía P lixiviación Liberación P suelo P orgánico estable del suelo P fertilizantes P deposición P desechos animales P orgánico del suelo disuelto P inorgánico del suelo precipitado P mineral P orgánico fresco P brotes P raices Figura 1.9.- Fuentes y flujos de P en el modelo ANIMO. P inorgánico estable del suelo P orgánico fresco del suelo P orgánico estable del suelo P granos P tallos P raices P inorgánico lábil del suelo P orgánico desechos animales P fertilizantes P lixiviación P sedimentación P escorrentía P inorgánico activo del suelo Figura 1.10.- Fuentes y flujos de P en el modelo GLEAMS. Introducción 39 P meteorización P fertilizantes P desechos orgánicos P plantas P orgánico metabolismo P orgánico estructural P erosión P inorgánico fuertemente sorbido del suelo P inorgáncio ocluido del suelo P orgánico pasivo del suelo P orgánico lento del suelo P orgánico activo del suelo P escorrentía P lixiviación P inorgánico sorbido del suelo P inorgánico lábil del suelo Figura 1.11.- Fuentes y flujos de P en el modelo DAYCENT. Algunos procesos delimitados en estas figuras son fundamentalmente superficiales (grano, forraje, pasto, P atmosférico), otros tienen lugar tanto en la capa superficial como en la subsuperficial (P orgánico fresco en el residuo de cosecha y raíces, P orgánico en desechos de animales, P procedente de los fertilizantes y las formas disueltas de P), mientras que el P adsorbido y estable en el suelo ocurre en capas profundas del mismo. Para una detallada descripción de todos los procesos relevantes del P en el suelo, tendría que considerarse el transporte tanto del P soluble como del particulado y tanto del P inorgánico como del orgánico, por tres rutas: por tierra (escorrentía superficial), por el suelo verticalmente, a través del suelo a aguas subterráneas profundas, así como las transformaciones de unas formas de fósforo a otras tras la aplicación tanto de fertilizante mineral como de abono orgánico de P. Ninguno de los modelos considera todos estos procesos, pero algunos consideran un subconjunto apropiado a una situación particular. El movimiento superficial de P disuelto se considera tanto en el modelo ANIMO como en el modelo GLEAMS, pero el movimiento de P unido al material particulado sólo se considera en el modelo GLEAMS. El modelo DAYCENT considera el P sorbido en el suelo en equilibrio con el P lábil en el suelo, por lo tanto tiene en cuenta la lixiviación e incluye la pérdida de P por la erosión. Casi ninguno de los modelos de P considera un proceso importante el movimiento 'a través del suelo' de P unido al material particulado, de ahí el interés en aplicar el modelo MACRO que sí tiene la capacidad de representar este proceso (Lewis y McGechan, 2002). El modelo DAYCENT considera sólo el transporte vertical, pero algunos de sus parámetros son más apropiados en procesos a largo plazo. Es, sin embargo, el único modelo que considera los residuos de descomposición de las plantas (proporción de N-lignina). El modelo Introducción 40 ANIMO presenta el tratamiento más detallado de los abonos e incluye una descripción rigurosa de las formas solubles de fósforo, pero no considera el transporte de P particulado. El modelo MACRO hace el tratamiento más exhaustivo de los procesos de transporte a través del suelo, incluyendo los dominios del microporo y del macroporo (aunque no la escorrentía) y el transporte de P particulado, pero realmente representa de una manera muy simplista las transformaciones de P. Las transformaciones que se producen por la temperatura y los efectos de la humedad del suelo se representan de modo similar en los cuatro modelos. La aproximación general al modelo de descomposición y mineralización (o inmovilización) es similar entre los modelos ANIMO, GLEAMS y DAYCENT (asumiendo que se basan en los procesos de N y de C), pero los detalles de las ecuaciones son diferentes. El modelo MACRO, sin embargo, no tiene una descripción de las transformaciones del N y del C en el suelo, pero se centra en características del transporte de las partículas del suelo. Lewis y McGechan, 2002, proponen la construcción de una nueva versión híbrida de los cuatro modelos descritos, con la representación completa de los procesos que faltan, que incluya una minuciosa descripción del flujo, tanto del P soluble como particulado, por microporos y macroporos como en el modelo MACRO, combinado con una representación completa del ciclo C/N/P descrito por GLEAMS, con los componentes del abono descritos por ANIMO y las ecuaciones de descomposición de los residuos de las planta tomadas del modelo DAYCENT. Finalmente, el flujo por tierra y las pérdidas por erosión podrían representarse por componentes como en el modelo GLEAMS. El NL-Cat (Groenendijk et al., 2007), Países Bajos, es también un ejemplo de un modelo de proceso mecánico complejo que funciona a escala de campo y que presenta coincidencias con el modelo Stone (Wolf et al., 2003) que se emplea a escala nacional en los Países Bajos. Este modelo consta de módulos especializados para el flujo del agua del suelo, las transformaciones y la lixiviación de nutrientes del suelo, el flujo superficial y las concentraciones de nutrientes. 1.7. Estimación de los índices de P La dificultad que atañe al manejo e interpretación de los datos que requiere la aplicación de modelos complejos delimitan su uso rutinario como herramienta para diagnosticar el estado del P en el suelo. Como alternativa a estos modelos, desde los años 90 se han desarrollado indicadores simplificados del riesgo de exportación de P de suelos agrícolas como instrumento de diagnóstico (Lemunyon y Gilbert, 1993; Sharpley et al., 2003). Dichos indicadores denominados como "índices de fósforo" (PI) tienen en cuenta factores de fuente, tales como el contenido de P en el suelo o las adiciones de fertilizante (tanto de abonos orgánicos como de fertilizantes inorgánicos, haciendo especial énfasis en los métodos de aplicación), el grado de saturación de P o el P procedente de los residuos de las plantas, y factores de transporte, tales como erosión Introducción 41 (hídrica y eólica), escorrentía (superficial y de riego), drenaje subsuperficial, contribución de la distancia, anchura de las zonas tampón (o zonas de amortiguación), y sensibilidad de las aguas receptoras. Los valores adimensionales del PI que se obtienen indican el riesgo relativo de la exportación de P desde los suelos agrícolas. El PI se aplica rutinariamente en los EE. UU. (Sharpley et al., 2003) y se ha adoptado en varios países europeos, especialmente en Escandinavia. En Alemania, la necesidad de cuantificar las pérdidas de P desde tierras agrícolas es notoria, dado el elevado número de estudios que tratan diversos aspectos del riesgo de pérdidas de P (Werner y Wodsak, 1994; Bach y Frede, 1998; Behrendt et al., 2003; Venohr et al., 2005). 1.8. Factores de fuente Las adiciones de fertilizantes minerales y orgánicos (composts, estiércol, desechos de animales, residuos de plantas), influyen en los niveles del test de P del suelo en un plazo de tiempo corto, pero más importante para el riesgo de pérdidas de P son las pérdidas que se pueden producir inmediatamente después de la aplicación como consecuencia, por ejemplo, de una precipitación intensa. Las pérdidas de P se denominan indistintamente "directas" (Schoumans y Chardon, 2003), "incidentales" (Haygarth y Jarvis, 1999) o "episodio-específicas" (Hart et al., 2004) cuando se producen precipitaciones que interaccionan con los materiales en los que recientemente se ha aplicado P procedente de distintas fuentes (abonos orgánicos, fertilizantes minerales), provocando pérdidas de P por escorrentía. La importancia y la magnitud de las pérdidas directas dependen de la tasa de aplicación, de la frecuencia de aplicación en relación con la escorrentía, del método de aplicación y de la disponibilidad de los materiales aplicados (Sharpley et al., 2001a; Withers et al., 2003). El riesgo de pérdidas directas de P puede persistir durante varias semanas después de la aplicación (Pierson et al., 2001; Sharpley et al., 2001a). La frecuencia con que se realiza la adición de abonos o de fertilizantes es de suma importancia para evaluar el riesgo de pérdidas de P. Sin embargo, la frecuencia con que se producen los episodios de escorrentía como consecuencia de las precipitaciones eventuales no son predecibles; así, los factores de la sincronización en la aplicación se relacionan de una manera más general con las estaciones del año y se combinan con los factores propios del método de aplicación (Lemunyon y Gilbert, 1993; Beegle et al., 2006). La incorporación del fertilizante o del abono en el suelo mediante labranza, inyección o por colocación subsuperficial puede disminuir el potencial de pérdidas de P por escorrentía, comparado con el uso superficial, en más del 95 % (Pote et al., 1996; Little et al., 2005). Hay que tener en cuenta, además, que las relaciones entre el uso del suelo y la calidad de las aguas son, en múltiples ocasiones, sorprendentes y escasamente reproducibles (Soranno et al., 1996). Además de los factores de fuente mencionados se deben considerar los distintos índices del grado de saturación de P (DPS), que se definen como la fracción de posiciones superficiales Introducción 48 la superficie. No obstante, suelos con menos del 15 % de arcilla son susceptibles de sellado si la intensidad de lluvia es alta. 1.9.1.4. Flujo superficial El flujo superficial se produce en las laderas durante una tormenta cuando se supera la capacidad de almacenaje en las depresiones de la superficie y cuando, ya sea por una lluvia prolongada o por lluvias de intensidad superior a la capacidad de infiltración del suelo, se supera su capacidad de retención. Es raro que el flujo presente una forma de lámina de agua de profundidad uniforme, sino que lo más frecuente es una masa anastomosada o trenzada de cursos de agua que no tienen canales marcados. El flujo se interrumpe por las grandes piedras, guijarros y la cobertura vegetal, formándose remolinos alrededor de los matojos y pequeños arbustos. La efectividad del flujo superficial como agente erosivo depende de su extensión espacial y de su distribución sobre la ladera. Es importante la velocidad del flujo, ya que debido a la resistencia propia del suelo la velocidad debe alcanzar un valor umbral antes de que se inicie la erosión. Básicamente el desprendimiento de una partícula de la masa del suelo se produce cuando las fuerzas ejercidas por el flujo son superiores a las que mantienen la partícula unida al resto (Morgan, 1997). 1.9.1.5. Flujo subsuperficial El movimiento lateral del agua pendiente abajo dentro del suelo se conoce como flujo interno. Cuando éste se produce como un flujo concentrado en túneles o conductos subsuperficiales son bien conocidos sus efectos erosivos por hundimiento de los túneles y formación de cárcavas. Es menos conocida la capacidad erosiva del agua en movimiento a través de los espacios porosos del suelo, aunque se ha sugerido que las partículas finas pueden ser eluviadas por este proceso (Swan, 1970). Más importante que la carga de sedimentos es la concentración mineral del flujo subsuperficial, que puede ser el doble que la encontrada en el flujo superficial. Nutrientes esenciales para la vegetación, especialmente los aportados con los fertilizantes, pueden ser extraídos empobreciendo, en consecuencia, el suelo y reduciendo su resistencia a la erosión. Se ha mostrado que, incluso en las condiciones naturales de un bosque tropical húmedo inalterado, situado sobre pendientes de 8 a 14º en Pasoh (Negeri Sembilan, Malasia) y donde las tasas de erosión son muy pequeñas, el material extraído disuelto en el flujo subsuperficial puede representar entre el 15 y el 23 % del sedimento total transportado (Leigh, 1982). 1.9.1.6. Factores erosivos Los factores que controlan la erosión son la agresividad de los agentes erosivos (erosividad), la erosionabilidad del suelo, la pendiente del terreno y la naturaleza de la cobertura vegetal. Introducción 49 Erosividad: La pérdidas del suelo están estrechamente relacionadas con la lluvia, en parte por el poder de desprendimiento del impacto de las gotas al golpear el suelo y, en parte, por la contribución de la lluvia a la escorrentía. Ésta contribuye particularmente a la erosión por flujo superficial y en regueros, fenómenos para los que la intensidad de precipitación se considera, generalmente, la característica más importante (Fournier, 1972). La erosión se relaciona con dos tipos de lluvia, la tormenta intensa de corta duración que supera la capacidad de infiltración del terreno y la tormenta de larga duración y baja intensidad que satura el suelo. En muchos casos es difícil separar los efectos de los dos tipos cuando se contabilizan las pérdidas de suelo. La erosividad de una tormenta es función de su intensidad y duración, y de la masa, diámetro y velocidad de las gotas de lluvia (Morgan et al., 1986). Erosionabilidad: La erosionabilidad define la resistencia del suelo a los procesos de desprendimiento y transporte. Aunque la resistencia de un suelo a la erosión depende, en parte, de su posición topográfica, pendiente y grado de alteración (por ej. laboreo), las propiedades del suelo son los determinantes más importantes. La erosionabilidad varía con la textura del suelo, la estabilidad de los agregados, la resistencia al esfuerzo cortante, la capacidad de infiltración y los contenidos minerales y orgánicos (Richter y Negendank, 1977; Evans, 1980). Efecto de la pendiente: Normalmente, se podría esperar que al aumentar la inclinación y la longitud de la pendiente aumentase la erosión como resultado del incremento de la velocidad y volumen de la escorrentía superficial. Más aún, mientras en una superficie plana las gotas de lluvia salpican las partículas del suelo aleatoriamente en todas direcciones, en un terreno en pendiente más partículas del suelo son salpicadas pendiente abajo que pendiente arriba, aumentando la proporción en función de la inclinación de la pendiente (Zingg, 1940; Musgrave, 1947; Kirby, 1969). Efecto de la cobertura vegetal: La vegetación actúa como una capa protectora o amortiguadora entre la atmósfera y el suelo. Los componentes aéreos, como hojas y tallos, absorben parte de la energía de las gotas de lluvia, del agua en movimiento y del viento, de modo que su efecto es menor que si actuaran directamente sobre el suelo, mientras que los componentes subterráneos, como los sistemas radiculares, contribuyen a la resistencia mecánica del suelo (Hudson y Jackson, 1959). La vegetación puede jugar un papel importante en la reducción de la erosión cuando cubre una proporción suficiente de la superficie del suelo. La cubierta forestal es la más efectiva, pero una densa cubierta herbácea puede tener casi la misma eficiencia y se obtiene más rápidamente. La eficacia protectora de los cultivos agrícolas varía según su estado de desarrollo y la cantidad de suelo desnudo expuesto a la erosión. Para una protección adecuada, al menos el 70 % de la superficie del suelo debe estar cubierta (Elwell y Stocking 1976), aunque se puede obtener una protección aceptable con el 40 % del suelo cubierto. Sin embargo, los efectos de la vegetación no son totalmente simples y bajo determinadas condiciones la erosión puede verse potenciada por la Introducción 50 cobertura vegetal. Cuando se usan cubiertas vegetales como elemento básico para controlar la erosión, es fundamental que esas condiciones sean perfectamente conocidas y especificadas. 1.9.2. Escorrentía El transporte de P disuelto en el agua de escorrentía se inicia por la pérdida de P del suelo, del material de las plantas y de los sedimentos suspendidos. Este proceso ocurre cuando la precipitación interacciona con una capa delgada del suelo superficial (1-5 centímetros) (Sharpley, 1985a). La cantidad de precipitación y la profundidad del suelo implicada son altamente dinámicas debido a las variaciones en intensidad de la precipitación, en tipo de suelo y en cubierta vegetal, haciéndolas difíciles de cuantificar en el campo (Sharpley et al., 2001). La concentración de P en el agua del flujo subsuperficial que se infiltra en el perfil del suelo lixiviado es generalmente pequeña debido a la absorción de P por el subsuelo deficiente en P, a excepción de lo observado en los suelos orgánicos, en los cuales la afinidad y la capacidad de la adsorción de P es baja debido al predominio de superficies negativamente cargadas (Duxbury y Peverly, 1978; Miller, 1979; White y Thomas, 1981). Otros suelos que suelen presentar escorrentía son los suelos arenosos con baja capacidad de absorción de P, los suelos con abundante cantidad de agua donde el Fe (III) se ha reducido a Fe (II), así como los suelos bien estructurados en los que se produce un flujo preferente a través de los macroporos (Sharpley y Syers, 1979; Bengston et al., 1992; Sims et al., 1998). En zonas de lluvias irregulares y torrenciales la escorrentía aumenta rápidamente, debido al bajo poder de asimilación del suelo de esa cantidad de agua en poco tiempo. Las lluvias intensas superan pronto el umbral de infiltración y aumenta la escorrentía. A medida que aumenta la intensidad lo hace también la velocidad con la que el agua alcanza el suelo y, por tanto, la fuerza del impacto. El agua de escorrentía contiene P particulado y P disuelto (Hart et al., 2004). Normalmente en los suelos labrados, el P disuelto constituye sólo una pequeña parte de las pérdidas de P total, mientras que en los suelos bajo pasto o en los suelos agrícolas donde se desarrollan prácticas agrícolas de conservación, el P disuelto constituye una mayor proporción en las pérdidas de P (Sharpley et al., 1996; Cox y Hendricks, 2000; Hart et al., 2004). El coeficiente de escorrentía se define, de forma general, como la relación unitaria entre la cantidad de precipitación que discurre en forma de escorrentía y el total de la caída. Muchas expresiones empíricas para el cálculo de la escorrentía se basan en el coeficiente de escorrentía, aunque se deben diferenciar dos enfoques según se defina: 1) Cómo la relación entre la lluvia efectiva y la escorrentía total, expresando la relación entre el volumen de escorrentía a la salida de una cuenca y la cantidad de lluvia caída en la misma superficie. Su valor varía a lo largo del año en función de las características de la superficie del suelo. Introducción 51 2) Cómo la relación entre el caudal máximo y la intensidad máxima, el denominado método racional, utilizado para calcular el caudal de escorrentía máxima de diseño. El coeficiente de escorrentía de Frevert (en Porta et al., 1994) se identifica con este concepto de escorrentía. Al recurrir a expresiones empíricas para determinar el coeficiente de escorrentía se debe tener presente que esta consideración lleva implícita una simplificación que, para ser suficientemente aproximada, exige trabajar en unas condiciones lo más semejantes posible a las de la cuenca tomada como referencia al deducir la expresión que se utilice. Estos procedimientos de cálculo dejan de considerar factores de importancia sobre los que, por lo general, se posee escasa información y por ello resulta difícil proponer su uso generalizado. Los resultados siempre deberían ser objeto de comprobación. 1.9.2.1. Aproximación empírica de número de curva de escorrentía El factor de escorrentía se puede determinar con la aproximación empírica de número de curva (USDA-NRCS, 1989). Esta aproximación también se utiliza en varios modelos de simulación de procesos. Los números de curva se estiman para los grupos hidrológicos importantes del suelo basándose en las características físicas del suelo, la vegetación, el uso del suelo y las condiciones de humedad antecedentes, esto es, las existentes en el momento en que se produce la precipitación que provoca escorrentía. El número de curva de escorrentía (también llamada el Número de curva o simplemente CN) es un parámetro empírico que se emplea en hidrología para predecir la escorrentía directa o la infiltración que se produce por una precipitación excesiva. El método del número de curva fue desarrollado por el USDA, Natural Resources Conservation Service (1986), que anteriormente se llamaba Servicio de Conservación del Suelo o SCS, por lo que el número es todavía conocido popularmente como "número de la curva de escorrentía SCS" en la bibliografía. El número de la curva de escorrentía fue desarrollado a partir de un análisis empírico de la escorrentía en pequeñas cuencas y las parcelas en pendiente supervisadas por el USDA. Se trata de un método ampliamente utilizado y eficiente para determinar la cantidad aproximada de escorrentía directa de un evento de precipitaciones en una zona determinada. El número de curva de escorrentía se basa en un grupo de suelos del área hidrológica, el uso del suelo, el tratamiento y la condición hidrológica. La ecuación de escorrentía es: Q = (P - I a )2 P - I a + S donde, Q es la escorrentía ([L]) Introducción 52 P es la precipitación ([L]) S es el potencial máximo de retención de la humedad del suelo después de que comience la escorrentía ([L]) Ia es la abstracción inicial ([L]), o la cantidad de agua antes de la escorrentía, como la infiltración, la lluvia o la interceptación de la vegetación, y Ia= 0.2S. El número de la curva de escorrentía, CN, está relacionado con dicho potencial S S = 1000 - 10 CN CN presenta un rango de 30 a 100; los números más bajos indican bajo potencial de escorrentía, mientras que un número más elevado indica un aumento del potencial de escorrentía. El método del número de curva de escorrentía tiene tres niveles de humedad antecedente, dependiendo de la precipitación total en los cinco días previos a la tormenta. Ajuste del antecedente de la condición de humedad (AMC) La escorrentía se ve afectada por la humedad del suelo antes de un evento de precipitación o el antecedente de la condición de humedad (AMC). Un número de la curva, según lo calculado anteriormente, también puede ser llamado AMCII, CNII o promedio de la humedad del suelo. Las otras condiciones de humedad son seca, AMCI o CNI, y húmeda, AMCIII o CNIII. El número de la curva se puede ajustar por factores a CNII, de modo que cuando los factores de CNI son menores que 1 se reduce CN y el potencial de escorrentía, mientras que si el factor CNIII es mayor que 1 se incrementa CN y el potencial de escorrentía. El coeficiente de escorrentía guarda una relación directa con la erosión del suelo, por lo que para reducir la erosión es importante disminuir la cantidad de agua de escorrentía, que es función directa del volumen e intensidad de las lluvias. 1.9.2.2. Coeficiente de escorrentía según Frevert El cálculo del coeficiente de escorrentía puede determinarse de distintos modos. Según Frevert (en Porta et al., 1994) puede realizarse considerando las siguientes propiedades: Cp (pendiente), Ct (textura del horizonte superficial), Cv (cubierta vegetal), Cc (prácticas de cultivo). La expresión propuesta por Frevert es la siguiente: C= 1 – (Cp + Ct + Cv + Cc) Introducción 53 El coeficiente de escorrentía guarda una relación inversa con la capacidad de infiltración del suelo y la rugosidad de la superficie. La textura, la estructura y la materia orgánica del suelo son propiedades que influyen en la erosión a través de la permeabilidad. A medida que aumenta la pendiente, la cantidad y la energía del agua de escorrentía son mayores, incrementando la fuerza de erosión. La mayor pendiente puede hacer que el límite entre lluvia erosiva y no erosiva se reduzca. La longitud de la pendiente también guarda una relación directa con la capacidad erosiva. Tabla 1.6.- Propiedades y coeficientes del coeficiente de escorrentía de Frevert. Textura Ct Cubierta v egetal Cv Práctica c ultivo Cc Muy Arenosa 0.50 Forestal denso 0.20 Alomado a nivel 0.20 Franco Arenosa 0.40 Prados y Pastos 0.15 A nivel 0.15 Franca 0.20 Cultivos 0.10 Mal cultivado 0.10 Arcillosa 0.10 Eriales 0.05 Sin cultivar 0.00 Pendiente % Cp < 3 0.30 3-5 0.20 6-10 0.15 11-15 0.08 16-20 0.07 21-25 0.05 > 25 0.02 Al incrementarse la cobertura de la vegetación el suelo está más protegido, frenando la escorrentía, ya que: 1) Proporciona protección frente al impacto de las gotas de lluvia. 2) Mejora la agregación del suelo por la liberación de residuos, aumentando la permeabilidad. 3) Facilita la infiltración Una vez que desaparece la vegetación natural, las prácticas de cultivo pueden aumentar o disminuir la erosión en función del tipo y rotación de cultivos del laboreo del suelo y de las prácticas de conservación que se lleven a cabo. El agua de escorrentía contiene P particulado y disuelto, por lo que es fundamental conocer qué relación existe entre el coeficiente de escorrentía y las pérdidas de P. Muchos estudios han demostrado correlaciones lineales entre los valores del test de P en el suelo (STP) y Introducción 54 las pérdidas de P disuelto por escorrentía (Pote et al., 1996; Sharpley et al., 1996; Andraski y Bundy, 2003; Allen et al., 2006). El coeficiente de extracción para el P se define como la pendiente de la regresión lineal entre el test de P en el suelo (STP) y el P de escorrentía (Sharpley et al., 1996; Vadas et al., 2005). Se ha indicado que los coeficientes de extracción dependen del tipo del suelo (Sharpley et al., 1996; Zhang et al., 2006), del contenido en arcilla (Cox y Hendricks, 2000), de la capacidad de sorción de P (Sharpley, 1995), del contenido en CaCO3 (Torbert et al., 2002), de la cantidad de escorrentía (Andraski y Bundy, 2003), del antecedente de humedad del suelo (Pote et al., 1999) o de las diferentes prácticas agrícolas (Andraski et al., 1985; Sharpley et al., 2002). En contraste, basándose en la evaluación de datos a partir de 17 estudios anteriores que abarcan 31 suelos diferentes, Vadas et al. (2005) concluyen que los coeficientes de extracción no presentan diferencias estadísticamente significativas para distintos suelos y distintas condiciones hidrológicas y de manejo y sugieren emplear como modelo un solo coeficiente de extracción, cuya magnitud es solamente una función del método aplicado de STP. Esta idea está relacionada con el uso de muchos modelos de P (Sharpley et al., 2002) e índices de P (Sharpley et al., 2003). 1.9.3. Conectividad Únicamente una fracción del sedimento erosionado alcanza las aguas receptoras, mientras que otra parte es redepositada antes de alcanzar la corriente de agua más cercana (Walling, 1983). La proporción de sedimento erosionado y de escorrentía que alcanza la masa de agua es función de la distancia del suelo a la corriente de agua, de la magnitud de los eventos de escorrentía por precipitación, de las características geológicas (geomorfología) y de la existencia y anchura de las zonas amortiguadoras (actúan como filtros). El factor de la contribución de la distancia se basa en análisis hidrológicos que implican la probabilidad de los eventos de precipitación de diversas magnitudes (períodos de retorno) que causen escorrentía de una magnitud predeterminada (Gburek et al., 2000). La contribución de la distancia es un factor que se incluye en todos los índices de P y casi siempre como un valor relativo. En el caso del índice de P en New York (Czymmek et al., 2003), además se consideran una serie de factores adicionales, tales cómo si el caudal del agua se mantiene constante o es intermitente. 1.9.4. Zonas de amortiguación Las zonas de amortiguación o zonas tampón, ayudan a proteger la calidad del agua filtrando los contaminantes, los sedimentos y los nutrientes de los derrames y ayudando a controlar las inundaciones, a estabilizar el lecho del río y a controlar su temperatura. La importancia que adquieren las zonas de amortiguación se reflejan de manera clara en los distintos índices de P. Así, aunque la conectividad y las zonas tampón se incluyen como factores relativos, Introducción 55 es decir, se le asignan unos valores en función de unos criterios preestablecidos (Mallarino et al., 2002), el factor de amortiguación, que se denomina “de corrección” (función de la anchura de las franjas o zonas tampón y de la erosión), no se incluye en todos los índices de P, pero en los que se considera aparece multiplicando (Sharpley et al., 2003; Bechmann et al., 2005a; Andersen y Kronvang, 2006), mientras que la conectividad se incluye como un sumando. La eficacia de las zonas tampón depende de su anchura y de la duración y magnitud de la escorrentía (Kronvang et al., 2005b). Las zonas tampón son más eficientes cuando hay un flujo en capas que cuando hay un flujo en grietas o surcos, porque el flujo canalizado puede evitar los mecanismos de retención del tampón (Sharpley et al., 2006). Por otra parte, las zonas tampón son más eficaces para la reducción de las partículas arenosas del suelo en comparación con las partículas más finas (Schauder y Auerswald, 1992; Kronvang et al., 2005b). Además de zonas tampón, existen otras opciones para reducir la conectividad entre las partículas erosionadas o la escorrentía y las aguas superficiales de recepción (Sharpley et al., 2006) como, por ejemplo, las hierbas en las vías fluviales (Fiener y Auerswald, 2003). Las zonas ribereñas pueden desempeñar un papel importante en la retención de sedimentos, aunque hay que indicar que, en general, es más alta la retención de sedimentos que la retención de P unido a sedimentos, debido a que la mayoría del P ligado a los sedimentos está mayoritariamente unido a partículas más finas, que son más difíciles de retener (Karssies y Prosser, 1999). Sin embargo, la retención de P puede ser considerable puesto que la vegetación ribereña filtra principalmente los sedimentos por medio de los siguientes mecanismos (Karssies y Prosser, 1999; Mander y Hayakawa, 2005): aumentando la infiltración (es decir, reduciendo el volumen de escorrentía) e incrementando la rugosidad de la superficie (es decir, reduciendo la velocidad de la escorrentía); favoreciendo la pérdida de sedimento (con una eficacia que depende de muchos factores como las características pluviales y la topografía ribereña); protegiendo los márgenes de los cursos de agua y los suelos ribereños de la erosión; filtrando las partículas sólidas; absorbiendo los contaminantes; y reteniendo los nutrientes antes de que lleguen al curso de agua. Hay que indicar que una zona ribereña, en el sentido estricto, comprende sólo la vegetación en un lecho fluvial y a lo largo de las costas de los ríos. Sin embargo, el término se ha utilizado últimamente, y en este caso en concreto, con mayor amplitud para incluir la parte del paisaje adyacente a un curso de agua que ejerce una influencia directa en los márgenes del curso fluvial, del lago, del agua y los ecosistemas acuáticos asociados con ellos (Karssies y Prosser, 1999). En el paisaje los hábitats ribereños son corredores localizados en la interfaz de los ecosistemas terrestre y acuático. Actúan como conductos, filtros o barreras controladores de flujos de agua, sedimentos y nutrientes. El garantizar las funciones ecológicas ribereñas, como el filtrado de los flujos terrestres y subterráneos, la estabilización de los márgenes de los cursos de agua y el control de sus hábitats internos, es una parte importante de la ordenación apropiada de los recursos naturales (Mander y Hayakawa, 2005). Las áreas ribereñas deben conservarse anchas, Introducción 56 naturales, sin modificaciones a lo largo de los ríos. La eficacia de la vegetación ribereña en la captura de sedimentos depende de muchos factores como los ritmos de los flujos entrantes, el tamaño de la partícula de sedimento, los medios hidrológicos y topográficos del área ribereña y la cubierta y el tipo de vegetación (Karssies y Prosser, 1999). El efecto del tipo de vegetación es controvertido. La hierba puede ser más eficaz que la vegetación leñosa en la disminución de la erosión de los márgenes y la captura de los sedimentos, pero la hierba requiere una ordenación activa porque los procesos de sucesión tienden a favorecer a la vegetación leñosa (Lyons et al., 2000). Los filtros de hierba forman rápidamente sedimentos nuevos, de modo que no son desplazados por la escorrentía siguiente; los filtros de hierba deberían ser perennes, resistentes a la inundación y la sequía, capaces de crecer después de una inundación parcial y no ser invasores de otros ecosistemas (Karssies y Prosser, 1999). A menos que el sotobosque sea denso, los suelos forestales se consideran como el regulador menos eficaz porque los troncos se hallan distanciados y el flujo a menudo se concentra en surcos volviéndose, de tal modo, más erosivo. La cubierta vegetal en descomposición trabaja como una forma de almacenamiento temporal ya que captura los sedimentos, pero éstos son arrastrados por la siguiente escorrentía (Karssies y Prosser, 1999; McKergow et al., 2004). Sin embargo, los árboles y los arbustos pueden proveer otros beneficios a los cursos de agua como la sombra y el control de la temperatura del agua que afecta a la producción primaria y al hábitat interno (Lyons et al., 2000). Los suelos forestales, por tanto, deberían estar rodeados por una franja de hierba para capturar los sedimentos de los campos contiguos. Para la zona sudoriental de los Estados Unidos, Sheridan et al., (1999) recomendaron reguladores forestales ribereños compuestos por tres zonas: una franja de hierba de filtro adyacente a los campos cuya principal función es diseminar la escorrentía de superficie como un flujo laminar; una primera zona forestal donde existe la infiltración y la sedimentación; y una segunda zona forestal para proteger y estabilizar las márgenes de los cursos de agua. 1.9.5. Otros factores de transporte Otro factor a tener en cuenta en el paso de P del suelo al agua es la profundidad eficaz de la interacción entre la escorrentía y el suelo, que es más elevada en la superficie del suelo y declina rápidamente con la profundidad (Sharpley, 1985; Torbert et al., 2002). Algunos estudios realizados con el isótopo 32P (Ahuja et al., 1981) han indicado que la interacción declina exponencialmente y que la profundidad eficaz de la interacción para la escorrentía es sólo de 1 centímetro (aprox.). Sharpley (1985), en estudios donde se produce una simulación de la precipitación, concluye que la profundidad eficaz de la interacción aumenta (de 1.3 a 37.4 mm) con un aumento en la intensidad de la precipitación (de 50 a 160 mm h-1) y con la pendiente del suelo (del 2 % al 20 %). Esta baja profundidad de la interacción se corresponde con las prácticas comunes en los modelos deterministas de P, en los cuales el flujo superficial se simula en función Introducción 57 de la extractabilidad de P en los primeros 5 centímetros del suelo (Sharpley et al., 2002), mientras que para estimar la pérdida de P del suelo se recomienda una profundidad entre 2.5 y 5 cm, pues es importante evaluar la superficie que está en contacto directo con la escorrentía (Sharpley, 2006), a excepción de los suelos donde el flujo lateral es considerable y debe tenerse en cuenta el P en el subsuelo. Para la evaluación y la recomendación rutinaria de la fertilidad del suelo, el test agronómico del suelo que se incluye en los índices de P, se recomienda que las muestras se recojan a la “profundidad de arado”, es decir entre 15 y 20 cm de profundidad, o en las zonas donde se concentran las raíces. Investigaciones recientes han demostrado que el transporte de P a través del suelo en los canales de drenaje o el agua subterránea es más extenso de lo que se pensaba inicialmente (Sims et al., 1998; Simard et al., 2000). A escala de cuenca el flujo subsuperficial a través de los canales drenados es, a menudo, el camino dominante de la pérdida de P (Gelbrecht et al., 2005). La pérdida del fósforo por lixiviación y por drenaje subsuperficial suele ser mayor en los suelos arenosos, debido a su baja capacidad de adsorción de P y a la alta conductividad hidráulica (Heathwaite y Dils, 2000; Leinweber et al., 1999). Además, los suelos limosos y arcillosos presentan macroporos que inducen el transporte de P por flujo preferencial (Stamm et al., 1998; Djodjic et al., 1999). Estos suelos suelen presentar canales verticales, causando un transporte rápido de P lixiviado a las masas próximas de agua (Simard et al., 2000; Djodjic y Bergström, 2005). La precipitación anual también se considera un factor de transporte en algunos índices de P, como es el caso del índice de P de Noruega (Bechmann et al., 2005a) o de Arkansas (DeLaune et al., 2004 a,b). 1.10. Evolución de los índices de P La premisa básica de los índices de P es que el riesgo de pérdida de P desde suelos agrícolas a las aguas circundantes se puede cuantificar por una combinación simple de varios factores relacionados con las características de la fuente y del transporte de P. En el índice de P original (Lemunyon y Gilbert, 1993), los factores se sumaban para calcular el índice de P final. Por lo tanto, las interacciones entre diversos factores (los factores de fuente y de transporte) no se tenían en cuenta adecuadamente y todos eran equivalentes, a excepción de los distintos “pesos” que se le atribuía a cada factor. A medida que se incrementa la complejidad de los índices de P, los componentes se agrupan en factores de fuente y factores de transporte y el cálculo del índice final se obtiene multiplicando ambos (Sharpley et al., 2003). Esto implica una mayor eficacia en el cálculo, al reflejar la influencia del componente de fuente con respecto al componente de transporte, representando conceptualmente las “áreas de fuente críticas” (CSA) (Gburek et al., 2000), que se identifican con las áreas susceptibles de exportar altas cantidades de P por los elevados valores que presenta el componente de la fuente y por los elevados valores de transporte potencial. La dinámica espacial y temporal de las CSAs, que controlan la pérdida de P, reflejan la Justificación y objetivos 64 climáticos que ocasionan procesos erosivos) son los responsables de que el fósforo en ecosistemas terrestres pase a ser un componente de los ecosistemas acuáticos. 2.2. Objetivos A partir de lo indicado anteriormente está claro que hay que considerar que las tareas agrícolas realizadas de manera no correcta son uno de los orígenes de los problemas de eutrofización de las aguas, y que la aplicación de estrategias de buenas prácticas agrarias siempre debería redundar en la calidad medioambiental de las aguas circulantes. Ello lleva a la necesidad de plantearse en que medida las distintas actividades realizadas dentro de una cuenca agrícola influirán sobre la calidad de las aguas. La Unión Europea (UE, 2000) considera que el seguimiento global de la calidad de las aguas tiene que ser estudiado en cuencas agrícolas de pequeño tamaño, para así poder dictaminar correctamente cuales son las principales prácticas agrarias que inducen la contaminación difusa de las aguas superficiales. La tesis que se desarrolla participa de estas preocupaciones a lo largo de todo su desarrollo ya que los objetivos de la misma son: a) Estudiar en los suelos alrededor de dos grandes masas de agua estancada (embalses de Fervenza y de Portodemouros) como los diferentes usos del suelo influyen en diversos parámetros relacionados con la dinámica del P en el suelo, caracterizando a lo largo de un año el factor cantidad de fósforo, intensidad de fósforo y poder tampón de fósforo. De esa manera se pretende conocer la variabilidad espacial y estacional de los componentes que determinan el factor fuente, uno de los factores necesarios para determinar el riesgo de pérdida de P por el suelo. b) Realizar en una pequeña cuenca agrícola que drena al embalse de Fervenza un estudio pormenorizado de las formas de P en el suelo, en el agua que se mueve por la cuenca y en los sedimentos presentes en el cauce de la misma. De esta manera se tendrá la información básica necesaria para poder formular un índice de pérdidas de P que permita predecir la importancia de dichas pérdidas en zonas geográficas similares. 3 3. .- -M MA AT TE ER RI IA AL LE ES S Materiales 67 3. Materiales El estudio se realizó sobre los suelos de los alrededores de los embalses de Fervenza y Portodemouros, que como se muestra en la Figura 3.1 son parte de los cursos del río Xallas y del río Ulla, respectivamente. Figura 3.1.- Localización de los embalses y ríos de Galicia. Materiales 68 En la Figura 3.2 se representan los límites de las cuencas del río Xallas, que drena en el embalse de Fervenza, y la cuenca del río Ulla, que drena en el embalse de Portodemouros. Figura 3.2.- Límites de las cuencas objeto de estudio. 3.1. Área de Fervenza 3.1.1. Embalse El embalse de Fervenza se encuentra en la cuenca del río Xallas, entre los municipios de Mazaricos, Dumbría y Zas de la provincia da Coruña. El embalse presenta un área de 12.5 km2, con una profundidad máxima de 20 m y un volumen de 104x106 m3. La zona que rodea al embalse tiene una extensión de 312.8 km2 y soporta una precipitación de 1842 mm/año (Diaz Fierros, 1971). Dicha área presenta una densidad de población de 51 hab/km2, siendo la densidad de la cabaña ganadera de 61 unidades/km2. 3.1.2. Geología del área alrededor del embalse Según la información proporcionada por el IGME, en las proximidades del embalse predominan rocas del complejo de Noya y rocas del grupo de Laxe. Dentro de las rocas del complejo de Noya se encuentran: Gneises félsicos. Son rocas metamórficas con fuerte estructura planar blastomilonítica. Existen dos tipos: biotítico-horbléndico y moscovitico-biotítico sin anfibol primario. Desde el Embalse de Fervenza Cuenca del Xallas Embalse de Portodemouros Cuenca del Ulla 0 10 20 30 40 50 km Materiales 69 punto de vista mineralógico son rocas muy feldespáticas y muestran granate abundante como fase relicta. En las grietas, el granate pasa a una biotita verdosa cloritizada. Son muy abundantes los accesorios refractarios ricos en elementos radioactivos (circon, allanita y rutilo). Figura 3.3.- Ortofoto de los alrededores del embalse de Fervenza. Retroeclogitas. Estas rocas metamórficas se corresponden con anfibolitas granatíferas, con anfibol, granate, clinopiroxeno y plagioclasa como minerales principales. El clinopiroxeno es de tendencia verdosa y tiene inclusiones diminutas de opacos que lo anubarran. El granate está sub-redondeado, es muy abundante. El anfibol es verdoso, tipo hornblenda y se sitúa en porfiroblastos redondeados y sustituyendo al clinopiroxeno. Hay, como minerales accesorios, cuarzo, opacos, esfena, biotita, carbonatos, mica blanca, zoisita y rutilo. Ortogneis biotítico. Estas rocas metamórficas tienen esquistosidad marcada y una lineación de estiramiento desarrollada. Inicialmente fueron rocas de origen ígneo e intrusivas dentro de los metasedimentos del complejo. La biotita es el único ferromagnesiano presente y la principal mica. Los cuatro minerales principales son cuarzo, microclina, plagioclasa y biotita. Los accesorios siempre presentes son opacos y circón. Esporádicamente aparecen allanita, granate (raro), moscovita, apatito, esfena, fluorita, epidota, óxidos de hierro y rutilo (muy escaso). El cuarzo se presenta como un mosaico de grano fino con fuerte recristalización, o elongado con extinción ondulante y bordes irregulares tipo mortero. Materiales 70 La microclina está muy maclada en enrejado y muy fresca. Forma cristales subidiomorfos bien individualizados, integrando la textura en mosaico granoblástico típico de estas rocas. La plagioclasa está muy poco maclada y es de composición ácida. Hay algunas mirmequitas y se alteran poco a sericita. Igual que la microclina, puede presentarse en porfidoblastos con inclusiones de opacos, micas y apatito. La biotita es marrón oscura rojiza o pardo negruzca (lepidomelana) con pleocroismo externo, muy típico de estas rocas. Es el mineral que marca la orientación aunque no lleguen a desarrollarse planos lepidoblásticos continuos. Se tranforma a clorita. Las texturas generales son blastomiloníticas de grano fino a medio, algo metaporfídicas. Ortogneis con anfibol. También estas rocas metamórficas tienen marcada esquistosidad de primera fase hercínica y una lineación de estiramiento casi siempre visible. Sus estructuras son similares a las de los ortogneis biotíticos. Son rocas de origen ígneo y de naturaleza alcalina y peralcalina que intruyen en los metasedimentos del complejo. Pueden ser algo más modernos que los biotíticos. Sólo están presentes los que contienen hastingsita. Principalmente tiene los minerales: cuarzo, microclina, plagioclasa, anfibol, biotita. Algunas facies son sólo cuarzofeldespáticas quedando restringido, tanto el anfibol como la biotita, a cantidades muy accesorias. La biotita siempre está presente, aunque a veces como accesorio. También hay como accesorios esfena, opacos, circón, granate, fluorita, allanita, epidota y óxidos de hierro. La microclina es pertítica y con buena macla en enrejado. El anfibol es verdoso algo azulado del tipo hastingsita. Su hábito frecuente son pequeños prismas subidiomorfos. Se transforma a micas y opacos. La plagioclasa es de tipo albita poco maclada, con inclusiones de micas-anfibol. La biotita posee pleocroísmo externo en tonos marrones oscuros anaranjados. La esfena es granular de pequeño tamaño y muy abundante. Las texturas son blastomiloníticas y alguna metaporfídica con fenoblastos de feldespato. La matriz es granoblástica y en algunos se desarrolla orientación de fractura. En cuanto a las rocas del grupo de Laxe, las presentes en el área de estudio son: Esquistos con algunos niveles de cuarcita. Estas series de esquistos presentan un metamorfismo regional progresivo que abarca desde el grado medio (andalucita-sillmanita) hasta un grado alto (sillimanita-feldespato potásico). En la zona de grado medio con andalucita, la paragénesis más frecuentemente encontrada, dentro de los tipos metapelíticos, está formada por cuarzo, plagioclasa-moscovita, biotitaandalucita-granate. Aparecen como accesorios: apatito, circón, leucoxeno, xenotima, turmalina y opacos. Presentan texturas lepidoblásticas en ocasiones deformadas y de tipo cataclástico. Materiales 71 3.1.3. Suelos y usos del suelo Los suelos de la zona son claramente diferentes en las zonas de ladera de las de la penillanura. En la zona de ladera dominan Litosoles y Cambisoles mientras que en la penillanura, y sobre todo en las muchas zonas donde surgen fuentes de agua, dominan suelos de carácter gleico, encontrándose en ellos la capa de agua próxima a la superficie durante la mayor parte del año. Son suelos cuyo horizonte superficial presenta contenidos elevados en materia orgánica y que en toda su profundidad muestran claramente rasgos hidromórficos: colores grises y azulados, abigarramientos e incluso, en ocasiones, ligero olor a sulfhídrico. En lo referido a los usos del suelo de esta zona, los cultivos suponen alrededor del 20 %, los suelos dedicados a prado alrededor del 16 % y las áreas repobladas (fundamentalmente con pinos y eucaliptos) alrededor del 30 %. Por otra parte, las áreas que soportan vegetación natural (robledales) suponen alrededor del 25 % y las zonas húmedas con vegetación de prados higrófitos alrededor del 9 %. 3.1.4. Ubicación de los puntos de muestreo Se tomaron muestras en 20 puntos de la zona (Figura 3.4), de los cuales 7 son suelos forestales, 4 se corresponden con prados naturales y 9 son prados fertilizados. La información de cada uno de los puntos de muestreo se presenta en la Tabla 3.1. Se tomaron muestras de los suelos para su análisis, con una periodicidad casi mensual, entre noviembre del año 2000 y noviembre del 2001. Las fechas de recogida de muestras y la clave asignada a cada uno de los muestreos se presentan a continuación: Nº muestreo Fecha 1 16/11/00 2 15/12/00 3 31/01/01 4 22/02/01 5 27/03/01 6 20/04/01 7 23/05/01 8 19/06/01 9 26/07/01 10 24/09/01 11 06/11/01 12 30/11/01 3.2. Área Portodemouros 3.2.1. Embalse El estudio se realizó en el entorno del embalse de Portodemouros, en el río Ulla, cuya cuenca es de 1.174,4 km2. Materiales 72 Leyenda Forestales Prados naturales Prados fertilizados Figura 3.4.- Mapa con la ubicación de los puntos de muestreo de los alrededores del embalse de Fervenza. Materiales 73 Tabla 3.1.- Características de los puntos de muestreo en los suelos de los alrededores del embalse de Fervenza. Muestra Altitud (m) Orientación Geología Uso del suelo Localidad 1 310 sur esquistos con cuarcita prado fertilizado Medado 2 305 llano esquistos con cuarcita forestal Cotón 3 340 oeste esquistos con cuarcita forestal A Furoca 4 330 llano esquistos con cuarcita prado natural Muíño 5 325 este gneises félsicos forestal Monte Mayor 6 295 llano gneises félsicos prado natural Currais 7 310 sur ortogneis con anfíbol forestal Canle do Marco 8 305 sur gneises félsicos prado natural Prado da Niña 9 295 llano ortogneis biotítico prado fertilizado Orbellido 10 310 llano gneises félsicos prado fertilizado As Cabazas 11 325 llano gneises félsicos forestal A Gándara 12 310 nordeste ortogneis con anfíbol forestal Couquiño 13 310 llano gneises félsicos prado fertilizado Pazos 14 340 oeste gneises félsicos prado fertilizado Abeleiras 15 310 llano gneises félsicos prado natural Niñan 16 325 sur gneises félsicos prado fertilizado Estivada Vella 17 320 noroeste esquistos con cuarcita forestal Agrís 18 310 llano esquistos con cuarcita prado fertilizado Espigas 19 320 llano esquistos con cuarcita prado fertilizado O Valiño 20 325 llano esquistos con cuarcita prado fertilizado Cumbrans Materiales 80 3.3.3. Suelos y usos del suelo La distribución del espacio en función de su uso agrícola es la siguiente: en la zona A (tras la confluencia de los ríos) el 36 % de los suelos son forestales y el 64 % son prados naturales; en la zona B (Rego de Abellas) el 28 % son suelos forestales, el 45 % son prados naturales y el 27 % son prados fertilizados; en la zona C (Fonte Espiño) el 11 % de los suelos son forestales, el 16 % son prados naturales y el 66 % son prados fertilizados. Cabe destacar que en la zona C un 7 % de la superficie total se corresponde con pequeñas áreas rurales pobladas. 3.3.4. Ubicación de los puntos de muestreo El estudio abarca tanto la cuantificación del P en los suelos como en las aguas y en los sedimentos. Figura 3.9.- Mapa de la ubicación de los puntos de muestreo de los suelos de Fonte Espiño y Rego de Abellas. En la cuenca de Fonte Espiño y Rego de Abellas se seleccionan 36 puntos (Figura 3.9) para el análisis de suelos, de los que 11 son suelos forestales, 10 son prados naturales y 15 son prados fertilizados. La información de cada uno de los puntos de muestreo se presenta en la Tabla 3.3. Los suelos se muestrearon con una periodicidad quincenal desde el mes de marzo al mes de octubre de 2002. El período de estudio se centró en estos meses porque es la época del crecimiento de la cosecha y es cuando se producen las adiciones más intensas de fertilizantes y de purines al suelo. Leyenda Forestales Prados naturales Prados fertilizados Zonas rurales Materiales 81 Las fechas de recogida de muestras y la clave asignada a cada muestreo se presentan a continuación: Nº muestreo Fecha 1 14/03/02 2 28/03/02 3 11/04/02 4 25/04/02 5 08/05/02 6 22/05/02 7 05/06/02 8 18/06/02 9 04/07/02 10 18/07/02 11 13/08/02 12 06/09/02 13 20/09/02 14 04/10/02 Tabla 3.3.- Características de los puntos de muestreo de los suelos de la cuenca de Fonte Espiño y Rego de Abellas. Muestra Altitud (m) Uso del suelo Muestra Altitud (m) Uso del suelo 1 290 prado natural 19 360 prado natural 2 290 forestal 20 360 forestal 3 350 forestal 21 350 prado natural 4 350 forestal 22 350 prado fertilizado 5 320 prado natural 23 340 prado fertilizado 6 320 forestal 24 340 forestal 7 330 prado natural 25 340 forestal 8 320 prado fertilizado 26 340 forestal 9 320 prado fertilizado 27 340 forestal 10 312 prado natural 28 340 prado fertilizado 11 312 prado fertilizado 29 340 prado fertilizado 12 330 prado fertilizado 30 320 prado fertilizado 13 340 prado fertilizado 31 310 prado fertilizado 14 340 prado natural 32 320 prado fertilizado 15 330 prado natural 33 320 prado fertilizado 16 340 prado fertilizado 34 310 prado fertilizado 17 370 prado natural 35 300 prado natural 18 370 forestal 36 330 forestal Materiales 82 El muestreo de las aguas se realizó en 8 puntos diferentes de la cuenca. Tres correspondieron al curso del río Fonte Espiño (puntos 4, 3 y 2), cuatro puntos de muestro correspondientes al curso del río Rego de Abellas (5, 6, 7 y 8) y un punto de muestreo en el tramo fluvial tras la confluencia de ambos ríos (punto 1), como se muestra en la Figura 3.10. Figura 3.10.- Mapa de la ubicación de los puntos de muestreo de las aguas y los sedimentos de Fonte Espiño y Rego de Abellas. La recogida de muestras de aguas se realizó con periodicidad quincenal desde el mes de marzo de 2002 al de diciembre de 2003, en las fechas que se indican a continuación, así como la clave dada a cada uno de los muestreos. Nº muestreo Fecha Nº muestreo Fecha Nº muestreo Fecha Nº muestreo Fecha 1 14/03/02 19 12/11/02 37 25/03/03 55 28/07/03 2 26/03/02 20 19/11/02 38 01/04/03 56 11/08/03 3 11/04/02 21 26/11/02 39 08/04/03 57 02/09/03 4 24/04/02 22 03/12/02 40 14/04/03 58 08/09/03 5 08/05/02 23 10/12/02 41 21/04/03 59 16/09/03 6 23/05/02 24 17/12/02 42 29/04/03 60 22/09/03 7 05/06/02 25 27/12/02 43 06/05/03 61 29/09/03 8 19/06/02 26 03/01/03 44 13/05/03 62 06/10/03 9 04/07/02 27 10/01/03 45 20/05/03 63 13/10/03 10 17/07/02 28 21/01/03 46 26/05/03 64 20/10/03 11 13/08/02 29 28/01/03 47 03/06/03 65 29/10/03 12 06/09/02 30 04/02/03 48 10/06/03 66 03/11/03 13 19/09/02 31 11/02/03 49 17/06/03 67 10/11/03 14 03/10/02 32 18/02/03 50 24/06/03 68 17/11/03 15 15/10/02 33 25/02/03 51 01/07/03 69 24/11/03 16 22/10/02 34 04/03/03 52 08/07/03 70 01/12/03 17 29/10/02 35 11/03/03 53 15/07/03 71 09/12/03 18 05/11/02 36 17/03/03 54 21/07/03 72 15/12/03 Materiales 83 La recogida de las muestras de sedimento se realizó el 2 de septiembre de 2003 en los mismos puntos en los que se tomaron las muestras de agua. El sedimento se recogió en la parte media del cauce siendo transportado, junto con el agua intersticial que contenía, en recipientes de polietileno al laboratorio. 4 4. .- -M MÉ ÉT TO OD DO OS SA AN NA AL LÍ ÍT TI IC CO OS S Métodos Analíticos 87 4. Métodos 4.1. Análisis de los suelos 4.1.1 Toma de muestras y su conservación En todos los casos se muestrearon los 5 cm superiores del horizonte A del suelo, eliminando la capa de förna en los suelos forestales. En cada zona de muestreo se tomaron muestras en distintos puntos (10-15), que se mezclaron y homogeneizaron en el propio campo. Una vez tomadas las muestras, se transportaron al laboratorio donde se tamizaron utilizando un tamiz de 4 mm de diámetro de malla. Una alícuota se almacenó en la nevera, a la temperatura de 4 ºC, hasta el momento de los análisis en fresco, mientras que otra parte se secó al aire y se utilizó para los análisis generales del suelo. 4.1.2. Medida de la humedad del suelo La humedad se midió en todas las muestras con el fin de referir los resultados a suelo seco a 110 ºC. Para su determinación, se toma una muestra de suelo, de aproximadamente 5 g (pesada en balanza analítica), en un crisol de porcelana, anotando tanto el peso del crisol vacío como el del crisol lleno. Se introducen los crisoles en una estufa a 110 ºC y se mantienen durante 24 horas. Se sacan las muestras de los suelos de la estufa y se dejan enfriar en un desecador antes de pesarlas de nuevo. Por diferencia entre los pesos se obtiene la cantidad de agua que contenía la muestra (g H2O), así como la cantidad de suelo seco pesado inicialmente (Ss). La humedad se expresa como la cantidad de agua que contienen 100 de suelo seco (% agua). 4.1.3. Determinación del pH en H2O y en KCl Mediante la medida del pH del suelo en agua se determina la "acidez actual", esto es, la cantidad de iones H3O+ presentes en la solución del suelo en un instante dado, en equilibrio con las especies que los han liberado y con los otros iones de la solución. La "acidez actual" se mide potenciométricamente mediante pH-metro en una suspensión en la que están presentes una parte del suelo y 2.5 partes de agua en peso. Para ello, se pesan 10 g de suelo seco y tamizado y se añaden 25 mL de agua. Se agita y se esperan 30 minutos, agitando de vez en cuando. Se calibra el electrodo con soluciones tampón de pH 4 y 7, antes de la medida de las muestras y después se mide el pH de las mismas. Entre muestra y muestra se debe limpiar bien el electrodo, con agua destilada, y hay que tener cuidado de introducir el electrodo en la muestra de manera que exista buen contacto entre éste y la suspensión del suelo. La medida del pH en KCl permitirá conocer “la acidez potencial”, ya que el ión K+ sustituye a los protones fijados y a los iones aluminio en las posiciones de cambio. Para realizar la medida se pesan 10 g de suelo seco y tamizado y se añaden 25 mL de una solución de KCl 0.1 N. Métodos Analíticos 88 Se agita y se espera dos horas agitando de vez en cuando. La lectura se realiza al igual que la medida de pH en agua, utilizando un pH-metro. En base al pH en KCl, se pueden clasificar los suelos en las siguientes categorías (Guitián y Carballas, 1976). pH Clasificación < 4.50 Fuertemente ácidos 4.51-5.50 Ácidos 5.51-6.50 Débilmente ácidos 6.51-7.20 Neutros > 7.20 Alcalinos Aparatos y reactivos 1. pH-metro. 2. Electrodo combinado de pH. 3. Disoluciones tampón de pH 4 y 7. 4. Solución de KCl 4.1.4. Determinación del carbono total del suelo El método se basa en la oxidación de la materia orgánica del suelo con dicromato potásico en medio ácido, de modo que a mayor contenido en materia orgánica mayor cantidad de oxidante consumido. El dicromato no consumido se determina por medio de la valoración del dicromato con sal de Mohr, con lo que la diferencia entre la cantidad de dicromato presente en el blanco y la presente en la muestra indica la cantidad consumida por la materia orgánica existente en la misma. Procedimiento: Se muele una pequeña cantidad de suelo en un mortero. Se pesan alrededor de 0.5 g de suelo molido, aunque la cantidad varía según el contenido en materia orgánica de los mismos, y se introducen en un matraz Erlenmeyer de 250 mL. Se añaden 50 mL de H2SO4 concentrado y a continuación 25 mL de K2Cr2O7 aproximadamente 1.8 N, agitando y bajo grifo para evitar un calentamiento excesivo. Se introducen en estufa a 110 ºC durante hora y media, junto a un blanco preparado con iguales cantidades de los reactivos empleados, pero sin suelo. Transcurrido ese tiempo, los matraces se sacan de la estufa y se dejan enfriar, tras lo cual el contenido de los mismos se trasvasa a matraces aforados de 250 mL y se enrasa con agua destilada. Para la valoración se toman 5 mL de blanco o de muestra y se depositan en un vaso de precipitados de 250 mL, al que se añade agua destilada (aproximadamente 100 mL), 2 ó 3 gotas Métodos Analíticos 89 del indicador (difenilamina) y un par de gotas de H3PO4. Se valora con la sal de Mohr hasta viraje a gris. De cada muestra se hacen dos repeticiones. Después de las valoraciones de los problemas (muestras) se valora la sal de Mohr para conocer su normalidad. Para ello se toma 1 mL de H2SO4 concentrado, 1 mL de K2Cr2O7 de normalidad exactamente conocida y se añade el agua, el indicador y el ácido fosfórico. Se valora igualmente hasta viraje gris. Se realizan también dos repeticiones. Reactivos 1. H2SO4 concentrado. 2. K2Cr2O7 1.8 N, se disuelven 88.3 g de K2Cr2O7 en 1 L de agua destilada. 3. Sal de Mohr 0.2 N: 70.4 g de sal de Mohr (sulfato ferroso amónico). 4. Difenilamina al 1% en H2SO4 concentrado. 5. Ácido fosfórico. 6. K2Cr2O7 0.8 N (Normalidad exactamente conocida). Cálculos % C = (B-M) × Nsal × 3 10-3 × 250 / 5 ×100 / sm suelo % Materia orgánica = % C × 1.724 Donde: M = mL de disolución de la sal de Mohr gastados por la muestra. B = mL de disolución de la sal de Mohr gastados por los blancos. N = normalidad exacta de la sal de Mohr utilizada para valorar. sm = cantidad de suelo seco al aire y molido utilizada. 4.1.5. Determinación del nitrógeno total Se realiza mediante el método de Kjeldahl modificado por Guitián y Carballas (1976). El método puede dividirse en dos partes: a) Ataque o destrucción de la materia orgánica y transformación del nitrógeno orgánico en sales amónicas, y b) Valoración de dichas sales amónicas, lo que implica el arrastre del amonio en corriente de vapor después de su liberación mediante la adición de hidróxido sódico, la recogida del amoniaco arrastrado sobre ácido bórico y la titulación de dicho amoniaco con HCl. Se pesa 1 g de suelo (apuntando la cantidad exacta pesada) seco al aire y molido. Se introduce en matraces de digestión (por duplicado). Se añaden 20 mL de H2SO4 concentrado con un 3 % de H3PO4 (para precipitar el hierro y evitar sus interferencias), 5 g de KHSO4 para aumentar la temperatura de ebullición del H2SO4 y 0.2 g de CuSO4·H2O que actúa de catalizador de la reacción de formación del (NH4)2SO4. Del mismo modo se prepara un blanco con igual Métodos Analíticos 96 fracción del sedimento fresco (homogeneizado tras agitación manual) se usó para el estudio de las fases fosfato presentes. El resto del sedimento se secó al aire y se utilizó para los demás análisis que se detallan a continuación. 4.3.1. Estudio de las fases fosfato Para el estudio de las fases fosfato, 5 g del sedimento fresco se agitaron durante 7 días con 50 ml de una solución de Cl2Ca 0.01N y varias gotas de tolueno para inhibir la actividad microbiana. Al cabo de los 7 días se midió el pH de la suspensión mediante potenciometría. A continuación, las suspensiones se centrifugaron durante 5 minutos a 5000 rpm. El sobrenadante se filtró primero a través de papel de filtro Whatman nº 2 y luego a través de membranas Millipore® de 0.45 μm de diámetro de poro utilizando un sistema de filtración a vacío. En los líquidos filtrados se determinó la concentración de MRP, mediante la técnica colorimétrica usual, así como las concentraciones de calcio, magnesio, aluminio y hierro, todos ellos mediante absorción atómica. Los valores de concentración obtenidos permitieron calcular los valores de potencial fosfato cálcico que se representaron en un diagrama de fases fosfato (Gil Sotres y Díaz Fierros, 1980). 4.3.2. Análisis granulométrico En la fracción de sedimento seca al aire se determinó la distribución de clases de tamaños de partículas haciendo pasar una alícuota de los mismos (aproximadamente 250 g) a través de tamices con luces de malla de 2 mm, 1 mm, 0.500 mm, 0.250 mm y 0.100 mm. Por tanto, para cada uno de los sedimentos se recogieron las fracciones de diámetros entre 2-1 mm, 1-0.500 mm, 0.500-0.250 mm, 0.250-0.100 mm y <0.100 mm (denominada esta fracción como fracción fina o elementos finos). 4.3.3. Análisis químico de las fracciones del sedimento Alícuotas de cada una de estas fracciones y del sedimento bruto se molieron en molinos de bolas y se analizaron para P total (por colorimetría) y Fe total (mediante absorción atómica), previa digestión ácida (H2SO4 + HCl + HO4Cl) en baño de arena. I Iª ªP PA AR RT TE E: :I IN NF FL LU UE EN NC CI IA AD DE EL LU US SO OD DE EL L S SU UE EL LO OS SO OB BR RE EL LA AD DI IN NÁ ÁM MI IC CA AD DE EL LP PE EN N L LO OS SS SU UE EL LO OS SD DE EL LO OS SA AL LR RE ED DE ED DO OR RE ES SD DE E L LO OS SE EM MB BA AL LS SE ES SD DE EF FE ER RV VE EN NZ ZA AY Y P PO OR RT TO OD DE EM MO OU UR RO OS S 5 5. .- - R RE ES SU UL LT TA AD DO OS S D DE E L LO OS S S SU UE EL LO OS S P PR RÓ ÓX XI IM MO OS S A AL L E EM MB BA AL LS SE E D DE E F FE ER RV VE EN NZ ZA A Resultados Fervenza 101 5. Resultados relativos a los suelos de los alrededores del embalse de Fervenza 5.1. Propiedades generales de los suelos 5.1.1. Valores de pH en H2O y en KCl En el suelo hay que diferenciar entre varios tipos de acidez. Por acidez actual o activa se entiende la cantidad de iones H3O+ presentes en la solución del suelo en un instante dado y que está en equilibrio con las especies que los han liberado y con los otros iones presentes en la solución. La acidez intercambiable o potencial se refiere a la cantidad de protones adsorbidos en los sitios de intercambio del suelo. La acidez total se refiere a la cantidad total de iones hidrógeno presentes en el suelo susceptibles de ser neutralizados por una base; y corresponde a la suma de la acidez actual y la acidez potencial. En los suelos de Fervenza el pH en agua, que refleja la acidez actual del suelo, presenta unos valores medios de 4.99 para los suelos forestales, de 5.13 para los prados naturales y de 5.46 para los prados fertilizados, valores que indican que, independientemente del uso, estamos en presencia de suelos ácidos, estando la acidez más mitigada en el caso de los prados fertilizados. Tabla 5.1.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el pH en H2O de los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. pH H 2 O FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 4.99a 5.13a 5.46b D.S. 0.31 0.36 0.33 INTERVALO 4.30-5.56 4.32-5.80 4.68-6.47 Respecto al valor de pH, los suelos forestales y los prados naturales son significativamente distintos a los prados fertilizados para un nivel de confianza del 99.5 % (p<0.005). Figura 5.1.- Valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el pH en H2O de los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. 0.00 1.00 2.00 3.00 4.00 5.00 6.00 7.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados pH H 2 O a a b Resultados Fervenza 102 Los valores que presentan las desviaciones estándar (D.S.) no son elevados (0.31, 0.36, 0.33) correspondiendo a los prados naturales la mayor variabilidad, con un coeficiente de variación del 7 %. Al estudiar los valores de pH en KCl, que se corresponden con la acidez potencial del suelo, se puede observar que para los suelos bajo diferentes usos hay valores por debajo de 4.50, por lo que, siguiendo el criterio de Guitián y Carballas (1976), se clasificarían como suelos fuertemente ácidos. Sin embargo, también hay valores de pH en KCl por encima de este valor en los prados fertilizados así que, atendiendo al mismo criterio, estos suelos se corresponderían con suelos ácidos. Como es habitual en los suelos gallegos, el pH en KCl es inferior al pH en H2O; esta situación pone de manifiesto el predominio de las cargas negativas en estos suelos frente a las cargas positivas. El desplazamiento del aluminio de cambio por el catión potasio y, posiblemente, el desencadenamiento de procesos de desprotonación de grupos funcionales acídicos contribuyen a explicar la disminución de valor de pH observada. Tabla 5.2.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el pH en KCl de los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. pH KCl FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 4.08a 4.16a 4.52b D.S. 0.30 0.17 0.34 INTERVALO 3.26-4.92 3.87-4.50 3.93-5.60 Al igual que ocurría para el pH en agua, existen diferencias significativas entre los suelos forestales y los prados naturales con respecto a los prados fertilizados, los cuales tienen un pH más alto que los otros dos tipos de suelos. Figura 5.2.- Valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el pH en KCl de los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. 0.00 1.00 2.00 3.00 4.00 5.00 6.00 7.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados pH KCl a a b Resultados Fervenza 103 Observando la Figura 5.2 se aprecia que existe una pequeña variabilidad en las desviaciones estándar, siendo el coeficiente de variación más elevado el correspondiente a los prados fertilizados, con un valor del 8 %. 5.1.2. Contenido de carbono y nitrógeno totales y valores de la relación C/N En la Tabla 5.3 se representan los valores medios, las desviaciones estándar y los intervalos de valores del contenido de carbono total (C total) para cada uno de los usos del suelo. El valor medio más alto lo presentan los suelos forestales (9.13 %), seguidos de los prados naturales (6.84 %) y de los prados fertilizados (6.83 %). Tabla 5.3.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del contenido de C total obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. C total FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 9.13a 6.84b 6.83b D.S. 2.09 2.19 1.07 INTERVALO 4.72-14.42 3.25-13.06 2.10-12.13 Los prados naturales y los prados fertilizados tienen unos valores medios de C muy próximos entre sí, presentando diferencias significativas respecto a los suelos forestales, para un nivel de confianza del 99.5 %. A pesar de presentar los prados naturales y los prados fertilizados unos valores medios muy próximos, los coeficientes de variación son muy diferentes. Así, mientras que los prados fertilizados presentan el coeficiente de variación más pequeño, del orden del 16 %, los prados naturales duplican este valor siendo el coeficiente del orden del 32 %. Los suelos forestales (que presentan el contenido medio de C más elevado), tienen un coeficiente de variación intermedio, del orden del 23 %. Figura 5.3.- Valores medios y desviaciones estándar del contenido de C total obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. 0.00 2.00 4.00 6.00 8.00 10.00 12.00 14.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados % C total a b b Resultados Fervenza 104 Los valores de nitrógeno total (N total) siguen una tendencia distinta a la del C total, presentando el valor medio más alto los suelos forestales, seguido de los prados fertilizados y, por último, los prados naturales (0.66 %, 0.58 % y 0.53 %, respectivamente), pero en esta ocasión las diferencias entre ellos no son tan pronunciadas, quizás como consecuencia del aporte de fertilizantes ricos en nitrógeno que compensan la disminución de este elemento generada por la pérdida de la materia orgánica y por la toma de este elemento por las plantas. Tabla 5.4.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del contenido de N total obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. N total FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.66a 0.53b 0.58b D.S. 0.16 0.15 0.16 INTERVALO 0.26-0.94 0.25-0.81 0.26-0.96 En la gráfica 5.4 queda de manifiesto que los valores medios del contenido de N para los tres usos del suelo son muy próximos, aún siendo significativas las diferencias que presentan los suelos forestales con respecto a los prados naturales y a los prados fertilizados. La variabilidad de los distintos tipos de suelo es similar, puesto que los coeficientes de variación que presentan se aproximan, siendo del orden del 24 % para los suelos forestales y del 28 % para los prados naturales y los prados fertilizados. Figura 5.4.- Valores medios y desviaciones estándar del contenido de N total obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. La relación C/N es un índice del grado de humificación de la materia orgánica y de su calidad como sustrato. La vegetación constituye el principal aporte de materia orgánica al suelo, condicionando así su capacidad de descomposición. 0.00 0.40 0.80 1.20 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados % N total a b b Resultados Fervenza 105 La relación C/N presenta el valor medio más bajo para los prados fertilizados (12.0) y el más elevado para suelos forestales (14.1), mientras que los prados naturales tienen un valor medio intermedio (12.9). Tabla 5.5.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de la relación C/N obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. C/N FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 14.1a 12.9ab 12.0b D.S. 2.9 2.3 2.3 INTERVALO 9.5-24.7 8.1-16.9 7.4-24.4 A pesar de la proximidad en los valores medios, existen diferencias significativas entre los suelos forestales y los prados fertilizados. El coeficiente de variación de los suelos forestales es el que presenta un valor más elevado, 21 %, que no es muy alto, seguido del 19 % que presenta los prados fertilizados y del 18 % de los prados naturales. El que los suelos forestales tengan los valores más altos indica que las condiciones de humificación son menos favorables que en los otros dos casos, donde los valores reflejan mayores cantidades de nitrógeno junto a menores cantidades de carbono. Figura 5.5.- Valores medios y desviaciones estándar de la relación C/N obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5%. 5.1.3. Contenido de óxidos amorfos de hierro y aluminio extraíbles En cuanto a los valores de Fe extraído con oxálico-oxalato, el valor medio más elevado se obtiene para los prados fertilizados (0.77 g Fe2O3100 g-1 suelo) seguido de los prados naturales (0.74 g Fe2O3 100 g-1 suelo) y, por último, los suelos forestales (0.59 g Fe2O3 100 g-1 suelo suelo). 0.0 5.0 10.0 15.0 20.0 25.0 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados C/N a ab b Resultados Fervenza 112 Tabla 5.11.- Valores medios de la concentración de fósforo en equilibrio obtenidos para los suelos con distintos usos tras la adición de 5 y de 30 μg mL-1 de P. ADICIÓN FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS 5 μg mL-1 0.05 0.07 0.18 30 μg mL-1 0.32 0.57 1.76 Figura 5.13.- Valores medios de la concentración de fósforo en equilibrio para los suelos con distintos usos tras la adición de 5 y de 30 μg mL-1 de P. 5.2.3. Ordenada de la isoterma de Freundlich Para estimar el P adsorbido a las superficies del suelo se suele trabajar con isotermas de adsorción, ya que éstas permiten calcular factores de intensidad (concentración de P en solución), de cantidad (P en fase sólida que puede equilibrarse con P en solución) y de capacidad de equilibrio (Holdford, 1991). El modelo de equilibrio más sencillo establece que hay un equilibrio entre el P en disolución y el P adsorbido según la siguiente relación, conocida como ecuación de Freundlich: x = acb Donde: x = cantidad de P sorbido por unidad de peso c = concentración de P a y b = coeficientes característicos de cada suelo. Desde el punto de vista teórico, el significado de esta ecuación incluye una serie de supuestos muy estrictos: define una monocapa de adsorción y considera que no hay interacciones laterales entre moléculas adsorbidas (Berkheiser et al., 1980). Para facilitar los cálculos de los coeficientes a y b se aplican logaritmos neperianos a ambos lados de la ecuación, que entonces quedaría de la siguiente manera: 0.00 2.00 4.00 6.00 5 30 P equil. Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados μg mL -1 μg mL -1 μg mL -1 Resultados Fervenza 113 Ln x = Ln acb Ln x = Ln a + Ln cb Ln x = Ln a + b Ln c De esta forma: Ln a es el valor de la ordenada en el origen y b es el valor de la pendiente que se obtienen al representar Ln x frente al Ln c. La Tabla 5.12 recoge los valores medios obtenidos para los suelos bajo diferentes usos de la ordenada (Ln a) de la isoterma de Freundlich, valor que se considera que está relacionado con la adsorción máxima que puede presentar el suelo. El valor medio más alto de esta ordenada lo poseen los suelos forestales (9.92) y el valor medio más bajo, los prados fertilizados (6.26). Tabla 5.12.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de la ordenada en el origen (Ln a) de la isoterma de Freundlich obtenida para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. Ln a FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 9.92a 7.44b 6.26c D.S. 3.01 1.33 0.88 INTERVALO 5.75-20.27 5.51-11.66 4.41-9.37 Los relativamente bajos valores de las desviaciones estándar (Tabla 5.12) hacen que los coeficientes de variación no sean muy elevados para los suelos bajo cualquiera de los tres usos (15, 21 y 29 % para los prados fertilizados, prados naturales y suelos forestales, respectivamente). Figura 5.14.- Valores medios y desviaciones estándar de la ordenada en el origen (Ln a) de la isoterma de Freundlich obtenida para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. 0.00 2.00 4.00 6.00 8.00 10.00 12.00 14.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados Ordenada Isotermas (Ln a) a b c Resultados Fervenza 114 5.2.4. Grado de saturación en P El grado de saturación en P del suelo se ha determinado usando las siguientes aproximaciones: a) Relación entre el P asimilable y el tamaño del complejo absorbente, para lo cual se obtiene el cociente entre el P extraído con bicarbonato (P total bic y P inorg bic, mg kg-1), y la suma de Al y Fe extraíbles (mmoles kg-1). Se obtienen así los índices PSD 1 y PSD 2, según se considere el P total bic o el P inorg bic, respectivamente. b) Relación entre el P asimilable y la adsorción máxima que puede presentar el suelo, para lo cual se calcula el cociente entre el P extraído con bicarbonato (P total bic y P inorg bic, mg kg-1), con respecto al valor Ln a, esto es, el valor de la ordenada en el origen de la isoterma de Freundlich. Se obtienen así los índices PSD 3 y PSD 4, respectivamente, según se considere el valor de P total o de P inorgánico extraído con bicarbonato. A efectos de una mejor comparación, todos los valores de los índices de saturación indicados en las tablas siguientes están multiplicados por 100 (quedando PSD 1 y PSD 2 expresados en cg moles-1 y PSD 3 y PSD 4 en dg kg-1). En la Tabla 5.13 se recogen los valores correspondientes al índice se saturación PSD 1, para los suelos bajo diferentes usos. Los prados fertilizados son los que presentan el valor medio más elevado, 13.14 cg moles-1, seguidos de los prados naturales cuyo valor medio es 1.7 veces menor (7.88 cg moles-1) y, por último, de los suelos forestales que presentan un valor 6.8 veces inferior al de los prados fertilizados (1.92 cg moles-1). En la Figura 5.15 queda de manifiesto que las diferencias en el valor de este parámetro para los tres usos del suelo son estadísticamente significativas. La variabilidad que presentan los suelos, puesta de manifiesto por los valores de la desviación estándar obtenidos para los suelos bajo cada uno de los usos (Tabla 5.13) es elevada, oscilando los coeficientes de variación entre el 73 % para los suelos forestales y los prados fertilizados y el 90 % que presentan los prados naturales. Tabla 5.13.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del índice de saturación PSD 1 (cg moles-1) obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. PSD 1 FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 1.92a 7.88b 13.14c D.S. 1.41 7.09 9.63 INTERVALO 0.26-8.22 0.79-36.02 2.49-49.25 Si se analizan los intervalos de valores obtenidos para los diferentes grupos de suelos puede apreciarse que los valores para los suelos forestales (0.26-8.22 cg moles-1) son claramente inferiores a los de los prados fertilizados (2.49-49.25 cg moles-1), y que los prados naturales Resultados Fervenza 115 presentan un intervalo de valores (0.79-36.02 cg moles-1) más próximo al comportamiento de los prados fertilizados que al de los suelos forestales (Tabla 5.13). Figura 5.15.- Valores medios y desviaciones estándar del índice de saturación PSD 1 obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. En la Tabla 5.14 y en la Figura 5.16 se recogen los valores medios del índice de saturación PSD 2, obtenidos para los suelos bajo diferentes usos. Los prados fertilizados presentan el valor medio más elevado (10.21 cg moles-1), siendo 10.7 veces superior al que presentan los suelos forestales (0.95 cg moles-1) y 1.7 veces mayor que el de los prados naturales (5.94 cg moles-1). Tabla 5.14.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del índice de saturación PSD 2 (cg moles-1) obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. PSD 2 FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.95a 5.94b 10.21b D.S. 1.08 6.16 8.44 INTERVALO 0.11-7.45 0.30-27.31 0.13-45.70 A diferencia de lo que sucedía para el índice PSD 1, los valores medios obtenidos para los prados naturales y los prados fertilizados no son significativamente diferentes, como reflejan los valores mostrados en la Figura 5.16. La variabilidad de los valores obtenidos para los suelos bajo los tres usos es elevada, siendo los coeficientes de variación superiores al 100 % en el caso de los suelos forestales y los prados naturales (114 % y 104 %, respectivamente). Los prados fertilizados presentan un coeficiente menor, aunque también bastante elevado (83 %). 0.00 10.00 20.00 30.00 40.00 50.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados cg mol-1 PSD 1 a b c Resultados Fervenza 116 Figura 5.16.- Valores medios y desviaciones estándar del índice de saturación PSD 2 obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5%. Al evaluar los valores medios del índice de saturación PSD 3 (Tabla 5.15; Figura 5.17), se observa que la tendencia es la misma que la indicada para los índices de saturación PSD 1 y PSD 2, pues los prados fertilizados presentan el valor medio más elevado (619.20 dg kg-1), que es 2.0 veces el que presentan los prados naturales (303.63 dg kg-1) y 9.6 veces el que presentan los suelos forestales, 64.60 dg kg-1. Tabla 5.15.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del índice de saturación PSD 3 (dg kg-1) obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. PSD 3 FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 64.60a 303.63b 619.20c D.S. 35.84 284.69 388.65 INTERVALO 8.59-153.57 31.79-1043.00 125.51-2221.35 Las diferencias entre los valores del índice PSD 3 obtenidos para los suelos de los tres usos son significativas aún a pesar de los altos valores de desviación estándar, ya que los valores medios obtenidos para cada uno de los usos son muy diferentes entre sí. La variabilidad de los valores del índice que presentan los suelos es elevada, como ponen de manifiesto los altos valores de la desviación estándar obtenidos (Tabla 5.15), de modo que los valores de los coeficientes de variación oscilan entre el 55 %, para los suelos forestales, y el 94 % para los prados naturales. 0.00 10.00 20.00 30.00 40.00 50.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados cg mol-1 PSD 2 a b b Resultados Fervenza 117 Figura 5.17.- Valores medios y desviaciones estándar del índice de saturación PSD 3 obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. De forma semejante a los casos anteriores, al evaluar los índices de saturación PSD 4 (Tabla 5.16, Figura 5.18), se observa que los prados fertilizados presentan el valor medio más elevado (483.82 dg kg-1), valor que es 2.1 veces el de los prados naturales (226.87 dg kg-1) y 15.4 veces el que presentan los suelos forestales (31.46 dg kg-1). Como cabía esperar dada la amplitud de las diferencias entre los valores medios del índice PSD 4 obtenida para los tres usos del suelo, dichas diferencias son significativas, como se refleja en la Figura 5.18. Tabla 5.16.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del índice de saturación PSD 4 (dg kg-1) obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. PSD 4 FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 31.46a 226.87b 483.82c D.S. 25.52 248.13 350.26 INTERVALO 4.43-139.13 13.24-1063.78 3.39-2061.17 En los tres tipos de suelo las desviaciones estándar son elevadas (Tabla 5.16); consecuentemente, los coeficientes de variación también lo son, oscilando entre el 72 % para los prados fertilizados y el 109 % para los prados naturales. Los suelos forestales presentan una variabilidad intermedia (coeficiente de variación del 81 %). 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados dg kg-1 PSD 3 a b c Resultados Fervenza 118 Figura 5.18.- Valores medios y desviaciones estándar del índice de saturación PSD 4 obtenidos para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5%. 5.2.5. Influencia de la relación suelo – extractante en la desorción del P 5.2.5.1. Desorción de P a la relación 1:100 La Tabla 5.17 muestra las concentraciones medias y los intervalos de variación del P total desorbido, y en ella puede apreciarse que los prados fertilizados son los que ofrecen mayores valores (0.14 mg L-1), seguidos de los prados naturales (0.07 mg L-1) y de los suelos forestales, donde el valor medio es de 0.04 mg L-1. Al comparar los intervalos de valores obtenidos para el anterior parámetro, queda de manifiesto que el comportamiento de los prados naturales (0.02-0.17 mg L-1) está más cercano al de los suelos forestales (cuyo intervalo de variación abarca entre 0.01 y 0.13 mg L-1) que al de los prados fertilizados (0.02-0.54 mg L-1). Tabla 5.17.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el P total (mg L-1) desorbido por los suelos, dilución 1:100 (TP 1:100), para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. TP 1:100 FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.04a 0.07b 0.14c D.S. 0.02 0.03 0.10 INTERVALO 0.01-0.13 0.02-0.17 0.02-0.54 En la Tabla 5.17 se puede observar el fuerte incremento que sufre el P desorbido para la dilución 1:100 en los prados fertilizados en relación a los otros dos usos del suelo y que las diferencias son significativas entre los tres usos del suelo para un nivel de confianza del 99.5 %. 0 200 400 600 800 1000 1200 1400 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados dg kg-1 PSD 4 a b c Resultados Fervenza 119 Figura 5.19.- Valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el de P total desorbido por los suelos, dilución 1:100 (TP 1:100), para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. De forma semejante a la anterior, se analizan los datos que aparecen en la Tabla 5.18 y que se corresponden con el MRP desorbido, también para una dilución 1:100, por los suelos bajo diferentes usos, donde se observa que los menores valores medios los presentan los suelos forestales (0.02 mg L-1) y los mayores los prados fertilizados (0.07 mg L-1), presentando los prados naturales un valor intermedio de 0.03 mg L-1. Tabla 5.18.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el MRP (mg L-1) desorbido por los suelos, dilución 1:100 (MRP 1:100) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. MRP 1:100 FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.02a 0.03b 0.07c D.S. 0.01 0.03 0.07 INTERVALO 0.00-0.05 0.00-0.13 0.00-0.35 Como se comprueba en la Figura 5.20, las diferencias entre los tres tipos de suelos son estadísticamente significativas. Los prados fertilizados y los prados naturales presentan una variabilidad elevada ya que los valores de la desviación estándar son muy altos (Tabla 5.18), por lo que el coeficiente de variación es del 100 %, mientras que la variabilidad de los suelos forestales es menor, ya que la desviación estándar es 0.01 y el coeficiente de variación es del 50 %. Al comparar los intervalos de variación obtenidos para los tres usos, se observa que los valores de los suelos forestales (0.00-0.05) son claramente inferiores a los de los prados fertilizados (0.000.35) y que los prados naturales presentan un intervalo (0.00-0.13) más próximo al comportamiento de los suelos forestales que al de los prados fertilizados. 0.00 0.10 0.20 0.30 0.40 0.50 0.60 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados mg L -1 TP 1:100 a b c Resultados Fervenza 120 Figura 5.20-. Valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el MRP desorbido por los suelos, dilución 1:100 (MRP 1:100) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. Cuando se analizan los valores correspondientes al P particulado (Tabla 5.19, Figura 5.21), esto es, la diferencia entre el P total y el MRP desorbido, vemos que, al igual que en los dos casos anteriores, el valor medio más alto lo presentan los prados fertilizados (0.07 mg L-1), seguidos de los prados naturales (0.04 mg L-1) y, por último, de los suelos forestales (0.02 mg L1). Tabla 5.19.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el P particulado (mg L-1) desorbido por los suelos, dilución 1:100 (PP 1:100), para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. PP 1:100 FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.02a 0.04b 0.07c D.S. 0.02 0.02 0.05 INTERVALO 0.00-0.10 0.00-0.08 0.00-0.22 En la Figura 5.21 queda constancia de que las diferencias que existen entre los suelos forestales, los prados naturales y los prados fertilizados son estadísticamente significativas. También se puede observar (Tabla 5.19) que las desviaciones estándar son bastante elevadas en todos los casos, siendo el coeficiente de variación más elevado el de los suelos forestales, con un valor del 100 %. Cabe indicar que los prados naturales presentan un intervalo de variación (0.00-0.08 mg L-1), que se aproxima más al intervalo que presentan los suelos forestales (0.00-0.10 mg L-1) que al de los prados fertilizados (0.00-0.22 mg L-1). Del mismo modo se verifica que los valores coincidentes entre los prados fertilizados y los suelos forestales son muy escasos (Tabla 5.19). 0.00 0.10 0.20 0.30 0.40 0.50 0.60 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados mg L -1 MRP 1:100 a b c Resultados Fervenza 121 0.00 0.10 0.20 0.30 0.40 0.50 0.60 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados mg L -1 PP 1:100 a b c Figura 5.21.- Valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el de P particulado desorbido por los suelos, dilución 1:100 (PP 1:100) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. Haciendo un análisis global, se puede concluir que el P total, el MRP y el P particulado siguen la misma tendencia en cuanto a los valores medios, pues todos presentan el valor medio máximo para los prados fertilizados y el mínimo para los suelos forestales. 5.2.5.2. Desorción de P a la relación 1:20 Seguidamente se exponen los datos de desorción de P cuando se considera una relación suelo:agua 1:20 tras 30 minutos de extracción. En primer lugar se indican los valores que presenta el P total desorbido, donde el valor medio más alto lo presentan los prados fertilizados, 0.53 mg L-1, y el más bajo los suelos forestales, 0.10 mg L-1 (Tabla 5.20). Atendiendo a la Figura 5.22, se comprueba que las diferencias entre los tres usos del suelo son estadísticamente significativas. Los coeficientes de variación, derivados de los valores de la desviación estándar (Tabla 5.20), toman valores entre el 57 %, para los prados naturales, y el 66 %, para los prados fertilizados. Tabla 5.20.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el P total (mg L-1) desorbido por los suelos, dilución 1:20 (TP 1:20) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. TP 1:20 FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.10a 0.23b 0.53c D.S. 0.06 0.13 0.35 INTERVALO 0.02-0.31 0.06-0.61 0.09-1.95 Resultados Fervenza 128 % para los prados naturales, el 125 % para los prados fertilizados y el 133 % para los suelos forestales. Tabla 5.26.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar obtenidas para el MRP (mg L-1) desorbido por los suelos bajo diferentes usos a los 120 minutos de extracción (MRP 120 min); letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. MRP 120 min FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.03a 0.04a 0.12b D.S. 0.04 0.04 0.15 INTERVALO 0.00-0.28 0.00-0.26 0.00-0.75 Por lo tanto, continúa la misma tendencia que se apreciaba para los tiempos de extracción de 5 y 30 minutos donde la variabilidad también era muy elevada. El intervalo de valores de MRP 120 min desorbido (Tabla 5.26) obtenidos para los suelos forestales (0.00-0.28 mg L-1) es muy inferior al que presentan los prados fertilizados (0.00-0.75 mg L-1), pero es ligeramente superior al que presentan los prados naturales (0.00-0.26 mg L-1). Figura 5.28Valores medios y desviaciones estándar obtenidos para el de MRP desorbido por los suelos bajo diferentes usos a los 120 minutos de extracción (MRP 120 min); letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. Para hacer un análisis más exhaustivo de la influencia del uso sobre los valores de MRP desorbido, se compara lo que ocurre a los tres tiempos de extracción ensayados para los suelos de cada uso. En la Figura 5.29 se representan los valores de MRP desorbido a los 5, 30 y 120 minutos por los suelos para una relación suelo:agua de 1:20. Para los tres tiempos se mantiene la misma tendencia: las mayores concentraciones medias de fósforo se dan en los prados fertilizados y las más bajas las presentan los suelos forestales. 0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00 1.20 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados mg L -1 MRP 120 min a a b Resultados Fervenza 129 Tabla 5.27.- Valores medios anuales obtenidos para el MRP (mg L-1) desorbido por los suelos bajo diferentes usos a diferentes tiempos de extracción. FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS 5 min 0.01 0.02 0.08 30 min 0.02 0.04 0.11 120 min 0.03 0.04 0.12 Aunque en todos los casos se produce un aumento de la concentración con el tiempo de desorción, ésta se produce de forma más marcada para los prados fertilizados, en contraposición con los suelos forestales y los prados naturales, donde este aumento es mucho más suave, lo que podría indicar una liberación más lenta de fósforo en estos últimos suelos (Tabla 5.27, Figura 5.29). Figura 5.29.- Valores medios obtenidos para el MRP desorbido por los suelos bajo diferentes usos a diferentes tiempos de extracción. 5.2.7. Estudio cinético de la desorción En este apartado se describen los parámetros del ajuste de los valores de P desorbido a los 5, 30 y 120 minutos a la ecuación cinética doble logarítmica. Se emplea la ecuación doble logarítmica para describir la liberación de P por el suelo, similarmente a lo indicado por Havlin y Westfall (1985) para explicar la liberación de potasio (García-Rodeja, 1994). La ecuación potencial se suele escribir como: y = P0 tk y su transformación lineal daría la siguiente expresión: Ln y = Ln P0 + k Ln t En esta ecuación los parámetros cinéticos representan: 0.00 0.07 0.14 0.21 0.28 0.35 5 30 120 mg L -1 min MRP 1:20 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados Resultados Fervenza 130 Ordenada en el origen (Ln P0): Corresponde al ln de la concentración de P desorbible cuando el tiempo de extracción es la unidad, en este caso, un minuto (Ln1= 0). Pendiente (k): Representa la variación que sufre la concentración de P desorbido con el tiempo de desorción, esto es, la aptitud del suelo para mantener a lo largo del tiempo un valor constante de P desorbible (pendiente nula) o un valor variable (pendiente positiva, si las concentraciones se incrementan; pendiente negativa, si las mismas disminuyen con el tiempo de desorción). En la Figura 5.30 se representan las cinéticas de desorción considerando los valores medios de desorción obtenidos a los diferentes tiempos para los suelos bajo diferentes usos. Se observa que los prados fertilizados son los que alcanzan valores más altos de desorción a lo largo de los tres tiempos de extracción estudiados (5, 30 y 120 minutos) y que los suelos forestales son los que presentan los valores más bajos. -5.000 -4.000 -3.000 -2.000 -1.000 0.000 0.000 1.000 2.000 3.000 4.000 5.000 6. 000 Ln MRP Ln t Cinética Desorción Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados Figura 5.30.- Cinética de desorción para los valores medios del MRP desorbido para los suelos bajo diferentes usos (5, 30 y 120 minutos). En la Tabla 5.28 se observa que los prados fertilizados presentan los mayores valores de fósforo desorbido a tiempo un minuto (P0), siendo este valor (0.039 mg L-1) 3.9 veces el obtenido para los prados naturales (0.010 mg L-1) y 6.5 veces el obtenido para los suelos forestales (0.006 mg L-1). Esto indica que los prados fertilizados tienen una mayor cantidad de fósforo inicialmente desorbible. Los suelos forestales presentan una mayor pendiente (0.259) que los prados naturales (0.231) y que los prados fertilizados (0.135), lo que, en un principio, indicaría que en estos suelos las pérdidas de fósforo podrían ser más rápidas que en los suelos bajo los otros dos usos (Tabla 5.28). Resultados Fervenza 131 Tabla 5.28.- Valores medios de los parámetros de la ecuación cinética doble logarítmica de la desorción del MRP obtenidos para los suelos bajo diferentes usos. FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS P 0 0.006 0.010 0.039 LN P 0 -5.047 -4.609 -3.256 PENDIENTE 0.259 0.231 0.135 R2 0.738 0.734 0.683 Aunque esto podría dar lugar a conclusiones erróneas, hay que recordar que además de los valores de la pendiente también hay que tener en cuenta las concentraciones de P iniciales, pues de ellas va a depender la cantidad de P que se desorbe en cada suelo. Cabe indicar que dichas concentraciones iniciales son mucho menores en los suelos forestales que en los suelos bajo los demás usos y, por lo tanto, aunque la desorción se produzca de forma más rápida la concentración desorbida será menor. 5.2.8. Estudio de la concentración de P en función de la relación suelo:agua Para evaluar la relación que existe entre el P desorbido y la dilución se ha tenido en cuenta lo indicado por Øgaard (1995), quien considera que la ecuación que describe la variación de la concentración de P en solución (Y, ya sea TP, MRP o PP) con la relación suelo:agua (Z) es de la forma: Y = m + n log Z siendo m la constante que describe la concentración de P a la relación de extracción 1:1 (log Z=0), y n la constante que describe la velocidad a que disminuye la concentración de P a medida que se incrementa la relación suelo:agua. En la Tabla 5.29 se recogen los valores de la ordenada (m) obtenidos para el P total desorbido para los suelos bajo diferentes usos. Los prados fertilizados presentan el valor medio de m más elevado (1.25 mg L-1), siendo 5.8 veces superior al que presentan los suelos forestales (0.22 mg L-1) y 2.4 veces al de los prados naturales (0.52 mg L-1). Tabla 5.29.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de m estimados a partir del P total desorbido (mg L-1) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. m F ORESTALES P RADOS NATURALES P RADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.22a 0.52b 1.25c D.S. 0.14 0.35 0.89 INTERVALO 0.00-0.69 0.11-1.54 0.00-5.08 Resultados Fervenza 132 0.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados mg L-1 m (TP) a b ca b c Figura 5.31.- Valores medios y desviaciones estándar de la ordenada m estimados a partir de la desorción de P total para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. En la Figura 5.31 se pone de manifiesto que las diferencias entre los valores de la ordenada (m) obtenidos para el P total desorbido para los tres usos del suelo son estadísticamente significativas. Los suelos forestales y los prados naturales presentan unos valores de desviación estándar y, por consiguiente, de los coeficientes de variación muy similares, 64 % y 67 % respectivamente, mientras que los prados fertilizados presentan tanto una desviación como un coeficiente de variación ligeramente más elevado, del 71 % (Tabla 5.29). De forma semejante a la anterior tabla, en la Tabla 5.30 se indican los valores de la ordenada (m) de la ecuación descrita por Øgaard, obtenidos para la desorción del MRP para los diferentes suelos. El valor medio más bajo lo presentan los suelos forestales (0.04 mg L-1) y el más elevado los prados fertilizados (0.19 mg L-1), estando los prados naturales en una posición intermedia con un valor medio de 0.05 mg L-1, aunque mucho más cercanos a los suelos forestales que a los prados fertilizados. Tabla 5.30.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de m estimados a partir del MRP desorbido (mg L-1) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. m F ORESTALES P RADOS NATURALES P RADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.04a 0.05a 0.19b D.S. 0.04 0.05 0.26 INTERVALO 0.00-0.21 0.00-0.26 0.00-1.42 Las diferencias entre los valores obtenidos para los prados fertilizados y los obtenidos para los otros dos usos del suelo son significativas, como queda reflejado en la Figura 5.32 y en la Tabla 5.30. Como consecuencia de los elevados valores de las desviaciones estándar (Tabla 5.30), Resultados Fervenza 133 los prados fertilizados presentan un coeficiente de variación alto, del 137 %, mientras que los suelos forestales y los prados naturales presentan un coeficiente de variación del 100 %. De la observación de los intervalos de valores de m estimados a partir del MRP y obtenidos para los distintos suelos se pone de manifiesto que el rango de valores obtenidos para los suelos forestales (0.00-0.21 mg L-1) es claramente inferior al de los prados fertilizados (0.001.42 mg L-1), y que el rango de valores obtenido para los prados naturales (0.00-0.26 mg L-1) es mucho más próximo al obtenido para los suelos forestales que al obtenido para los prados fertilizados. 0.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados mg L -1 m (MRP) a a b Figura 5.32.- Valores medios y desviaciones estándar de m estimados a partir de la desorción de MRP para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. A continuación se indican los datos del parámetro m estimados a partir de la desorción del fósforo particulado, PP (Tabla 5.31). Puede apreciarse que los prados fertilizados presentan los valores medios más elevados (1.07 mg L-1) seguidos de los prados naturales (0.47 mg L-1) y de los suelos forestales (0.18 mg L-1). Tabla 5.31.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de m estimados a partir del P particulado desorbido (mg L-1) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. m F ORESTALES P RADOS NATURALES P RADOS FERTILIZADOS VALOR MEDIO 0.18a 0.47b 1.07c D.S. 0.14 0.34 0.74 INTERVALO 0.00-0.64 0.09-1.46 0.00-4.16 En la Figura 5.33 queda de manifiesto que las diferencias entre los valores de m estimado a partir del P particulado desorbido obtenidos para los tres usos del suelo son estadísticamente significativas. Resultados Fervenza 134 Los valores de desviación estándar obtenidos para los tres grupos de suelos (Tabla 5.31) indican que los suelos forestales son los que presentan una mayor variabilidad, siendo su coeficiente de variación del 78 %, seguidos de los prados naturales, que presentan un coeficiente del 72 %, y de los prados fertilizados cuyo coeficiente de variación es del 69 %. Figura 5.33.- Valores medios y desviaciones estándar de la ordenada m estimados a partir de la desorción de P particulado (PP) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. Resumiendo lo dicho hasta ahora sobre el parámetro m, en la Figura 5.34 se representan los valores de dicho parámetro estimados a partir del P total, el MRP y el P particulado para los tres tipos de suelos, lo que permite apreciar de forma más rápida el comportamiento de los tres usos del suelo. En esta figura se pone de manifiesto la pronunciada diferencia en los valores del parámetro m de los prados naturales y de los prados fertilizados con respecto a los valores de m de los suelos forestales obtenidos a partir de cualquiera de los tres tipos de P. El valor de la concentración de P se incrementa claramente con el uso del suelo, siendo el MRP el que presenta los valores más bajos para los tres usos. 5.2.9. Pendiente de la ecuación descrita por Øgaard En la Tabla 5.32 se recogen los valores de la pendiente (n) de la ecuación descrita por Øgaard. Este parámetro indica la rapidez con la que disminuye la concentración de P a medida que se incrementa la relación suelo:agua. 0.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 Forestales Prados Naturales Prados Fertilizados mg L -1 m (PP) a b c Resultados Fervenza 135 0.00 0.40 0.80 1.20 1.60 TP MRP PP mg L-1 m Forestales Prados Naturales Pra dos Fertiliza dos Figura 5.34.- Valores medios de la ordenada (m) de la ecuación descrita por Øgaard para evaluar el riesgo de pérdidas de P total, MRP y P particulado en función de la dilución para los suelos bajo diferentes usos. Como se observa en dicha tabla, para las tres formas de P evaluado (TP, MRP, PP) el valor de la pendiente se hace más negativo a medida que se incrementa la intensidad de manejo del suelo. Los prados fertilizados presentan los valores más negativos, seguidos de los prados naturales y de los suelos forestales. Tabla 5.32.- Valores medios y desviaciones estándar de la pendiente (n) de la ecuación descrita por Øgaard para el P total (TP), el MRP y el P particulado (PP) en mg L-1, para los suelos bajo diferentes usos. n FORESTALES PRADOS NATURALES PRADOS FERTILIZADOS TP -0.09 ± 0.07 -0.23 ± 0.16 -0.56 ± 0.42 MRP -0.01 ± 0.02 -0.01 ± 0.02 -0.06 ± 0.10 PP -0.08 ± 0.07 -0.24 ± 0.17 -0.50 ± 0.37 Figura 5.35.- Valores medios (en valores absolutos) del parámetro n de la ecuación de Øgaard para el P total (TP), el MRP y el P particulado (PP) para los suelos bajo diferentes usos. 0.00 0.10 0.20 0.30 0.40 0.50 0.60 0 .70 TP MRP PP n Forestales Prados Naturales Pra dos Fertiliza dos Evolución anual suelos del embalse de Fervenza 136 5.3. Evolución anual de los parámetros relativos al fósforo en los suelos de los alrededores del embalse de Fervenza 5.3.1. P total extraído con bicarbonato Suelos forestales: En los suelos forestales de Fervenza las cantidades medias de P total extraído con bicarbonato (P total bic) varían de forma muy ligera a lo largo de todo el año, presentando casi siempre un valor medio menor a 10 mg kg-1 (Figura 5.36). Desde el mes de noviembre (4.34 mg kg-1) hasta el mes de abril (5.04 mg kg-1) apenas existen variaciones en la cantidad media de P total bic. En mayo se produce un pequeño aumento en la concentración de P total bic (9.20 mg kg-1), que disminuye de nuevo muy ligeramente en junio, coincidiendo con la llegada del verano (7.86 mg kg-1). El incremento de la concentración más destacable se observa en julio (10.15 mg kg-1), que se corresponde con el valor más elevado del año. Tras el incremento de julio, los valores tienden a disminuir de forma continua, de manera tal que en octubre se obtiene el valor más bajo de los meses estudiados (3.75 mg kg-1). En noviembre del segundo año hay un moderado aumento (6.48 mg kg-1). Prados naturales: Los prados naturales presentan a lo largo de todo el año cantidades medias de P total bic más elevadas que los suelos forestales (Figura 5.36). De forma similar a lo observado para los suelos forestales, apenas existen variaciones entre los meses de noviembre y abril. Con la llegada del invierno, en diciembre, se produce un descenso muy ligero de la cantidad de P total extraíble (9.28 mg kg-1). Esta tendencia varía en enero, pues hay un incremento en los valores hasta 11.41 mg kg-1, disminuyendo de forma continua en los meses de febrero (8.00 mg kg-1) y marzo (6.74 mg kg-1), siendo este último mes el que presenta el valor más bajo del año. En abril se produce un incremento en la concentración de P total bic (10.40 mg kg-1), que continúa durante los meses de verano, culminando en julio con un valor de 33.98 mg kg-1 y que se corresponde con el pico de concentración más pronunciado de los meses estudiados. Coincidiendo con la entrada del otoño, en septiembre, hay un descenso muy abrupto de las concentraciones de P total bic (14.78 mg kg-1), descenso que continúa en octubre (8.44 mg kg-1), para aumentar de nuevo la concentración de P total bic en noviembre del segundo año (9.58 mg kg-1). En general, el comportamiento de todos los prados naturales es bastante homogéneo, presentando los valores obtenidos en los meses de noviembre (primer muestreo), junio y julio las desviaciones estándar más elevadas (Figura 5.36). Prados fertilizados: Como cabría esperar, las cantidades medias de P total bic son notablemente mayores en los prados fertilizados que en los prados naturales y en los suelos forestales para todos los meses del año (Figura 5.36). Evolución anual suelos del embalse de Fervenza 137 En los prados fertilizados entre los meses de noviembre y de abril el comportamiento coincide con el observado para los suelos forestales y los prados naturales. En diciembre se produce un descenso en la concentración de P total extraíble que alcanza un valor de 22.95 mg kg1 y que, además, se corresponde con el mínimo anual. En enero se observa un considerable incremento del P total bic (39.08 mg kg-1), que después continúa con una tendencia descendente hasta el mes de marzo (30.64 mg kg-1), incrementándose de nuevo de manera importante en abril (42.74 mg kg-1). Los prados fertilizados difieren en su comportamiento con respecto a los suelos forestales y a los prados naturales a partir de mayo, ya que en los primeros se observa un descenso en la cantidad de P total asimilable (40.45 mg kg-1), que se acentúa en junio (30.88 mg kg-1). En julio, de forma semejante a lo que ocurre para los otros dos usos del suelo, se produce un considerable incremento, alcanzando un valor de 65.22 mg kg-1, que se corresponde con el valor máximo anual. Con el inicio del otoño descienden los valores paulatinamente (46.39 mg kg-1) y esta tendencia se mantiene hasta noviembre, en que el contenido en P inorg bic (35.06 mg kg-1) es algo mayor al obtenido en noviembre, al inicio del estudio. 5.3.2. P inorgánico extraído con bicarbonato Suelos forestales: Los suelos forestales presentan cantidades medias de P inorgánico extraído con bicarbonato (P inorg bic) que oscilan entre 0.87 mg kg-1 y 5.99 mg kg-1. Hay que indicar que desde noviembre hasta abril la concentración de P inorg bic está por debajo de 2.00 mg kg -1 (Figura 5.37). El valor que presenta el P inorg bic en noviembre (primer muestreo) es bastante bajo (1.87 mg kg-1) y se mantiene prácticamente constante hasta febrero (1.94 mg kg-1). En marzo se produce un descenso, que culmina en el valor más bajo de los obtenidos a lo largo del año (0.87 mg kg-1). En abril la tendencia cambia y se observa un aumento progresivo y constante durante la primavera y el verano, alcanzando en julio el máximo de concentración (5.99 mg kg-1). En septiembre se produce una disminución en la concentración de P inorg bic (3.86 mg kg-1), que se acentúa en octubre (2.52 mg kg-1), para incrementar de nuevo considerablemente en el mes de noviembre al final de la experiencia (5.04 mg kg -1). Prados naturales: La cantidad media de P inorg bic es mayor en los prados naturales que en los suelos forestales en todos los meses estudiados (Figura 5.37). De forma semejante a lo encontrado para los suelos forestales, con la entrada del invierno, en diciembre, se produce un descenso en la concentración de P inorg bic (3.34 mg kg-1), pero esta tendencia cambia en enero, observándose un ligero aumento hasta un valor de 4.61 mg kg-1, que posteriormente irá disminuyendo de forma paulatina y progresiva hasta alcanzar el valor mínimo anual en el mes de abril (1.03 mg kg-1). Discusión 240 ligado, produciéndose un rápido equilibrio con la solución del suelo y favoreciendo así una rápida desorción del P, que llevaría a una elevada concentración de P en el agua; si el grado de saturación es bajo, el P presente se retiene más fuertemente, siendo la desorción más difícil. A continuación se expone de manera breve la evolución de los parámetros empleados para determinar el estado del P en el suelo, desde los tests agronómicos hasta los distintos índices de saturación de fósforo, así como las características propias de cada suelo que determinan la existencia de distintos índices y la validez de los mismos atendiendo al tipo de suelo. Hace más de un siglo que Dyer (1894) indicó que la cantidad total de fósforo en los suelos tenía, en la práctica, un valor limitado como exponente de la productividad agrícola, mientras que el P fácilmente disponible, extraído por una solución química, podría predecir mejor si un suelo necesitaba fertilización de P. Desde aquel momento, se han empleado numerosos extractantes químicos para determinar el P del suelo disponible para las plantas (Morgan, 1941; Bray y Kurtz, 1945; Mehlich, 1953; Olsen et al., 1954; Mehlich, 1984, entre otros muchos). En las últimas décadas debido al riesgo de eutrofización que presentan muchos ríos, lagos y embalses, se ha hecho imprescindible restringir el transporte de P que se produce desde los suelos agrícolas a las aguas superficiales. Las pérdidas de P, tanto por escorrentía superficial como subsuperficial, pueden ocurrir cuando los suelos ricos en P se fertilizan con P inorgánico o con abono animal (Sharpley y Withers, 1994). Por tanto, tras la aplicación de P, es crucial poder predecir la distribución de P en la solución y en la fase sólida del suelo (Torrent y Delgado, 2001). Un número considerable de investigaciones han demostrado que el contenido de P extraíble influye en la cantidad de P presente en el agua de escorrentía y en el flujo subsuperficial (Sharpley et al., 1977, 1978, 1985, 1996; Heckrath et al., 1995; Pote et al., 1996; Sims et al., 1997), sobre todo si los valores del test de P del suelo exceden las cantidades necesarias para el crecimiento óptimo de los cultivos. Es necesario que los tests del suelo sean capaces de predecir, no solamente la probabilidad de la respuesta de la planta a las entradas de P, sino también la cuantificación exacta del riesgo ambiental generado por el P agrícola o, lo que es lo mismo, que sean capaces de estimar el potencial de pérdida de P a las aguas superficiales (Moore, 1998). Los requisitos básicos para un test ambiental del P del suelo son iguales que para los tests agrícolas de P: debe ser reproducible y extraer toda (o una cantidad proporcional) la fracción de P susceptible a la escorrentía, a la lixiviación o a la disolución de los sedimentos erosionados (Moore, 1998). La determinación debe ser bastante rápida y económica, pero la exactitud no puede ser sacrificada por la velocidad del análisis. Hay algunas diferencias, sin embargo, entre las pruebas agronómicas y ambientales de P del suelo. Se han desarrollado distintos métodos y se han probado para determinar si pueden predecir de manera exacta el P biodisponible en escorrentía y/o la pérdida de P por lixiviación y por escorrentía subsuperficial. Algunos de los métodos más empleados son: (1) La determinación del grado de saturación de P en suelos (Breeuswma et al., 1995). Discusión 241 (2) El uso de una tira de papel de filtro cubierta por óxido de hierro como "sumidero infinito" para medir el P desorbido del suelo (Chardon et al., 1996), y (3) La extracción con agua destilada para medir el P que se desorbe fácilmente del suelo (Pote et al., 1996). El grado de saturación de P se emplea como indicador del riesgo de pérdida de P (Buczko y Kuchenbuch, 2007) porque, comparado con el test del P del suelo, son mejores las correlaciones obtenidas entre este parámetro y las concentraciones de P en el agua de escorrentía o en el drenaje subsuperficial (Leinweber et al., 1999; Hughes et al., 2000; Kleinman y Sharpley, 2002). La capacidad de adsorción de P depende de la textura, del contenido en elementos finos, limo y arcilla (Fassbender, 1969; Fox y Kamprath, 1970; Sánchez y Uehara, 1980; de Blas et al., 1989), del contenido en materia orgánica, así como del contenido en elementos amorfos (suma de Al y Fe). Koopmans et al. (2003) proponen distintos índices de saturación según se trate de suelos no calcáreos o de suelos calcáreos. De esta manera, argumentan que en los suelos arenosos no calcáreos, los óxidos e hidróxidos amorfos de Fe y Al, y los complejos que éstos forman con la materia orgánica, son los principales responsables de la retención del P (Beek, 1979). La reacción total del P inorgánico con los óxidos/hidróxidos de Fe y Al es resultado de una reacción rápida de adsorción en la superficie (menos de un día) y de una difusión lenta a través de la fase sólida o microporos de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al, seguidos por una precipitación o adsorción en los agregados (van Riemsdijk y Lyklema, 1980a,b; Barrow, 1983; van Riemsdijk et al., 1984a,b; Bolan et al., 1985; Madrid y De Arambarri, 1985; Willett et al., 1988). La reacción que tiene lugar con rapidez se describe como una reacción de cambio de ligando en la superficie de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al (van Riemsdijk y Lyklema, 1980 a). Análogamente, la reacción de P con los complejos de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al y la materia orgánica se describe como una reacción de cambio de ligando entre los grupos OHy la superficie del complejo de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al (Appelt et al., 1975). En los suelos de turba no calcáreos, la adsorción de P está correlacionada alta y positivamente con el contenido en Fe y Al, mientras que la correlación con la materia orgánica es baja o negativa (Cuttle, 1983). En estos suelos, la reacción de adsorción domina la sorción total del P (Schoumans, 1999). No está claro dónde se produce la reacción lenta en los suelos de turba. En suelos con un alto contenido en arcilla, los óxidos/hidróxidos de Fe y Al, pueden asociarse a la carga negativa de la superficie de los minerales de arcilla y el P se puede adsorber a los sitios de la superficie de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al. La adsorción se considera prácticamente reversible (Schoumans, 1995, 1999) por lo que, debido a una reacción de desorción del fósforo fijado por adsorción, el P puede llegar a estar disponible de nuevo en el suelo a corto plazo (menos de un día). Discusión 242 No se conoce el mecanismo completo de la reacción lenta del P; se describe como un proceso de difusión lenta a través de la fase sólida a la zona donde tiene lugar una reacción de precipitación rápida: la conversión de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al a precipitados de Al-P y Fe-P, contrayendo el núcleo de las partes no reaccionantes (van Riemsdijk y de Haan, 1981; van Riemsdijk et al., 1984 a,b). Por el contrario, en las investigaciones de Madrid y De Arambarri (1985) y de Willett et al. (1988), la reacción fue descrita como una difusión lenta a través de los microporos de los agregados sintéticos de los óxidos/hidróxidos de Fe seguidos por una rápida adsorción en los agregados. Hay que indicar que de Blas et al. (1989a) coinciden con esta última hipótesis al estudiar las reacciones lentas del fósforo en los suelos de Galicia. No obstante, no es importante el mecanismo exacto de la reacción, pues todos los estudios coinciden en considerar el proceso de difusión como el paso más lento (Schoumans, 1997). El P se puede liberar por la desorción del P adsorbido, en disolución o precipitado en los agregados, seguido de una difusión hacia la solución del suelo. Si la difusión es lenta, el P absorbido volvería a estar disponible de nuevo sólo a largo plazo, por lo que la reacción se considera “irreversible” bajo condiciones agrícolas normales (Schoumans, 1995). El término de fijación de P suele emplearse para indicar la absorción de P, tratándose de una reacción irreversible. Además de la adsorción y la desorción, en suelos arenosos no calcáreos también puede tener lugar la precipitación de P. A pH bajos (menores de 4), los óxidos/hidróxidos de Fe y Al pueden disolverse, incrementándose las concentraciones de Fe y Al, lo que, con elevadas concentraciones de P, pueden dar lugar a la precipitación de fosfatos [estrengita, Fe(PO4)·2H2O y variscita, Al(PO4) 2H2O]. Tras la aplicación de estiércol, a pH por encima de 5.5, puede producirse la precipitación de fosfatos de calcio en suelos saturados de P capaces de retener P adicional mediante sorción. De Haan y van Riemsdijk (1986) encontraron indicios de la existencia de fosfato dicálcico (DCP, brushita CaHPO4·2H2O) en suelos arenosos no calcáreos, que recibían adiciones elevadas de purín de porcino. Dependiendo de la solubilidad del mineral de P, el P puede estar disponible en el suelo como consecuencia de la disolución. En suelos calcáreos el principal componente reactivo es el carbonato cálcico (Koopmans et al., 2003). A bajas concentraciones de P en la solución del suelo (hasta 10 mg L-1 de P), la reacción de P con la calcita (CaCO3) se puede considerar como una reacción rápida de adsorción (Cole et al., 1953; Griffin y Jurinak, 1973, 1974; Schoumans y Lepelaar, 1995). Sin embargo, no se conoce el mecanismo de reacción completo. Kuo y Lotse (1972) concluyeron que se trataba de una reacción de cambio de ligando entre los aniones fosfato y el anión carbonato (CO32-) y los grupos OHde la superficie de CaCO3. Por otro lado, dado que en un intervalo de tiempo mayor de un día no se producía ningún incremento en la adsorción de P, lo que indica que no hay una formación lenta de compuestos de Ca-P a bajas concentraciones de P, Schoumans y Lepelaar Discusión 243 (1995) consideraron que la reacción de adsorción era reversible. Por el contrario, a elevadas concentraciones de P (hasta 100 mg L-1 de P), el proceso que tiene lugar es la precipitación de P (Cole et al., 1953; Griffin y Jurinak, 1973, 1974). La reacción se describe como un proceso de nucleación lento mediante el que se produce la precipitación de P con Ca en núcleos de P adsorbido en la superficie de CaCO3, dando lugar a un “crecimiento en tres dimensiones” de un mineral de Ca-P de 5-8 μm (Schoumans y Lepelaar, 1995). Como los precipitados de Ca-P cubren la superficie de la calcita, el precipitado de Ca-P se denomina “precipitado superficial”. En un principio, se puede formar DCP (fosfato dicálcico), que en un periodo de tres meses se transforma lentamente en fosfato octocálcico (OCP, carboapatito). Si la concentración de P es mayor de 100 mg L-1, tendrá lugar un proceso rápido: los núcleos se agrupan en los grandes minerales (sobre 500 μm) de Ca-P (Freeman y Rowell, 1981; Schoumans y Lepelaar, 1995). El pH y la concentración de Ca en la solución afectan considerablemente a la reacción de precipitación (Lindsay, 1979). Dependiendo de la solubilidad de los minerales de Ca-P, el P puede disolverse en la solución del suelo. Koopmans et al. (2003) exponen distintos índices del grado de saturación según el tipo de suelo. Así, para suelos arenosos no calcáreos, definen la cantidad total de P inorgánico sorbido (F) como la suma de la cantidad de P adsorbido reversiblemente (Q) y el P sorbido lentamente (S), de forma tal que: F = Q + S (van der Zee et al., 1988; Schoumans y Groenendijk, 2000). El término de P absorbido se emplea aquí como P sorbido lentamente. El método empleado para determinar F así como para determinar la suma de los óxidos/hidróxidos amorfos de Fe y Al (que determina la capacidad de sorción total de P inorgánico en los suelos arenosos no calcáreos) es la extracción con solución ácida de oxalato amónico. En suelos arenosos no calcáreos, la máxima cantidad de P adsorbido reversiblemente (Qmax; mmol kg-1 de P) y el P absorbido (Smax; mmol kg-1 de P) dependientes de [Al+Fe]ox (van der Zee et al., 1988; Schoumans y Groenendijk, 2000) se obtendrán a través de las expresiones: Qmax = 1/6 (Al+Fe)ox Smax = 1/3 (Al+Fe)ox Consecuentemente, la cantidad máxima de P inorgánico sorbido (Fmax; mmol kg-1 de P), o la capacidad de sorción máxima en los suelos arenosos no calcáreos se calculará como: Fmax =Qmax + Smax Fmax = 1/6 (Al+Fe)ox + 1/3 (Al+Fe)ox = α (Al+Fe)ox El factor de saturación α (= 0.5) determina la afinidad de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al por la sorción del P. En suelos arenosos no calcáreos, van der Zee et al. (1990) obtuvieron que el rango de valores de α oscilaba entre 0.4 y 0.6, siendo el valor medio de 0.5, lo que implica que 1 mmol de (Al +Fe)ox sorbe una cantidad máxima de 0.5 mmol de P. Discusión 244 Torrent et al. (2007) discrepan del método empleado para determinar el grado de saturación de P, pues consideran que las afirmaciones expuestas son razonablemente exactas para los suelos ácidos y con textura gruesa-media, pero que no pueden explicar el comportamiento de los suelos que son calcáreos y/o contienen cantidades substanciales de apatito ([Ca3(PO4)2]CaX2; siendo X= F-, Cl-, OHo CO32-) o el de aquellos suelos, como muchos suelos mediterráneos, en los que la sorción de P está determinada por los óxidos de Fe, los carbonatos y las arcillas cristalinas. En la práctica se puede utilizar la relación con el valor de un test de P del suelo que esté razonablemente relacionado con la cantidad de P sorbible. Así, la capacidad de sorción de P (PSC) del suelo [estimada por la medida directa de la curva de adsorción de P (Borling et al., 2004) o de las funciones apropiadas de pedotransferencia (Peña y Torrent, 1990; Borggaard et al., 2004)] se emplea como un índice para estimar el grado de saturación de P. Se han utilizado varios tests de P del suelo para este propósito. Así, Borling et al. (2004) emplean el P Olsen (Olsen et al., 1954 – el test de P más utilizado en los países mediterráneos), junto con el valor de la capacidad de sorción de P del suelo obtenido de la curva de sorción, con el fin de establecer un índice para el grado de saturación de P. Torrent et al. (2007) definen el grado de saturación de fósforo como el cociente de P sorbido entre la capacidad de sorción de P del suelo, que proporciona una medida de la capacidad de la fase sólida del suelo para fijar por adsorción/desorción P desde/en la solución del suelo en contacto con ella. Nair et al. (2004) estudian el empleo de los extractantes Mehlich-1 y Mehlich-3 para el cálculo del grado de saturación de P, basándose en que en Florida no se emplea habitualmente el método de extracción con oxalato (Nair y Graetz, 2002), al igual que en otras zonas de EE UU (Sims et al., 2002). En sus investigaciones comparan el grado de saturación de P (DPS) en suelos arenosos de Florida obtenido por medio de 3 extractantes distintos (oxalato amónico, Mehlich-1 y Mehlich-3) y concluyen que existe una fuerte correlación entre todos los índices de saturación (DPSox con DPSM1, DPSox con DPSM3, DPSM1 con DPSM3), poniendo de manifiesto que los tres métodos son igualmente apropiados para el cálculo de DPS. DPSox = [(Ox-P/ α (Ox-Fe + Ox-Al)] x 100 DPSM1 = [(M1-P/ α (M1-Fe + M1-Al)] x 100 DPSM3 = [(M3-P/ α (M3-Fe + M3-Al)] x 100 donde, α es un factor empírico cuyo valor suele ser de 0.50 (Breeuwsma y Silva, 1992; Beauchemin y Simard, 1999; Schoumans, 2000; Sims et al., 2002; Koopmans et al., 2003). El valor que toma α en los suelos arenosos de Florida es de 0.55 (Nair y Graezt, 2002). Con el objetivo de seleccionar un extractante químico que estime adecuadamente la disponibilidad de P en suelos fertilizados con fuentes de P no tradicionales (rocas fosfóricas naturales, parcialmente aciduladas o combinadas con fuentes de P soluble), Pérez (1995) compara diversos extractantes y determina que el método Mehlich 1 sobreestima el P disponible, Discusión 245 posiblemente por la solubilización del apatito residual, obteniendo mejores resultados los extractantes Olsen o Bray 1. Tabla 7.4.- Revisión de algunos índices del grado de saturación (Beauchemin y Simard, 1999). Referencias pH, textura y localización suelo Índice calculado Sims et al. (1998) Ácido, areno-limoso a limo-arenoso. Delaware, EE UU P ox / (Alox + Feox) Breeuwsma y Reijerink (1992) Suelos , arenosos no calcáreos. Holanda Cálculos basados en Pox, constantes de adsorción basad as en datos de laboratorio Breeuswsma y Silva, citado po r Sims y Wolf (1994); Van der Zee et al. (1988) Ácido, suelos arenosos. Holanda P ox / (Alox + Feox) Yuan y Lavkulich (1995) Ácido, limosos. British Columbia, Canadá Pi ox / (Alox + Feox) Sharpley (1996) Ácido a neutro, arenosos a arcillolimosos. Texas y Oklahoma (EE UU) Tiras -P/ Xm Kuo et al. (1988) Ácido, < 34 % arcilla. Washington State, EE UU) P extraído/ Xm De Smet et al. (1996 a, b) Ácido a ligeramente alcalino, limoarenosos. Bélgica P ox / 0.5(Alox + Feox) Lookman et al. (1995a; 1996) Ácido, aren a a limo-arenoso. Bélgica P ox / 0.5(Alox + Feox) Leinweber et al. (1997) pH no especificado. Principalmente suelos con contenido en arcilla entre el 6 y el 19 %. Alemania P ox / 0.5(Alox + Feox) Pote et al. (1996) Ácido , limosos. Arkansas, EEUU P ox / (Alox + Feox) Sharpley (1995) Principalmente ácido, limosos-arenosos a limos os (algu na arcilla alcalina). Oklahoma, EE UU M3P/ Xm Giroux et al. (1996); Giroux y Tran (1996) Principalmente ácido, con alguno ligeramente alcalino, aren osos a arcillosos. Québec, Canadá M3P/ Xm M3P/ AlM3 Beauchemin et al. (1996) Ácido , limosos. Québec, Canadá Pi ox / (Alox + Feox) Beauchemin (1996) Neutro a alcalino, arenosos a arcillosos. Québec, Canadá P ox / (Alox + Feox) Provin (1996) Ácido a ligeramente alcalino, < 48 % arcilla en horizonte Ap. Indiana (EE UU) P ox / (Al ox + Fe ox ) Xm: Máxima sorción de P derivada de la isoterma de Langmuir (mg kg-1) Pox, Alox, Feox: P total, Fe y Al, extraídos con la solución de oxalato amónico (mmol kg-1) Piox: P reactivo molibdato en los extractos no digeridos por el oxalato amónico (mmol kg-1) M3P y AlM3: P y Al extraído con Mehlich 3 (mg kg-1) Tiras-P: P extraído con tiras impregnadas de óxido de Fe (mg kg-1) Diversos autores (Uusitalo y Tuhkanen, 2000; Börling et al., 2004) concluyen que en suelos jóvenes el oxalato amónico puede disolver el apatito, llevando a una sobreestimación del P sorbido, por lo que el cálculo del grado de saturación basado en este método puede ser inapropiado para suelos con estas características. Discusión 246 De Blas et al. (1989 b) comparan la eficacia de diversos agentes extractantes para reflejar las reacciones lentas de P en el suelo y concluyen que en Galicia el reactivo Olsen es el más apropiado para todo tipo de suelos, independientemente de la capacidad de retención de P, coincidiendo con lo expuesto por diversos investigadores para suelos de otros países (Morel y Fardeau, 1987; Fardeau et al., 1988). En suelos calcáreos, el carbonato cálcico (CaCO3) puede interferir en la mezcla ácida de oxalato amónico y ácido oxálico, disminuyendo la efectividad del extractante; así, en ese tipo de suelos se emplean métodos alternativos (Koopmans et al., 2003). El empleo de ácidos concentrados puede disolver los minerales de Ca-P ligeramente solubles. Para los suelos calcáreos, Turtola y Yli-Halla (1999) proponen el empleo de fluoruro de amonio (NH4F) y de hidróxido sódico (NaOH) como extractante del P sorbido y de los óxidos/hidróxidos de Fe y Al, respectivamente, y el método del oxalato de amonio (Schwertmann, 1964) para extraer Al y Fe. En resumen, el P sorbido se suele determinar mediante la extracción con la solución ácida de oxalato amónico (van der Zee y van Riemsdijk, 1988), mediante resinas de intercambio de aniones (Sibbesen, 1978), con tiras impregnadas de hierro (van der Zee et al., 1987) o con diversos métodos derivados de tests de P en el suelo (Kuo et al., 1988; Sharpley, 1995; Kleinman et al., 2000). La capacidad de sorción de P se puede determinar basándose en las isotermas de sorción de P y en los cálculos de las ecuaciones de Langmuir o de Freundlich (Börling et al., 2004). En la Tabla 7.4 se recogen distintos índices utilizados para calcular el grado de saturación, ordenados según el país y el tipo de suelo donde se determine. Para los suelos de Fervenza y Portodemouros, el grado de saturación de P en el suelo se determinó usando los índices PSD-1, PSD-2, PSD-3 y PSD-4, tal como se indicó en la sección de Resultados. El PSD-1 establece la relación entre el P total asimilable, que se corresponde con el P total extraído con bicarbonato, y el tamaño del complejo absorbente, que se determina con la suma de Fe y Al extraíbles. En los gráficos de distribución de frecuencias (Figura 7.7) se pone de manifiesto que, en ambas áreas, a medida que aumenta la fertilización se produce un aumento en el PSD-1, es decir, se incrementa la saturación de P en el suelo de forma proporcional a la intensidad de manejo del mismo. Por una parte, la existencia de prácticas agrícolas implica que haya una disminución en la cantidad de óxidos de Fe y Al extraíbles y consecuentemente una disminución del tamaño del complejo absorbente y, por otra parte, el aumento en la intensidad de manejo del suelo lleva consigo un incremento en el aporte de fertilizantes, que se refleja en una mayor cantidad de P total asimilable. Discusión 247 El PSD-1 en los suelos forestales, tanto de Fervenza como de Portodemouros, no supera el valor de 10 cg mol-1, mientras que en los prados naturales de Fervenza y en los prados de Portodemouros se alcanzan valores de 40 y 55 cg mol-1, respectivamente. Cultivos Portodemouros 0 10203040506070 PSD-1 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Prados Naturales Fervenza 010203040 PSD-1 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Forestales Fervenza 010 PSD-1 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Prados Fertilizados Fervenza 01020304050 PSD-1 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Forestales Portodemouros 010 PSD-1 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Prados Portodemouros 0 102030405060 PSD-1 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 (cg mol -1 ) (cg mol -1 ) Figura 7.7.- Distribución de frecuencias de los valores del índice del grado de saturación PSD-1, obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. El índice PSD-2 expresa la relación que existe entre la cantidad de P inorgánico asimilable (extraído con bicarbonato) y el tamaño del complejo absorbente (suma de Fe y Al extraíbles). Discusión 248 Como se pone de manifiesto en las figuras de distribución de frecuencias de los valores del índice PSD-2 obtenido para los suelos bajo diferentes usos de Fervenza y Portodemouros (Figura 7.8), en este caso también se produce un desplazamiento del máximo hacia la derecha a medida que se incrementa la intensidad de manejo del suelo, al igual que sucedía con el índice anterior (PSD-1). Prados Portodemouros 0 1020304050 PSD-2 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Forestales Portodemouros 010 PSD-2 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Prados Fertilizados Fervenza 0 1020304050 PSD-2 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Prados Naturales Fervenza 0102030 PSD-2 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Cultivos Portodemouros 0 10203040506070 PSD-2 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 Forestales Fervenza 010 PSD-2 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 (cg mol -1 ) (cg mol -1 ) Figura 7.8.- Distribución de frecuencias de los valores del índice del grado de saturación PSD-2, obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. Más del 90 % de las muestras de los suelos forestales, tanto de Fervenza como de Portodemouros, presentan valores de PSD-2 por debajo de 5 cg mol-1 (Figura 7.8), lo que indica un grado de saturación bajo y es debido a que en estos suelos la cantidad de P inorgánico Discusión 249 asimilable es baja, puesto que no reciben aporte de fertilizantes y que el complejo absorbente es grande, dado que la ausencia de prácticas agrícolas ha permitido que el nivel de óxidos de Fe y Al extraíbles sea alto (Sánchez, 1976; Ross, 1993). La distribución de frecuencias de los valores de PSD-2 obtenidos para los prados naturales de Fervenza y los prados de Portodemouros difiere de la observada para los suelos forestales. En ambas áreas el máximo porcentaje de muestras de la distribución lo presenta el intervalo entre 0 y 5 cg mol-1, siendo el porcentaje de muestras en Fervenza dentro de ese intervalo del 58 % frente al 40 % de los suelos de prado de Portodemouros (Figura 7.8). En los prados de Portodemouros se alcanzan valores de PSD-2 de 45 cg mol-1, mientras que en los prados naturales de Fervenza no se supera el valor de 30 cg mol-1 (Figura 7.8). El índice PSD-3 relaciona la cantidad de P total asimilable con la capacidad máxima de adsorción del suelo estimada a partir del valor de la ordenada de la isoterma de Freundlich (Ln a). El 100 % de las muestras de los suelos forestales de Fervenza y Portodemouros presentan valores de PSD-3 menores de 200 dg kg-1 (Figura 7.9), que es un índice muy bajo si se compara con el valor de 2400 dg kg-1 que alcanzan los prados fertilizados. La distribución de frecuencias de los valores de PSD-3 se va desplazando hacia la derecha a medida que se incrementa la intensidad de manejo del suelo. Los prados naturales de Fervenza y los prados de Portodemouros alcanzan valores de PSD-3 de hasta 1600 dg kg-1, presentando el máximo porcentaje de muestras de la distribución, con un porcentaje del 50 %, el intervalo de valores que oscila entre 0 y 200 dg kg-1 en el caso de los prados naturales de Fervenza, mientras que en los prados de Portodemouros el 33 % de las muestras tienen valores comprendidos entre 200 y 400 dg kg-1, lo que indica que en los prados de Portodemouros el grado de saturación es más elevado que en los prados naturales de Fervenza (Figura 7.9). La distribución de frecuencias de valores de PSD-3 de los prados fertilizados de Fervenza destaca por el escaso porcentaje de muestras, apenas el 3 %, que presentan valores de PSD-3 comprendidos entre 0 y 200 dg kg-1, siendo elevado (60 %) el porcentaje de muestras cuyos valores de PSD-3 oscilan entre 200 y 600 dg kg-1 (el máximo porcentaje de muestras de la distribución se observa entre 400 y 600 dg kg-1, con un porcentaje del 33 %). A medida que aumentan los valores de PSD-3, que alcanzan incluso el valor de 2400 dg kg-1 para PSD-3, el porcentaje de muestras que presentan esos valores se va haciendo paulatinamente menor (Figura 7.9). Discusión 256 producen pequeñas pérdidas de P lixiviado, debido a la alta capacidad de adsorción de P en el subsuelo. Por lo tanto, los factores específicos del sitio en estudio pueden servir como indicadores para determinar las pérdidas por lixiviación de P, pues no es posible determinar un único indicador general para todos los tipos de suelos. 7.2.2.2. P desorbido a la relación suelo:agua 1:100 En las dos zonas estudiadas, la desorción de MRP 1:100 (Figura 7.11) se incrementa a medida que aumenta la intensidad de manejo del suelo, aunque hay que destacar que no se observa desplazamiento del máximo de la distribución hacia la derecha, sino que todos los suelos presentan el máximo de la distribución entre 0.00 mg L-1 y 0.10 mg L-1, variando el porcentaje de muestras que constituye dicho máximo y que es menor cuanto mayor es la intensidad de manejo a que está sometido el suelo. Así, todos los suelos forestales de Fervenza y Portodemouros se presentan en este intervalo, mientras que entran dentro del mismo el 97 % de los prados naturales de Fervenza, el 89 % de los prados de Portodemouros, el 79 % de los prados fertilizados de Fervenza y, por último, el 60 % de las muestras de los suelos de cultivo de Portodemouros. Los suelos de cultivo de Portodemouros y los prados fertilizados de Fervenza presentan los valores más elevados de MRP 1:100 desorbido, alcanzando en ambos casos una concentración de 0.40 mg L-1, aunque en un porcentaje de muestras muy bajo. La distribución de frecuencias de los valores obtenidos para los suelos de cultivo indica que algo más del 20 % de las muestras desorben concentraciones de MRP que oscilan entre 0.10 mg L-1 y 0.20 mg L-1, es decir, es en estos suelos donde el riesgo de pérdidas de MRP es más elevado (Figura 7.11). Numerosos investigadores encuentran evidencias claras de que elevados niveles de P en el suelo incrementan las pérdidas del mismo por escorrentía (Sharpley, 1995; Pote et al., 1999; McDowell et al., 2002), pero pocos han cuantificado la contribución de la escorrentía en las pérdidas de P total (Watson et al., 2007). Smith et al. (2003) demuestran, en un estudio en suelos de prado, que el aumento en la concentración de MRP que se produce en el agua de drenaje es una respuesta directa a la acumulación de P del suelo. En contraste a otros estudios (Heckrath et al., 1995; Hesketh y Brookes, 2000), Watson et al. (2007) exponen la dificultad de identificar una concentración clara de P Olsen a partir de la cual las pérdidas de P total se incrementen, a pesar de obtener variaciones en los valores de concentración de P Olsen (desde 22 a 99 mg kg-1) en suelos de prado de clima templado tras la aplicación de fertilizantes durante 5 años. En dicha investigación no se observa ninguna relación entre la variación anual de los eventos hidrológicos y el flujo, ni diferencias entre las medias hidrológicas, lo que enfatiza la importancia de los estudios a medio-largo plazo. Watson et al. (2007) encontraron que la concentración de P en el agua de drenaje se incrementaba significativamente (en torno a 40 kg ha-1 año-1) con la aplicación de fertilizantes de P, mientras que la concentración de P en el agua de escorrentía se incrementaba unos 10 kg ha-1 Discusión 257 año-1. Las prácticas agrícolas ayudan a controlar las pérdidas de P disuelto por escorrentía al considerar, no solamente la proporción y la frecuencia de la adición de fertilizantes, sino también estrategias para mejorar la estructura del suelo y mejorar la filtración del agua. Prados Portodemouros 0,0 0,2 0,4 MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Cultivos Portodemouros 0,0 0,2 0,4 MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Fertilizados Fervenza 0,0 0,2 0,4 MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Portodemouros 0,0 0,2 MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Fervenza 0,0 0,2 MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Naturales Fervenza 0,0 0,2 MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 (mg L -1 ) (mg L -1 ) Figura 7.11.- Distribución de frecuencias de los valores de la concentración de MRP 1:100 desorbido obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. De forma similar a lo observado al estudiar la desorción de MRP 1:100 (Figura 7.11), en los gráficos de distribución de frecuencias de los valores de la desorción del P particulado 1:100 no se produce un desplazamiento del máximo de distribución con la intensidad del uso del suelo, aunque sí hay un aumento en la concentración del P particulado desorbido a medida que aumenta el manejo del suelo. En Fervenza los suelos forestales y los prados naturales no superan el valor de 0.10 mg L-1, mientras que los prados fertilizados rompen esta tendencia alcanzando un 23 % de Discusión 258 las muestras valores de concentración que oscilan entre 0.10 mg L-1 y 0.20 mg L-1. En Portodemouros, la influencia del uso del suelo se hace más patente, pues tanto los prados como los cultivos presentan valores de P particulado desorbido de hasta 0.30 mg L-1, concentración que está por encima de la presentada por los prados fertilizados de Fervenza, que no superan el valor de 0.20 mg L-1 (Figura 7.12). Prados Portodemouros 0,0 0,2 TP-MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Cultivos Portodemouros 0,0 0,2 TP-MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Portodemouros 0,0 0,2 TP-MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Fertilizados Fervenza 0,0 0,2 TP-MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Fervenza 0,0 0,2 TP-MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Naturales Fervenza 0,0 0,2 TP-MRP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 (mg L -1 ) (mg L -1 ) PP PP Figura 7.12.- Distribución de frecuencias de los valores de la concentración de PP 1:100 desorbido obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. En los suelos dedicados a cultivo es donde existe un mayor riesgo de pérdidas de P particulado, muy probablemente porque en estos suelos las prácticas agrícolas son más intensas, Discusión 259 lo que supone una pérdida de materia orgánica y deterioro de la estructura del suelo, incrementando el riesgo de erosión. Cultivos Portodemouros 0,0 0,2 0,4 TP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Portodemouros 0,0 0,2 TP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Fervenza 0,0 0,2 TP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Portodemouros 0,0 0,2 0,4 0,6 TP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Fertilizados Fervenza 0,0 0,2 0,4 0,6 TP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Naturales Fervenza 0,0 0,2 TP 1:100 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 (mg L-1) (mg L-1) Figura 7.13.- Distribución de frecuencias de los valores de la concentración de TP 1:100 desorbido obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. En los suelos forestales es en los que se desorbe la menor concentración de P total 1:100 (Figura 7.13), en contraposición a los suelos dedicados a cultivo de Portodemouros que, a pesar de no alcanzar los valores de P total 1:100 desorbido más elevados, son los que presentan las concentraciones de P total 1:100 más elevadas para un mayor porcentaje de muestras (Figura 7.13). Discusión 260 7.2.2.3. P desorbido a la relación suelo:agua 1:20 El parámetro intensidad (concentración de P en la solución de suelo), evaluado por el MRP obtenido en la extracción 1:20 (Figura 7.14), se ve modificado por la intensidad del uso del suelo en ambas áreas, como se pone de manifiesto en los gráficos de distribución de frecuencias: a medida que aumenta la intensidad de manejo se produce una mayor desorción de MRP 1:20, desplazándose el máximo de la distribución hacia la derecha. En general, los suelos de Portodemouros presentan valores de concentración de MRP desorbido más elevados que los de Fervenza, para todos los usos del suelo (Figura 7.14). El 100 % de las muestras de los suelos forestales de Fervenza presenta concentraciones de MRP 1:20 menores de 0.10 mg L-1, mientras que en los suelos forestales de Portodemouros un pequeño porcentaje de muestras (5 %) presenta valores de MRP 1:20 que oscilan entre 0.10 mg L1 y 0.20 mg L-1, distribución que coincide casi totalmente con la que se observa para los prados naturales de Fervenza, para los que el valor más elevado no supera los 0.20 mg L-1 (Figura 7.14). Los prados de Portodemouros y los prados fertilizados de Fervenza presentan una distribución de frecuencias de valores de MRP 1:20 muy similar (Figura 7.14). En los prados de Portodemouros en el 80 % de las muestras la concentración de MRP desorbido es menor de 0.10 mg L-1, alcanzando valores de hasta 1.00 mg L-1; de manera análoga, en los prados fertilizados de Fervenza la distribución de frecuencias se encuentra fuertemente sesgada hacia la derecha, pues algo más del 70 % de las muestras presentan valores de MRP 1:20 por debajo de 0.10 mg L-1. Hay que indicar que aunque se observan valores de concentración de 0.80 mg L-1, estos son inferiores al máximo observado en los prados de Portodemouros. Dado que es el parámetro intensidad el que determina la cantidad de P que puede pasar a los cursos de agua, está claro que en ambas zonas son los prados y los cultivos los que generan un serio riesgo de eutrofización en los cursos de agua contiguos. Al igual que sucedía con el MRP, a medida que aumenta la intensidad de manejo del suelo se observa que la concentración de P particulado desorbido a la dilución 1:20 es mayor (Figura 7.15). Los suelos forestales de Fervenza son los que presentan las concentraciones de P particulado más bajas, aunque cabe destacar que, en todo caso, son más elevadas que las concentraciones observadas para la desorción del MRP. Así, algo más del 75 % de las muestras presentan valores de concentración de P particulado 1:20 menores de 0.10 mg L-1, mientras que un 20 % de las mismas desorben una concentración de P particulado comprendida entre 0.10 mg L-1 y 0.20 mg L-1 y el 5 % restante desorbe entre 0.20 mg L-1 y 0.30 mg L-1. De forma similar a lo estudiado en el caso del MRP, la distribución de frecuencias de valores de PP 1:20 de los suelos forestales de Portodemouros es similar a la de los prados naturales de Fervenza. Los porcentajes más elevados de muestras se presentan en los intervalos 0.00-0.10, 0.10-0.20 y 0.20-0.30 mg L-1. El porcentaje de muestras de los suelos forestales de Portodemouros es del 32, 38 y 25 % para los intervalos 0.00-0.10, 0.10-0.20 y 0.20-0.30 mg L-1, Discusión 261 respectivamente, mientras que para esos mismos intervalos, el porcentaje de muestras de los prados naturales de Fervenza es del 30, 25 y 30 %, respectivamente (Figura 7.15). Forestales Fervenza 0,0 0,2 MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Cultivos Portodemouros 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6 MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Portodemouros 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Portodemouros 0,0 0,2 MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Fertilizados Fervenza 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Naturales Fervenza 0,0 0,2 MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 (mg L -1 ) (mg L -1 ) Figura 7.14.- Distribución de frecuencias de los valores de la concentración de MRP 1:20 desorbido obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. En los prados naturales de Fervenza se obtienen niveles de concentración de P particulado 1:20 superiores a los observados en los suelos forestales de Portodemouros, pues mientras que en estos últimos la concentración más elevada es de 0.50 mg L-1, en los prados naturales alcanza el valor de 0.60 mg L-1. El 10 % de los prados de Portodemouros presentan concentraciones de P particulado 1:20 por debajo de 0.10 mg L-1 y el 80 % de las muestras se distribuyen de forma proporcional (20 %) Discusión 262 entre los intervalos que oscilan de 0.10 mg L-1 a 0.50 mg L-1. El valor máximo de P particulado desorbido alcanza el valor de 1.00 mg L-1, el doble de lo encontrado en los suelos forestales de Portodemouros (Figura 7.15). Cultivos Portodemouros 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 TP-MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Portodemouros 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 TP-MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Portodemouros 0,0 0,2 0,4 TP-MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Fertilizados Fervenza 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 TP-MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Naturales Fervenza 0,0 0,2 0,4 0,6 TP-MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Fervenza 0,0 0,2 TP-MRP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 (mg L-1) (mg L-1) PPPP PP Figura 7.15.- Distribución de frecuencias de valores de la concentración de PP 1:20 desorbido obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. El 20 % de las muestras de los prados fertilizados de Fervenza presentan una concentración de P particulado 1:20 que oscila entre 0.10 mg L-1 y 0.20 mg L-1. Está claro que con el aumento de la actividad agrícola se produce una mayor desorción de P particulado, como indica Discusión 263 el hecho de que el 50 % de los prados fertilizados desorben una concentración de P particulado que varía entre 0.20 mg L-1 y 0.70 mg L-1, siendo el valor más elevado 1.50 mg L-1 (Figura 7.15). La figura de distribución de frecuencias de los valores obtenidos para los suelos de cultivo de Portodemouros es regular, puesto que el porcentaje de muestras es del 20 % para los intervalos de P particulado siguientes: 0.10-0.20, 0.40-0.50 y 0.50-0.60 mg L-1. El valor máximo que se alcanza es de 1.10 mg L-1, siendo del 5 % el porcentaje de muestras que presentan concentraciones de P particulado por debajo de 0.10 mg L-1 (Figura 7.15). La desorción de P total 1:20 está claramente influenciada por el uso del suelo, como se pone de manifiesto en la Figura 7.16, pues la distribución de frecuencias de valores se va desplazando hacia la derecha a medida que aumenta el manejo del suelo. Los suelos forestales de Fervenza presentan las concentraciones de P total 1:20 más bajas, pues en el 55 % de las muestras el valor de P total no supera 0.10 mg L-1 y un 37 % se encuentra en el intervalo 0.10-0.20 mg L-1. Como cabía esperar tras lo observado para la desorción de MRP y del P particulado 1:20, la gráfica de distribución de frecuencias que presentan los suelos forestales de Portodemouros es similar a la observada en los prados naturales de Fervenza. Hay que indicar que en los prados naturales se observan concentraciones de P total 1:20 más elevadas que en los suelos forestales de Portodemouros, alcanzándose el valor de 0.70 mg L-1, mientras que en los suelos forestales el valor más elevado es de 0.50 mg L-1 (Figura 7.16). Los prados de Portodemouros presentan una gráfica de distribución de frecuencias bastante homogénea, pues el porcentaje de muestras se mantiene bastante constante en los intervalos de concentración de P total comprendidos entre 0.10 mg L-1 y 0.60 mg L-1. Hay que indicar que el porcentaje de muestras en las que se producen concentraciones de P total menores que 0.20 mg L-1 o mayores de 0.60 mg L-1 no alcanza el 10 %; además, en algunas muestras (siempre representando una parte muy pequeña del total) se obtienen valores de concentración de P total que alcanzan hasta 1.70 mg L-1 (Figura 7.16). La distribución de frecuencias de los valores de TP 1:20 en los prados fertilizados de Fervenza está desplazada hacia la derecha en relación a la observada para los suelos forestales de esta misma zona. La distribución es bastante regular a lo largo del intervalo de valores que oscila entre 0.30 mg L-1 y 1.10 mg L-1, pues el porcentaje de muestras dentro de cada intervalo no supera el 10 %. El máximo de la distribución se corresponde con valores de concentración de P total comprendidos entre 0.20 mg L-1 y 0.30 mg L-1, siendo el porcentaje de muestras dentro de dicho intervalo del 24 %. Hay que indicar que, a diferencia de lo observado en los demás suelos de Fervenza, ninguna muestra presenta concentraciones de P total por debajo de 0.10 mg L-1 y sólo un porcentaje muy bajo de ellas alcanza valores cercanos a 2.00 mg L-1 (Figura 7.16). La distribución de frecuencias de los valores de TP 1:20 obtenidos para los suelos dedicados a cultivo de Portodemouros presenta un aspecto bimodal, existiendo dos intervalos (0.10-0.20 mg L-1 y 0.50-0.60 mg L-1) que presentan los porcentajes de muestras más elevados (20 Discusión 264 %, aproximadamente, en cada caso). Cada uno de los demás intervalos, que abarcan hasta 1.80 mg L-1, no alcanzan un porcentaje del 10 % siendo, en ocasiones, muy inferior a éste (Figura 7.16). Prados Fertilizados Fervenza 0,1 0,3 0,5 0,7 0,9 1,1 1,3 1,5 1,7 1,9 TP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Portodemouros 0,0 0,2 0,4 0,6 TP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Portodemouros 0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4 1,6 TP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Cultivos Portodemouros 0,1 0,3 0,5 0,7 0,9 1,1 1,3 1,5 1,7 TP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Prados Naturales Fervenza 0,0 0,2 0,4 0,6 TP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 Forestales Fervenza 0,0 0,2 TP 1:20 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.0 1.2 1.4 1.6 1.8 2.0 (mg L -1 ) (mg L -1 ) Figura 7.16.- Distribución de frecuencias de valores de la concentración de TP 1:20 desorbido, obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. En los suelos tanto de Fervenza como de Portodemouros todas las formas de P desorbido (MRP, PP y TP) se incrementan para la dilución 1:20 frente a la dilución 1:100. Las pérdidas de P que se producen desde suelos con una elevada intensidad de manejo, donde se emplean fertilizantes y abonos minerales, se han relacionado con la eutrofización del agua dulce. Diversos investigadores han realizado estudios simulando distintas intensidades de Discusión 265 precipitación en suelos donde los fertilizantes de P eran de distinta naturaleza, comprobando que las pérdidas de MRP, PP y TP, eran considerablemente más elevadas a medida que aumentaba la intensidad de la precipitación (Shigaki et al., 2007). El transporte creciente del P particulado se atribuye a la separación y al transporte de las partículas sin disolver, demostrando que la solubilidad en agua de las fuentes de P y la intensidad de la precipitación pueden influir en el transporte del P que se pierde. Numerosos investigadores consideran que existen dos factores importantes que influyen en el movimiento del P que se pierde: el transporte y la fuente de P (Gburek et al., 2000; Sharpley et al., 2001; McDowell et al., 2004). Los factores del transporte son los mecanismos que causan el movimiento del P dentro del paisaje, tales como la erosión y la escorrentía. Los factores de la fuente de P incluyen la concentración del P en el suelo y el período, método y forma de aplicación de P (como fertilizante inorgánico y/o abono orgánico). En el presente estudio aunque existen diferencias en la distribución porcentual de las formas de P extraídas con agua, la concentración de PP predomina generalmente sobre la de MRP, siendo factores determinantes el uso del suelo y las precipitaciones. Así, el predominio de las formas de P particulado se acentúa a medida que la intensidad del manejo agrícola es mayor y cuando se dan condiciones similares a las que se producirían tras una lluvia intensa sobre suelo seco, es decir, para la dilución 1:20 en comparación con la dilución 1:100 (que trata de simular el comportamiento teórico del suelo en invierno, cuando se encuentra húmedo), demostrando el efecto de la degradación de la estructura edáfica (generada en los prados y en los cultivos) con el riesgo de pérdida de P particulado. La concentración de todas las formas de fósforo desorbido en agua (TP, MRP o PP) está claramente afectada por el uso del suelo y es evidente que, en todos los casos, la fracción del P particulado domina sobre la fracción del MRP. Este comportamiento sería de esperar en los suelos agrícolas (Sharpley y Rekolainen, 1997), en los cuales el dominio del P particulado se atribuye al P fijado por adsorción en partículas y al P presente en la materia orgánica (que puede ser erosionada). En los suelos dedicados a prados, el dominio de las formas de P particulado se puede atribuir, muy probablemente, a la entrada de las formas orgánicas proporcionadas por el uso del purín como fertilizante (Díaz-Fierros et al., 1987). En los suelos forestales se observa un inesperado dominio del P particulado, lo que se puede atribuir a la alta capacidad de absorción de estos suelos y a su bajo contenido en P disponible, dando lugar a un MRP generalmente muy bajo y a pérdidas proporcionalmente más importantes de P particulado. En las dos áreas estudiadas, los suelos forestales presentaron los valores más bajos de P desorbido, siendo tanto en Fervenza como en Portodemouros la concentración media de MRP próxima a 0.03 mg L-1, y existiendo una gran cantidad de muestras en las cuales la concentración de P era imperceptible. El valor medio del P particulado es prácticamente dos veces más alto en los suelos de Portodemouros que en los suelos de Fervenza (0.15 comparado con 0.08 mg L-1), Discusión 272 a) 1:100 y b) 1:20. Los parámetros relacionados con la dilución se han obtenido empleando la ecuación de Øgaard (1995) quien considera que la variación de la concentración de P en solución (Y, ya sea TP, MRP o PP) con la relación suelo:agua (Z) puede ser expresada mediante una ecuación del tipo: Y= m + n log Z siendo m y n las constantes que describen la concentración de P en la relación de extracción 1:1 y la velocidad con que disminuye la concentración de P a medida que se incremente la relación suelo:agua, respectivamente. El valor de m, tanto para el P total como para el MRP o el P particulado, se incrementa claramente con el uso del suelo. El incremento es mayor en los suelos de Fervenza, sobre todo en lo que respecta al P particulado, que es más de 5 veces superior en los prados fertilizados que en los suelos forestales. El valor de m para el MRP apenas se incrementa, en relación a los forestales, en los prados naturales, aunque en los prados fertilizados es casi 5 veces superior al valor medio de los suelos forestales. Los valores de m para los suelos forestales en Portodemouros son superiores a los de los suelos forestales de Fervenza, sobre todo en lo que respecta al P particulado. Los prados de Portodemouros presentan valores más similares a los prados fertilizados de Fervenza que a los prados naturales de esta misma área. Los suelos de cultivo muestran un valor de m para el MRP más de 10 veces superior al de los suelos forestales, aunque el incremento del P particulado es sólo 3 veces superior. En la Figura 7.20 se representa la distribución de frecuencias de los valores obtenidos para los suelos bajo distintos usos de las dos áreas estudiadas del parámetro m, que describe la desorción de P total para la relación de extracción 1:1. En los suelos de Portodemouros se observa un desplazamiento del máximo de la distribución hacia la derecha a medida que aumenta la intensidad de manejo del suelo, presentando para todos suelos con los diferentes usos valores de la ordenada de P total más elevados que los suelos de Fervenza, para los que no se produce el desplazamiento del máximo de distribución hacia la derecha, aunque en los prados fertilizados hay una distribución mucho más homogénea, no superando ningún intervalo de valores un porcentaje de muestras superior al 21 %. Son los suelos forestales de Fervenza y de Portodemouros y los prados naturales de Fervenza los que presentan un menor riesgo de pérdidas de P total a la dilución 1:1 (cuando el suelo comienza a saturarse en agua), como cabía esperar, pues en estos suelos no se produce aporte de fertilizantes y el contenido de P total es más bajo. Discusión 273 Prados Portodemouros 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 m TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Cultivos Portodemouros 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 m TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Forestales Portodemouros 0,0 0,5 1,0 1,5 m TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Prados Fertilizados Fervenza 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 5,5 6,0 m TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Forestales Fervenza 0,0 0,5 1,0 m TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Prados Naturales Fervenza 0,0 0,5 1,0 1,5 m TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 (mg L -1 ) (mg L -1 ) Figura 7.20.- Distribución de frecuencias de los valores de la ordenada (m) de la ecuación descrita por Øgaard para evaluar el riesgo de pérdidas de P total, en función de la dilución obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. Análogamente a lo estudiado en el apartado anterior, la distribución de frecuencias de la ordenada (m) referida al MRP (Figura 7.21), para la dilución 1:1, presenta un incremento en la concentración de los valores de la ordenada a medida que aumenta la intensidad del manejo del suelo. Los suelos forestales de ambas áreas y los prados naturales de Fervenza presentan los valores más bajos; por el contrario, los cultivos de Portodemouros presentan un mayor riesgo inicial de pérdidas de MRP, pues es en estos suelos donde los valores de m son más elevados. Discusión 274 Forestales Portodemouros 0,5 1,0 m MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Cultivos Portodemouros 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 m MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Prados Naturales Fervenza 0,5 1,0 m MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Forestales Fervenza 0,5 1,0 m MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Prados Portodemouros 0,5 1,0 1,5 2,0 m MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 Prados Fertilizados Fervenza 0,5 1,0 1,5 m MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 (mg L -1 ) (mg L -1 ) Figura 7.21.- Distribución de frecuencias de los valores de la ordenada (m) de la ecuación descrita por Øgaard para evaluar el riesgo de pérdidas de MRP en función de la dilución, obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. El riesgo de pérdidas de P particulado cuando el suelo comienza a saturarse en agua es, para todos los usos del suelo y para las dos áreas estudiadas, más elevado que el riesgo de pérdidas de MRP, como muestra la distribución de frecuencias de los valores de la constante m del P particulado (Figura 7.22). A medida que se incrementa la intensidad del manejo del suelo, se produce un aumento en los valores del parámetro m del P particulado, poniendo de manifiesto la influencia del aporte de fertilizantes y de las prácticas agrícolas sobre la pérdida de P particulado, debido a la excesiva adición de fertilizantes y a la erosión que se produce por el manejo del suelo. Discusión 275 Los suelos de Portodemouros presentan un riesgo de pérdidas de P particulado más elevado que los suelos de Fervenza (Figura 7.22). Prados Portodemouros 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 m PP 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Forestales Portodemouros 0,0 0,5 1,0 m PP 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Forestales Fervenza 0,0 0,5 1,0 m PP 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Cultivos Portodemouros 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 m PP 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Prados Fertilizados Fervenza 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 m PP 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Prados Naturales Fervenza 0,0 0,5 1,0 1,5 m PP 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 (mg L -1 ) (mg L -1 ) Figura 7.22.- Distribución de frecuencias de los valores de la ordenada (m) de la ecuación descrita por Øgaard para evaluar el riesgo de pérdidas de P particulado, en función de la dilución obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. Los valores del parámetro n (que representa la pendiente de la ecuación considerada), se hacen más negativos a medida que se incrementa la intensidad del manejo del suelo, en ambas áreas y tanto para el P total, como para el MRP y el P particulado, como se pone de manifiesto en las Figuras 7.23, 7.24 y 7.25. Discusión 276 Hay que indicar que para el MRP los prados naturales de Fervenza presentan similares valores medios del parámetro n que los de los suelos forestales (Figura 7.24). Dado el significado de esta constante, hay que considerar que la concentración de P disminuiría de forma más rápida con la dilución en los suelos con mayor intensidad de manejo y, por lo tanto, con un mayor recubrimiento superficial de P o un mayor contenido en P lábil. En la Figura 7.23 se muestra la distribución de frecuencias de los valores del parámetro n del P total para los suelos bajo distintos usos de las dos áreas estudiadas. Cultivos Portodemouros -2,4 -2,0 -1,6 -1,2 -0,8 -0,4 0,0 n TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Prados Fertilizados Fervenza -2,8 -2,4 -2,0 -1,6 -1,2 -0,8 -0,4 0,0 n TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Prados Portodemouros -2,2 -1,8 -1,4 -1,0 -0,6 -0,2 0,2 n TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Forestales Portodemouros -0,6 -0,2 n TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Prados Naturales Fervenza -0,8 -0,4 0,0 n TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Forestales Fervenza -0,4 0,0 n TP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Figura 7.23.- Distribución de frecuencias de los valores de la pendiente (n) de la ecuación descrita por Øgaard para evaluar el riesgo de pérdidas de P total en función de la dilución, obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. Discusión 277 El parámetro n del P total (n TP) presenta una mayor amplitud de valores que el del MRP en las dos áreas estudiadas, tendiendo hacia valores más negativos con el aumento en la intensidad de manejo del suelo (Figuras 7.23 y 7.24). Las diferencias entre los valores de n de la desorción de TP para los distintos usos son más pronunciadas en los suelos de Portodemouros que en los de Fervenza. Así, en Portodemouros se produce un desplazamiento del máximo de la distribución hacia la izquierda, tanto en prados como en cultivos, mientras que en Fervenza sólo se observa el desplazamiento en los prados fertilizados; éstos, a pesar de presentar su máximo de la distribución más desplazado hacia la derecha que los suelos de cultivo, tienen un mayor porcentaje de muestras con valores más negativos, indicando que la concentración de P total disminuye más rápidamente en los suelos con mayor intensidad de manejo (Figura 7.23). Prados Portodemouros -0,8 -0,4 0,0 n MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Cultivos Portodemouros -2,4 -2,0 -1,6 -1,2 -0,8 -0,4 0,0 n MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Forestales Portodemouros -0,2 0,2 n MRP -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Forestales Fervenza -0,2 0,2 n MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Prados Naturales Fervenza -0,2 0,2 n MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Prados Fertilizados Fervenza -0,6 -0,2 0,2 n MRP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Figura 7.24.- Distribución de frecuencias de los valores de la pendiente (n) de la ecuación descrita por Øgaard para evaluar el riesgo de pérdidas de MRP en función de la dilución, obtenidos para los suelos de diferntes usos de Fervenza y Portodemouros. Discusión 278 Los suelos forestales de Portodemouros y los prados naturales de Fervenza presentan una distribución de frecuencias de los valores de n para TP muy similar, con valores más negativos que los suelos forestales de Fervenza en los que la concentración de P total disminuye más lentamente. La pendiente n del ajuste de los datos de MRP (n MRP; Figura 7.24) no presenta desplazamiento del máximo de la distribución hacia la izquierda como sucedía en el apartado anterior para los valores de n TP, aunque a medida que aumenta la intensidad de manejo del suelo los valores de n MRP van siendo cada vez más negativos. Los prados naturales de Fervenza presentan un comportamiento muy similar a los suelos forestales de ambas áreas, siendo en estos suelos donde se aprecian los valores más altos de n, lo que indica que en ellos la disminución de la concentración de MRP es más lenta que en los suelos fertilizados. Prados Portodemouros -1,6 -1,2 -0,8 -0,4 0,0 n PP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Cultivos Portodemouros -1,6 -1,2 -0,8 -0,4 0,0 n PP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Forestales Portodemouros -0,6 -0,2 0,2 n PP -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Prados Fertilizados Fervenza -2,4 -2,0 -1,6 -1,2 -0,8 -0,4 0,0 n PP -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 Forestales Fervenza -0,4 0,0 n PP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Prados Naturales Fervenza -0,8 -0,4 0,0 n PP % 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 0 -2.8 -2.4 -2.0 -1.6 -1.2 -0.8 -0.4 0.0 0.4 Figura 7.25.- Distribución de frecuencias de los valores de la pendiente (n) de la ecuación descrita por Øgaard para evaluar el riesgo de pérdidas de P particulado en función de la dilución, obtenidos para los suelos de diferentes usos de Fervenza y Portodemouros. Discusión 279 De forma similar, los prados de Portodemouros y los prados fertilizados de Fervenza presentan una distribución de frecuencias de los valores de n MRP muy similar, siendo los suelos dedicados a cultivo los que toman los valores más negativos y en los que la concentración de MRP disminuye más rápidamente (Figura 7.24), posiblemente como consecuencia de un mayor aporte de fertilizantes. Los valores de la pendiente n para evaluar el riesgo de pérdidas de P particulado (n PP) en los suelos de Fervenza y Portodemouros (Figura 7.25) ponen de manifiesto la influencia del manejo del suelo sobre este parámetro, puesto que en las dos zonas estudiadas a medida que se incrementa la intensidad de manejo del suelo, se pasa de una distribución en forma de J (con valores elevados en el extremo derecho) a distribuciones más simétricas, donde las frecuencias para los distintos intervalos de n son mucho más homogéneos. En Portodemouros, además, se produce un desplazamiento del máximo hacia la izquierda. En general, los valores de n del P particulado son más negativos que los observados para este mismo parámetro en el caso del MRP (Figuras 7.25 y 7.24), lo que indica que las concentraciones de P particulado disminuyen más rápidamente que las de MRP al aumentar la dilución. Tabla 7.6.- Valores medios y desviaciones de los valores de las propiedades que afectan el parámetro intensidad, para los suelos de diferentes usos en Fervenza y Portodemouros. Para cada área y para cada propiedad letras diferentes indican diferencias significativas entre los suelos bajo diferentes usos para un nivel de confianza del 99.5%. Las propiedades del suelo que conforman el parámetro intensidad (concentración de P en la solución del suelo) se recogen en la Tabla 7.6, reflejando de forma inequívoca, para las dos Fervenza Portodemouros S. f orestales Prados n aturales Prados f ertilizados S. f orestales Prados Cultivos 1:100 MRP 0.02±0.01a 0.03±0.03b 0.07±0.07c 0.02±0.02a 0.06±0.06b 0.09±0.09b PP 0.02±0.02a 0.04±0.02b 0.07±0.05c 0.04±0.03a 0.07±0.04b 0.09±0.06b TP 0.04±0.02a 0.07±0.03b 0.14±0.10c 0.06±0.02a 0.13±0.09b 0.19±0.10c 1:20 MRP 0.02±0.02a 0.04±0.03a 0.11±0.14b 0.03±0.03a 0.10±0.15b 0.22±0.32c PP 0.08±0.05a 0.19±0.13b 0.42±0.27c 0.15±0.09a 0.34±0.22b 0.42±0.25b TP 0.10±0.06a 0.23±0.13b 0.53±0.35c 0.18±0.09a 0.44±0.33b 0.64±0.42b m MRP 0.04±0.04a 0.05±0.05a 0.19±0.26b 0.04±0.07a 0.18±0.31b 0.45±0.80c PP 0.18±0.14a 0.47±0.34b 1.07±0.74c 0.36±0.24a 0.83±0.59b 0.99±0.70b TP 0.22±0.14a 0.52±0.35b 1.25±0.89c 0.40±0.24a 1.00±0.81b 1.44±1.10c Discusión 280 áreas estudiadas, el incremento que se produce en todas ellas a medida que aumenta la intensidad de manejo del suelo. La acumulación del pool de P en el suelo condujo a un riesgo creciente de pérdidas de P. Una gran cantidad de estudios tratan de determinar la relación entre el estado de P en el suelo y las pérdidas de P al agua. El incremento en los valores obtenidos para los tests de P del suelo representa un enriquecimiento en la concentración de P en el agua de escorrentía; sin embargo, la relación entre el test de P del suelo y el P en solución varía de acuerdo a las condiciones de manejo y tipo de suelo. El aporte del suelo al enriquecimiento de P en el agua es menor bajo prados que para terrenos con otros cultivos establecidos (Ramírez, 2005). Esta diferencia puede deberse a la menor interacción del agua de escorrentía con la superficie del suelo, debido a la mayor cobertura y protección de la superficie que ofrecen los prados (Sharpley, 1985). Sin embargo, aplicaciones recientes de fertilizante inorgánico o estiércol tienen una tendencia opuesta, particularmente cuando la aplicación se realiza sobre la superficie sin incorporación alguna. Para un nivel de P en el suelo, la concentración de P en el flujo puede estar influenciada por el tipo de suelo, ya que las diferencias en la capacidad de retención de P del suelo varía con los niveles de arcilla, óxidos de Fe y Al, carbonatos y el contenido de materia orgánica (Schroeder et al. 2004). El contenido de P en el suelo, evaluado a través de un test de P del suelo, se relaciona cuantitativamente con la concentración de P disuelto en el agua de escorrentía pero, sin embargo, no indica la masa total de P ni el volumen de escorrentía que se puede generar para un conjunto de condiciones específicas. La cantidad de P total que se pierde en un suelo depende de la concentración de P en el agua de escorrentía y del volumen de agua que fluye (Sotomayor et al., 2003). 7.5. Evolución anual de algunos parámetros del P Tras las comparaciones establecidas entre Fervenza y Portodemouros en el apartado anterior, se realizará ahora un estudio comparativo de la evolución anual de algunos de los parámetros de P más representativos para los suelos bajo diferentes usos. De este modo se podrá concluir si los distintos parámetros evolucionan de forma similar o no en ambas localizaciones geográficas. Los resultados obtenidos para ambas cuencas, a pesar de las obvias diferencias observadas entre ellos, presentan ciertas características comunes que permiten generalizar la influencia del uso del suelo en los riesgos de pérdida de fósforo y su paso a los cursos de agua. En ambas zonas, los suelos forestales presentan un comportamiento muy similar. El contenido de fósforo extraído con bicarbonato es muy constante a lo largo de todo el año y siempre se mantiene en valores bajos, como corresponde a suelos no fertilizados (Figura 7.26). Discusión 281 La dinámica anual queda marcada, en aquellas ocasiones en que ha sido factible ponerla de manifiesto, por la presencia de un contenido ligeramente mayor, sobre todo del fósforo inorgánico, durante los meses de verano, reflejando posiblemente los procesos de mineralización de los restos orgánicos que llegan al suelo y la mayor actividad biológica del mismo debido a causas climáticas, ya que no hay que olvidar que la vegetación arbórea protege al suelo durante los meses estivales de una fuerte insolación, previniendo la desecación edáfica y favoreciendo, por tanto, que el periodo de actividad de los microorganismos se prolongue durante el verano. De forma similar a lo observado en las dos áreas estudiadas, distintos autores han indicado que en suelos con textura gruesa las concentraciones de P extraído con bicarbonato presentan los valores mínimos durante el invierno y los máximos durante el verano (Weaver et al., 1988; Magid y Nielsen, 1992). Por el contrario, Jensen et al. (1998) encuentran que en suelos con textura fina los valores máximos de P en el suelo se dan en invierno y los mínimos en verano, lo que interpretan que puede ser debido a que las concentraciones de P pueden variar por la reducción y liberación de P procedente de los hidróxidos férricos durante los meses en los que el suelo permanece saturado en agua. Hay que tener en cuenta que los procesos de mineralización incluyen procesos biológicos y bioquímicos. La mineralización biológica ocurre cuando el fósforo inorgánico intracelular es liberado a la solución al morir los microorganismos y cuando los compuestos orgánicos son hidrolizados sobre las superficies externas de las membranas celulares en respuesta a la demanda por los microorganismos, que necesitan el P como fuente de energía (Burns, 1982). La hidrólisis, que proporciona P inorgánico a partir del P orgánico, es una reacción catalizada por las enzimas genéricamente llamadas fosfatasas (Sanyal y DeDatta, 1991). La producción de fosfatasas por las raíces o por microorganismos es una estrategia eficiente para la absorción de P por las plantas. La actividad enzimática varía en función de las propiedades del suelo (pH, contenido de agua, carga superficial, condiciones redox, textura, etc.). La sorción de enzimas sobre las arcillas, óxidos o sustancias húmicas, puede cambiar la conformación de las mismas y reducir su actividad, aunque esto no siempre ocurre así (Dick y Tabatabai, 1987). La mineralización bioquímica del P está regida por la exoenzima fosfatasa. Dado que la funcionalidad de las exoenzimas puede permanecer estable por sorción y asociación sobre los compuestos del suelo, la mineralización bioquímica puede ocurrir en ausencia de actividad biológica (Seeling y Zasoski, 1993; Arzuaga et al., 2005). Se sabe que los microorganismos del suelo pueden tomar P de la incorporación de materia orgánica o como respuesta a cambios fisiológicos causados por las fluctuaciones de humedad u otras variaciones (Tiessen et al., 1994). Estos condicionamientos hay que tenerlos presentes cuando se hace el estudio de la evolución anual del P extraído con bicarbonato, tanto del orgánico como del inorgánico. En el área de Portodemouros se observa también un ligero aumento de la cantidad de P orgánico extraído con bicarbonato en el mes de febrero (Figura 6.39, sección Resultados), Discusión 288 necesidad de establecer una relación entre la lixiviación de P y los niveles reales de P en el suelo (Djodjic et al., 2004). En definitiva, mientras que en los suelos forestales y en los prados de baja intensidad de manejo apenas se producen variaciones a lo largo del año en la desorción de P, en los prados con elevada fertilización y en los suelos de cultivo pueden producirse diferentes momentos a lo largo del año en los que el riesgo de desorción del P sea muy elevado. En suelos dedicados a prados el riesgo lo proporciona la desorción de P particulado, mientras que en los suelos de cultivo ese riesgo está asociado tanto al MRP como al P particulado. Para reducir el paso de P a las aguas circundantes hay que tener en cuenta que el transporte de P disuelto en el agua de escorrentía y en el flujo subsuperficial comienza con la desorción, la disolución y la extracción de P del suelo y del material de las plantas. En la escorrentía, estos procesos tienen lugar cuando las precipitaciones interaccionan con una fina capa de la superficie del suelo (1-5 cm). Aunque es difícil cuantificar en el campo esta profundidad, se la denomina "profundidad eficaz de la interacción" y varía en función de la intensidad de la precipitación, la labranza del suelo y la cubierta vegetal (Smith et al., 1993). Las pérdidas de P por escorrentía están influenciadas por el uso de fertilizantes inorgánicos o de abonos orgánicos y depende de la época del año, método de uso, forma del fertilizante, tiempo tras la aplicación, intensidad y duración de la precipitación, la pendiente, la temperatura el tipo de suelo y de labranza y de la vegetación. La labranza continuada, nivelando las regueras cóncavas podría inducir una erosión adicional, mientras que la pérdida de tierra vegetal rica en materia orgánica reduce la capacidad de retención de agua del suelo, induce la erosión por el viento y requiere aportes de fertilizante para mantener la fertilidad en el suelo restante (Sharpley et al., 1995). La labranza conservadora deja cerca del 30 % del residuo de la cosecha en la superficie del suelo y ha sido adoptada por muchos granjeros para reducir al mínimo el deterioro del suelo. Dejar un residuo de la cosecha en la superficie del suelo disipa energía de la precipitación, produce un aumento en la infiltración y por tanto provoca la reducción de la escorrentía y del transporte de agregados y del P particulado. La pérdida de fósforo puede reducirse al mínimo si el abono se aplica bajo la superficie del suelo (McDowell et al., 2001). Dado el impacto medioambiental de las distintas formas de P, MRP y P particulado, sería conveniente una labor de vigilancia, de forma que se evitase la coincidencia temporal de fertilización en suelos muy próximos entre sí. De esta manera, el riesgo de contaminación de los cursos de agua disminuiría de forma considerable. Discusión 289 7.6. Relación entre los diferentes parámetros de P y las propiedades generales del suelo Tras evaluar los parámetros de cantidad e intensidad de P en el suelo, se comprobará la relación que existe entre algunos parámetros de intensidad de P y otros parámetros evaluados, mediante el estudio de las correlaciones que se muestran en la Tabla 7.7. De acuerdo con los datos recogidos en la Tabla 7.7, en el área de Fervenza los suelos forestales apenas presentan correlaciones significativas con las formas de P desorbido para la relación suelo:agua 1:20. Tan solo el P total y el MRP se correlacionan negativamente con el Ln a (ordenada de la isoterma de Freundlich), parámetro relacionado con la capacidad para adsorber P. El P total, además, se correlaciona negativamente con la suma de óxidos extraíbles. Los prados siguen la misma tendencia para el P total que la observada en los suelos forestales, pues existe una correlación negativa tanto con los óxidos de Fe y Al, como con el Ln a. Cabe destacar que los coeficientes obtenidos en este caso son ligeramente más elevados. Sin embargo, las correlaciones que presenta el MRP desorbido en los prados naturales no coinciden con las encontradas en los suelos forestales, ya que se obtienen correlaciones significativas entre el MRP y el P inorgánico disponible, y entre el MRP y los valores de saturación de fósforo; concretamente, se encuentran correlaciones positivas con los 4 índices estudiados, presentando unos coeficientes bastante elevados en todos los casos (varían entre 0.56 y 0.71). A diferencia del MRP, el P particulado sólo presenta una correlación negativa con el Ln a. A medida que aumenta la intensidad de manejo del suelo, se producen más correlaciones entre las distintas formas de P desorbido y las propiedades estudiadas. Así, el P total en los prados fertilizados se correlaciona negativamente con el Ln a y positivamente con la cantidad de P total disponible, así como con los índices de saturación. Destaca el hecho de que no exista una correlación significativa entre el P total y la suma de óxidos extraíbles, tal y como sucedía en los suelos forestales y en los prados naturales, pues la suma de óxidos extraíbles es una propiedad fuertemente modificada por el uso del suelo. La desorción de MRP en los prados fertilizados se correlaciona negativamente con la suma de Fe y Al y con el Ln a y de forma positiva con el P inorgánico disponible, así como con los índices del grado de saturación. La correlación significativa entre los 4 índices del grado de saturación se observa también al evaluar el P particulado, presentando además una correlación negativa con el Ln a, de forma similar a lo encontrado para los prados naturales. Hay que indicar que en los suelos de Fervenza al hacer las correlaciones de todos los suelos, independientemente de la intensidad del manejo y a diferencia de los casos anteriores, las formas de P total y de P particulado están negativamente correlacionadas con la cantidad de C total y de N total y, además, el P particulado también presenta una correlación negativa con la suma de Al y Fe. Tanto la materia orgánica como la cantidad de óxidos extraíbles son propiedades fuertemente modificadas por el uso del suelo. Discusión 290 Tabla 7.7.- Correlaciones de diversas propiedades del parámetro intensidad con respecto al parámetro cantidad y a las propiedades generales de los suelo obtenidas para los suelos de diferentes usos en Fervenza y Portodemouros, así como para todos los suelos de cada una de las cuencas y la totalidad de suelos estudiados (415). *Valores de los coeficientes cuando las correlaciones son significativas para p< 0.001 FERVENZA PORTODEMOUROS Fervenza + Portodemouros Forestales Prados naturales Prados fertilizados Todos Forestales Prados Cultivos Todos (62) (36) (93) (191) (65) (125) (34) (224) (415) TP (1:20) C total ns ns ns -0.36 ns ns ns ns -0.26 N total ns ns ns -0.23 ns ns ns ns -0.18 Al + Fe -0.49 -0.53 ns -0.30 ns ns ns -0.28 -0.30 P total bic ns ns 0.44 0.63 ns 0.46 0.72 0.65 0.62 Ln a -0.43 -0.59 -0.62 -0.55 ns -0.59 -0.62 -0.51 -0.51 PSD-1 ns ns 0.52 0.66 ns 0.55 0.72 0.69 0.67 PSD-2 ns ns 0.54 0.66 ns 0.65 0.73 0.74 0.70 PSD-3 ns ns 0.56 0.70 ns 0.58 0.75 0.71 0.70 PSD-4 ns ns 0.56 0.70 ns 0.66 0.74 0.74 0.71 MRP (1:20) C total ns ns ns ns ns ns ns ns -0.16 N total ns ns ns ns ns ns 0.55 ns ns Al + Fe ns ns -0.39 -0.30 ns ns ns -0.24 -0.27 P inorg bic ns 0.65 0.39 0.51 ns 0.61 0.72 0.70 0.56 Ln a -0.41 ns -0.59 -0.40 ns -0.61 -0.65 -0.41 -0.36 PSD-1 ns 0.56 0.56 0.61 ns 0.60 0.68 0.67 0.66 PSD-2 ns 0.66 0.54 0.60 ns 0.67 0.71 0.72 0.70 PSD-3 ns 0.62 0.55 0.61 ns 0.64 0.75 0.72 0.65 PSD-4 ns 0.71 0.50 0.59 ns 0.69 0.76 0.75 0.65 PP (1:20) C total ns ns ns -0.39 ns ns ns ns -0.27 N total ns ns ns -0.24 ns ns ns ns -0.17 Al + Fe ns ns ns -0.30 ns ns ns -0.24 -0.24 P org bic ns ns ns ns ns ns ns ns 0.16 Ln a ns -0.51 -0.51 -0.40 ns -0.48 ns -0.45 -0.48 PSD-1 ns ns 0.40 0.58 ns 0.43 ns 0.52 0.52 PSD-2 ns ns 0.43 0.59 ns 0.53 ns 0.55 0.55 PSD-3 ns ns 0.45 0.61 ns 0.44 ns 0.52 0.58 PSD-4 ns ns 0.48 0.59 ns 0.53 ns 0.53 0.59 Discusión 291 En Portodemouros, en los suelos forestales, no se observan correlaciones significativas entre la desorción de P y las propiedades estudiadas. Esta tendencia cambia al aumentar la intensidad de manejo del suelo, puesto que la desorción de P total está positivamente correlacionada con el P total disponible para las plantas y con los 4 índices de saturación, tanto en los suelos dedicados a prado como en los dedicados a cultivo y, además, los suelos de ambos usos presentan correlaciones negativas con el Ln a. La concentración de MRP desorbido en los suelos de Portodemouros se correlaciona positivamente con el P inorgánico extraído con bicarbonato, así como con los 4 índices del grado de saturación, y negativamente con el Ln a en los suelos de prado y en los suelos de cultivo. Tan sólo difieren los suelos de ambos usos en que, además, en los suelos de cultivo se observa una correlación positiva entre la desorción de MRP y la cantidad de N total. A diferencia de lo observado para las otras dos formas de P desorbido, el P particulado no presenta correlaciones significativas en los suelos de cultivo, aunque sí se observan en los prados, donde se correlacionan positivamente con los 4 índices elegidos para calcular el grado de saturación de P, y negativamente con el Ln a. Al hacer el tratamiento estadístico de todos los suelos de Portodemouros sin clasificarlos por uso, todas las formas de P desorbido presentan correlaciones positivas con los 4 índices de saturación empleados, así como correlaciones negativas con la suma de Al y Fe y con el Ln a. En el caso del P total y del MRP, se observan correlaciones positivas con el P total y el P inorgánico extraídos con bicarbonato, respectivamente. Hay que destacar que, a diferencia de lo observado en los suelos de Fervenza, no existen correlaciones significativas con las cantidades de C y N total. Como complemento del estudio, se realizaron las correlaciones con la totalidad de los suelos de Fervenza y Portodemouros (n= 415 muestras), y se obtuvieron correlaciones significativas positivas para todas las formas de P desorbido y los 4 índices de saturación, así como para las formas de P extraído con bicarbonato (P total, P inorgánico y P orgánico) que se correlacionan con el P total, el MRP y el P particulado, respectivamente. Además, todas las formas de P desorbido presentan correlaciones negativas con el C total y el N total (a excepción del MRP que no presenta correlación significativa con el N total), con la suma de Al y Fe, así como con el Ln a. Para los suelos bajo estudio los cuatro índices del grado de saturación de P se correlacionan altamente con todas las formas de P desorbido, correspondiendo los valores más altos de r a los suelos de prado y a los de cultivo. Para todos los suelos juntos, el valor de r oscila entre 0.67 y 0.71, para la correlación entre el TP y los 4 índices de saturación (PDS-1, PSD-2, PSD-3 y PSD-4) y entre 0.65 y 0.70 para el MRP, es decir, los resultados obtenidos demuestran la utilidad de los índices del grado de saturación para estimar el riesgo de pérdida de P en el suelo. El proceso de pérdida de P bajo condiciones de laboratorio está determinado por el grado de saturación de P en las superficies adsorbentes del suelo y por la cantidad de óxidos extraíbles. Discusión 292 Diversos autores han demostrado altas correlaciones entre los tests de suelo y la concentración de P disuelto y P total en la escorrentía, incluso entre metodologías de extracción diferentes tales como Bray I, Olsen o Mehlich 3 (Aase et al., 2001; Mullins y Tech, 2001; Sharpley et al., 2001; Fang et al., 2002; Kleinman et al., 2002; Andraski y Bundy, 2003; Daverede et al., 2003; Gaston et al., 2003; Sharpley y Kleinman, 2003). En este estudio existe una relación lineal entre el parámetro cantidad y el parámetro intensidad de P del suelo, como se puso de manifiesto al evaluar las correlaciones obtenidas, pero no siempre es así, ya que algunos investigadores encuentran relaciones no lineales (Lookman, 1995; Chardon y Van Faasen, 1999; Koopmans et al., 2001; Mc Dowell et al., 2001) obteniendo un valor umbral en el test de P del suelo a partir del cual aumenta el riesgo de pérdida de P, mientras que otros encuentran relaciones lineales sin obtener valores umbrales (Sharpley, 1995; Pote et al., 1996; Pautler y Sims, 2000; Mc Dowell y Sharpley, 2001). Koopmans et al. (2002) tratan de dar una explicación a esta discrepancia indicando que la relación cantidad-intensidad tiende hacia linealidades cuando se trata de un rango estrecho de valores del test de P en el suelo y, por lo tanto, no se alcanza un valor umbral, y/o al usar una relación suelo/agua elevada para estimar el parámetro de intensidad de P, considerando que bajo tales condiciones un valor umbral es incierto y difícil de detectar. En un experimento de laboratorio, Hooda et al. (2000) obtuvieron resultados que indicaban que la cantidad de P desorbido no tenía ninguna relación con la capacidad de absorción de P del suelo ni con la cantidad de P total. De acuerdo con dicho estudio, la propiedad que afecta a la desorción de P de forma más importante es el grado de saturación de P, pero estos autores advirtieron que fue necesaria una investigación adicional para probar la relación entre la desorción de P y el P transferido por lixiviación y escorrentía. Sin embargo, hay que tener en cuenta que estas investigaciones entre el contenido de P en el suelo y las pérdidas de P tienen un número de limitaciones, puesto que los estudios se diseñan a menudo para varios niveles de P del suelo pero solamente para un suelo. Además, a escala de campo, las medidas de las concentraciones de P en agua o las pérdidas de P son, en general, infrecuentes y esporádicas y los efectos de los usos recientes de P pueden eclipsar los efectos del contenido de P en el suelo (Djodjic et al., 2004). Los estudios del laboratorio pueden, por otra parte, descuidar los efectos de los mecanismos del transporte y de la hidrología en situaciones de campo. Por todo lo expuesto, está claro que es importante estudiar diversos suelos con un rango diferente de contenido en P en cada suelo, que no debe ser resultado de usos esporádicos de fertilizantes y/o de abonos de P, sino de una acumulación continua. Además, la cuantificación de pérdidas bajo condiciones controladas debe ser comparable a condiciones naturales de campo, permitiendo la interpretación de resultados en términos de escalas más grandes. Por otro lado, para conocer las variaciones temporales el período de estudio debe ser largo. Discusión 293 7.7. Análisis de Componentes Principales Para poder buscar las posibles fuentes de variación que el uso del suelo ejerce sobre la dinámica del P se realizó un Análisis de Componentes Principales (PCA). Para ello, se seleccionaron propiedades lo más independientes entre sí que fue posible, con el fin de minimizar los riesgos de interpretación que supondría usar variables que estuvieran altamente correlacionadas entre sí. Así, se seleccionaron 16 propiedades, entre las que se incluyen propiedades generales de los suelos (pH, contenido en C y N total, contenido en óxidos extraíbles, etc.), propiedades relacionadas con el parámetro cantidad de P de los suelos (Pt, Pi extraídos con bicarbonato), propiedades relacionadas con el grado de saturación de P (PDS-2, PDS-4, pendiente de la isoterma de adsorción, ordenada de la isoterma), propiedades relacionadas con la liberación de P (pendiente cinética, ordenada cinética, valores de m de las ecuaciones de dilución para TP y MRP). El Análisis de Componentes Principales con rotación varimax normalizada (con el objeto de aumentar la dispersión de las ponderaciones y facilitar así la interpretación de los factores) fue realizado para las muestras de Fervenza y Portodemouros, por separado, y para el conjunto total de las muestras. Para verificar la idoneidad de la estructura de la matriz de correlaciones y, en consecuencia, la viabilidad de la realización del análisis factorial, se aplicaron, además del cálculo de la matriz de correlaciones, cuyos elementos son las correlaciones entre pares de variables estimadas a partir del modelo factorial, dos estadísticos: 1. El test de esfericidad de Barlett, que permite contrastar la hipótesis de que la matriz de correlaciones es una matriz identidad. Para los tres grupos de suelos estudiados, Fervenza, Portodemouros y el conjunto total de ambos, se obtienen valores del test de Barlett muy elevados, 3390.617, 4596.048 y 7676.374, respectivamente, en todos los casos con una significación alta, p<0.000, lo que permite rechazar la hipótesis de que la matriz de correlaciones es una matriz identidad, siendo correcto el empleo del análisis factorial, pues existe correlación entre los ítems. Además el determinante de la matriz de correlaciones es pequeño en los tres análisis (1.49 10-9, 4.63 10-10 y 2.54 10-9, para los suelos de Fervenza, de Portodemouros y el conjunto de ambos, respectivamente), reflejando que el grado de intercorrelación entre las variables es muy alto, condición que debe cumplir el análisis de componentes principales. 2. El test de Kaiser-Meyer-Olkin (KMO) que mide la idoneidad de los datos para realizar un análisis factorial comparando los valores de los coeficientes de correlación de Pearson observados con los coeficientes de correlación parcial entre variables (Visauta, 1998). Si la suma de los cuadrados de los coeficientes de correlación parcial entre todos los pares de variables es pequeña en comparación con la suma de los coeficientes de correlación al cuadrado esta medida tiende a uno. Discusión 294 Tabla 7.8.- Cargas factoriales, varianza explicada y varianza total para el Análisis de Componentes Principales (PCA) de los suelos de Fervenza (191), de Portodemouros (224) y para todos los suelos analizados (415). Se destacan en negrita las cargas factoriales >0.5. Matriz de componentes rotados FERVENZA (191) PORTODEMOUROS (224) TODOS (415) 1 2 3 4 5 1 2 3 4 5 1 2 3 4 pH agua 0.07 -0.32 -0.38 0.50 0.26 -0.08 0.18 -0.12 -0.07 0.88 -0.08 0.04 -0.67 0.23 % C total -0.19 0.20 0.91 -0.20 0.03 -0.05 0.74 0.45 0.04 0.17 -0.07 0.57 0.65 -0.02 % N total -0.08 0.21 0.89 0.23 0.02 0.02 0.94 0.00 -0.06 0.05 0.01 0.81 0.44 0.00 C/N -0.20 -0.02 0.18 -0.72 0.06 -0.14 -0.40 0.70 0.17 0.24 -0.21 -0.54 0.43 -0.06 P total bic 0.91 -0.12 -0.06 0.19 0.05 0.87 -0.05 -0.23 -0.10 -0.23 0.91 0.14 -0.09 0.03 P inorg bic 0.95 -0.08 -0.09 0.18 0.06 0.94 -0.04 -0.16 -0.06 -0.13 0.94 0.15 -0.06 0.03 Ln a -0.36 0.87 0.17 -0.12 0.06 -0.44 0.35 0.71 0.07 -0.28 -0.43 0.26 0.76 0.00 PSD 2 0.94 -0.14 -0.18 -0.07 0.08 0.93 -0.21 -0.14 -0.04 -0.11 0.92 -0.22 -0.09 0.04 PSD 4 0.96 -0.13 -0.12 0.14 0.08 0.96 -0.08 -0.13 -0.04 -0.10 0.97 0.05 -0.09 0.04 Pdte cinética -0.05 -0.09 0.06 -0.02 -0.92 -0.07 0.05 0.05 0.97 -0.04 -0.07 0.01 0.04 -0.94 Orda cinética 0.50 -0.25 -0.01 0.01 0.79 0.74 -0.09 -0.14 -0.57 0.14 0.63 -0.11 -0.21 0.68 Pdte isoterma -0.13 0.90 0.20 0.00 0.05 -0.12 0.31 0.80 -0.03 -0.25 -0.17 0.31 0.78 0.09 m TP 0.62 -0.40 -0.12 0.19 0.24 0.82 -0.10 -0.07 -0.06 0.23 0.75 -0.06 -0.25 0.15 m MRP 0.60 -0.29 0.08 -0.07 0.24 0.82 -0.07 0.06 0.04 0.10 0.71 -0.18 0.00 0.09 Al mmoles kg-1 -0.24 0.60 0.29 0.48 0.10 -0.19 0.82 0.22 0.07 0.09 -0.26 0.74 0.30 -0.02 Fe moles kg-1 0.11 0.02 0.30 0.73 0.09 -0.20 0.76 -0.14 0.09 -0.03 0.01 0.84 0.04 -0.08 % varianza 30 16 13 11 11 35 20 13 8 8 33 18 16 9 % v. acumulada 30 46 59 70 81 35 55 68 76 84 33 51 67 76 Discusión 295 Para Kaiser (1974) los resultados del modelo factorial serán excelentes si el índice KMO está comprendido entre 0.9 y 1; buenos, si está comprendido entre 0.8 y 0.9; aceptables, si se encuentra entre 0.7 y 0.8; mediocres o regulares, cuando resulte entre 0.6 y 0.7; malos, si está entre 0.5 y 0.6, e inaceptables o muy malos cuando sea menor que 0.5. Para los suelos de Fervenza, de Portodemouros y para el total de los suelos, los resultados del test de KMO fueron de 0.705, 0.709 y 0.723, respectivamente, por lo que al ser el valor de KMO > 0.70, existe una alta correlación y, por tanto, es conveniente y factible efectuar el análisis factorial en todos los casos. La decisión respecto al número de factores que deseamos para representar los datos se adopta extrayendo tantos factores como haya en la solución inicial con valores propios superiores a la unidad. En el caso de los suelos de Fervenza y de Portodemouros, el número de factores extraídos es de 5 para cada área, mientras que el número de factores se reduce a 4 al hacer el cálculo incluyendo las dos áreas a la vez. Como se observa en la Tabla 7.8, las varianzas totales que explican estos factores no son iguales; así, mientras en los suelos de Fervenza la varianza total explicada es del 81 %, en los de Portodemouros es del 84 % y en todos los suelos es del 76 %. En la Tabla 7.8 se indican los resultados obtenidos del Análisis de Componentes Principales, que ponen de manifiesto que las propiedades asociadas al Factor 1 son las mismas para los suelos de Fervenza, de Portodemouros y para el conjunto de ambos. No sucede lo mismo con el Factor 2 de Fervenza, pues se observa que se corresponde con las propiedades asociadas al Factor 3 de Portodemouros (a excepción del Al, que en las dos áreas está en el factor 2). De forma similar existe una correspondencia entre el Factor 4 y el Factor 5, pues las propiedades se intercambian entre las dos áreas. Además, cabe destacar que el porcentaje de varianza que explican estos dos factores entre sí es igual para cada área, ya que cada uno de los factores representa un 11 % de la varianza en Fervenza y un 8 % en Portodemouros. La correspondencia entre factores presenta dos excepciones, ya que la relación C/N presenta una elevada carga factorial en el Factor 4 de Fervenza y en el 3 de Portodemouros, y el Fe estaría asociado al Factor 4 de Fervenza y al 2 en Portodemouros. El hecho de que se produzcan tantas similitudes entre las dos áreas estudiadas hace posible el que se realice un estudio conjunto. Los resultados de las cargas factoriales obtenidas para la totalidad de los datos presenta una coincidencia prácticamente total, en cuanto a las propiedades asociadas a cada factor, con los resultados obtenidos para los suelos de Portodemouros. El eje factorial 1, representando en el eje x en las tres Figuras (Figura 7.29, 7.30 y 7.31), presenta en todos los casos correlaciones altas en su parte positiva con las mismas variables. Así, el Factor 1 aparece determinado siempre por el P bicarbonato (tanto P total como P inorgánico), los valores de recubrimiento (tanto PSD-2 como PSD-4), los parámetros m de la ecuación que Discusión 296 relaciona la dilución con la concentración de P desorbido (tanto para el P total como para el MRP) y, en menor medida pues los valores de correlación que presenta son más bajos, con la ordenada de la cinética de desorción de P. Podría considerarse como un “factor de riesgo de pérdida de fósforo” por las propiedades a las que está asociado, de modo que este riesgo será mayor cuanto mayores sean el contenido en P asimilable, el recubrimiento y la cantidad de P desorbible. Además, este factor de riesgo al abarcar parámetros relacionados con el P total y el MRP también abarcaría, por diferencia, el riesgo de desorción de P particulado. En todos los PCA’s realizados este factor, que se denominará como Factor A, aparece como el más importante al explicar la mayor parte de la varianza, del orden del 30 %. Para todos los casos estudiados se representa gráficamente el eje factorial 2 en el eje y (Figuras 7.29, 7.30 y 7.31). Aunque se observan diferencias en cuanto a los valores de las correlaciones, las propiedades asociadas presentan el mismo signo aunque, como sucedía con el Factor A, el signo varíe en los distintos PCA realizados. Figura 7.29.- Distribución de los parámetros con relación a los factores 1 y 2 para los suelos de Fervenza. Fervenza Ln a Orda cinética m TP m MRP Al Fe pH agua % C % N C/N P Total P Inorg PSD 2 PSD 4 Pdte cinética Pdte Isoterma -1.00 -0.80 -0.60 -0.40 -0.20 0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00 -1.00 -0.80 -0.60 -0.40 -0.20 0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00 F II F I Discusión 297 Considerando las propiedades asociadas a dicho eje se puede definir un factor denominado Factor B que incluye variables como el C, N, Al, Fe y, los parámetros de la ecuación de adsorción de Freundlich, tanto la ordenada como la pendiente. Puede considerarse como un factor que representa el complejo adsorbente de P en los suelos ya que, tal como han indicado Gil-Sotres y Díaz-Fierros (1982) y García-Rodeja y Gil-Sotres (1997), en los suelos gallegos las propiedades que determinan la importancia del complejo órgano-mineral (óxidos extraíbles, materia orgánica) son claramente las más relacionadas con la adsorción de P. Otro factor, denominado Factor C, suele venir determinado, para ambas localizaciones, por los parámetros de la ecuación cinética: pendiente y ordenada, con signos opuestos y poniendo de manifiesto la relación inversa que existe entre estos parámetros: cuanto mayor sea la ordenada, esto es, cuanto mayor sea la concentración de P inicialmente desorbible, más lentamente variará esa concentración con el tiempo de desorción. Finalmente, puede aparecer algún otro factor, que explica un escaso 5 % de la varianza y que aparece ligado a propiedades tales como C/N o el pH que, aunque pueda tener importancia desde el punto de vista de las modificaciones que el uso genera al suelo, no parece demasiado relacionado con la dinámica del P, sobre todo considerando el pequeño rango de variación de pH que muestran los suelos aquí estudiados. Figura 7.30.- Distribución de los parámetros con relación a los factores 1 y 2 para los suelos de Portodemouros. Portodemouros % C % N Ln a PSD 2 Al Fe pH agua C/N P Total P Inorg PSD 4 Pdte cinética Orda cinética Pdte Isoterma m TP m MRP -1.00 -0.80 -0.60 -0.40 -0.20 0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00 -1.00 -0.80 -0.60 -0.40 -0.20 0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00 F II F I Cuenca Fonte Espiño y Rego de Abellas 304 Fonte Espiño con los valores medios del área de Fervenza evaluada anteriormente, se constata que la tendencia es la misma siendo, en general, ligeramente mayores los valores de pH del área de Fervenza. Hay que indicar que los resultados obtenidos indican que, independientemente del uso, se trata de suelos ácidos (Tabla 8.1). Tabla 8.1.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del pH en H2O para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. pH H2O Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo Fonte Espiño 4.70±0.37a 4.02-5.49 5.16±0.26b 4.59-6.05 5.25±0.30c 4.37-6.09 Rego de Abellas 4.64±0.36a 3.86-5.47 5.24±0.26b 4.72-5.68 5.29±0.29b 4.71-6.11 Confluencia 4.80±0.30a 4.15-5.71 5.47±0.30b 4.92-6.02 - - FERVENZA 4.99 ± 0.31a 4.30-5.56 5.13 ± 0.36a 4.32-5.80 5.46 ± 0.33b 4.68-6.47 Los valores de pH de los suelos forestales son significativamente distintos a los de los prados, tanto naturales como fertilizados, en las tres subcuencas de Fonte Espiño. Por el contrario en el área de Fervenza los valores de los suelos forestales no presentan diferencias significativas con los de los prados naturales, aunque sí las presentan con los prados fertilizados (Tabla 8.1). Los valores que presentan las desviaciones estándar no son elevados, oscilando entre 0.26 y 0.37, correspondiendo a los suelos forestales de Fonte Espiño y Rego de Abellas la mayor variabilidad, con un coeficiente de variación del 8 % (Tabla 8.1). Para conocer la acidez potencial del suelo se determinaron los valores de pH en KCl. Se puede observar que los valores medios se encuentran por debajo de 4.50, excepto en los prados naturales situados tras la confluencia de los ríos Fonte Espiño y Rego de Abellas y en los prados fertilizados del área de Fervenza, puesto que en ambos casos el valor medio obtenido es de 4.52 (Tabla 8.2). Tabla 8.2.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de pH en KCl para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. pH KCl Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo Fonte Espiño 3.81± 0.28a 3.29-4.33 4.31± 0.18b 3.90-4.74 4.40± 0.23c 3.75-5.38 Rego de Abellas 3.94± 0.28a 3.20-4.44 4.39± 0.15b 3.93-4.75 4.44± 0.26b 4.06-5.08 Confluencia 4.02± 0.23a 3.48-4.41 4.52± 0.27b 4.04-5.07 - - FERVENZA 4.08± 0.30a 3.26-4.92 4.16± 0.17a 3.87-4.50 4.52± 0.34b 3.93-5.60 Cuenca Fonte Espiño y Rego de Abellas 305 De forma semejante a lo encontrado para el pH en agua, existen diferencias significativas entre los suelos forestales y los otros dos usos del suelo en todas las zonas de la cuenca de estudio. Los suelos forestales de Fervenza no presentan diferencias significativas con respecto a los prados naturales, como consecuencia de la proximidad en los valores medios de ambos grupos de suelos, así como del solapamiento total del intervalo de valores de los prados naturales con respecto al de los suelos forestales (Tabla 8.2). Las desviaciones estándar que presentan los valores de los tres tipos de suelo son pequeñas, siendo el coeficiente de variación más elevado de la cuenca el de los suelos forestales de Fonte Espiño y Rego de Abellas con un valor del 7 %. En el área de Fervenza el coeficiente de variación más elevado (8 %) lo presentan los prados fertilizados (Tabla 8.2). 8.2.1.2. Carbono y nitrógeno totales; relación C/N Al analizar los valores medios del carbono total (C total) para cada uso del suelo (Tabla 8.3) se comprueba que el valor medio más elevado lo presentan los prados naturales de la subcuenca de Rego de Abellas (10.92 %), seguidos de los suelos forestales situados tras la confluencia de los ríos (10.28 %). El valor medio más bajo lo presentan los prados fertilizados de Fonte Espiño (5.62 %). A diferencia de lo observado en otras propiedades (valores de pH), no hay una tendencia clara, pues mientras que en la confluencia de los ríos y en el área de Fervenza se produce una paulatina diminución del porcentaje de carbono total a medida que se incrementa la intensidad de manejo del suelo, en las subcuencas de Fonte Espiño y Rego de Abellas se observa un ligero aumento en el porcentaje de carbono total al comparar los suelos forestales con los prados naturales, descendiendo de manera considerable el contenido en carbono total en los prados fertilizados. Tabla 8.3.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del % de C total para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. % C total Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo ±D.S. Intervalo Fonte Espiño 7.87± 1.00a 7.03-8.97 8.20± 2.35a 6.16-11.06 5.62± 1.28b 4.10-8.20 Rego de Abellas 9.68± 3.18ab 5.01 - 12.57 10.92± 1.02a 9.78 - 11.75 6.25± 1.27b 4.90 - 7.42 Confluencia 10.28± 1.33a 9.49-11.82 8.74± 2.60a 6.90-10.57 - - FERVENZA 9.13± 2.09a 4.72 -14.42 6.84± 2.19b 3.25 - 13.06 6.83± 1.07b 2.10 - 12.13 Como consecuencia de la similitud que presentan los valores medios y las desviaciones estándar de los suelos forestales y de los prados naturales, no existen diferencias significativas entre estos dos usos del suelo en la cuenca de Fonte Espiño. Hay que indicar que en el área de Fervenza sí se observan diferencias de los suelos forestales con el resto de usos del suelo (Tabla Cuenca Fonte Espiño y Rego de Abellas 306 8.3). En general, los coeficientes de variación de los valores obtenidos para los distintos suelos oscilan entre el 13 y el 30 %, destacando el coeficiente de los suelos forestales de Rego de Abellas que alcanza un porcentaje del 33 %, contrastando con el valor más bajo que se observa en los prados naturales de la misma subcuenca, Rego de Abellas, y que no supera el valor de 9 %. Al evaluar los valores obtenidos para el nitrógeno total (N total) para cada uso del suelo en las distintas zonas (Tabla 8.4), se observa que los valores medios más elevados los presentan los prados naturales de Rego de Abellas (0.93%) y los más bajos los prados fertilizados de Fonte Espiño (0.56 %). Tabla 8.4.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar del % de N total para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. % N total Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ±D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo Fonte Espiño 0.60± 0.15ab 0.45-0.76 0.83± 0.20a 0.64-1.06 0.56± 0.10b 0.40-0.75 Rego de Abellas 0.76± 0.24ab 0.38-1.02 0.93± 0.15a 0.77-1.03 0.60± 0.13b 0.46-0.73 Confluencia 0.87± 0.02a 0.85-0.89 0.73± 0.06a 0.69-0.77 - - FERVENZA 0.66 ± 0.16a 0.26 - 0.94 0.53 ± 0.15b 0.25 -0.81 0.58 ± 0.16b 0.26 - 0.96 Las diferencias son significativas entre los valores de los prados naturales y de los prados fertilizados en todas las zonas de la cuenca de Fonte Espiño, en contraste con lo que se observa en Fervenza en donde las diferencias significativas se producen entre los suelos forestales y los demás usos del suelo (Tabla 8.4). La variabilidad para los tres usos del suelo es moderada, siendo el coeficiente de variación más alto el de los suelos forestales (32 %) de la subcuenca de Rego de Abellas, seguidos de los prados tanto naturales como fertilizados de Fervenza (28 %). El coeficiente de variación más bajo lo presentan los suelos forestales situados tras la confluencia de los ríos (2 %). En Fonte Espiño y Rego de Abellas el intervalo de valores de los prados naturales (0.64-1.06 y 0.77-1.03, respectivamente) es claramente superior al que presentan los prados fertilizados (0.40-0.75 y 0.46-0.73), situándose los suelos forestales en una posición intermedia (0.45-0.76 y 0.381.02) entre los dos grupos de suelos anteriores (Tabla 8.4). En la Tabla 8.5 se indican los resultados obtenidos para la relación C/N. Los valores más bajos los presentan los prados naturales de la subcuenca de Fonte Espiño (9.8). Es también en esta subcuenca donde se observa la relación de C/N más elevada, que corresponde a los suelos forestales con un valor de 13.9. Cuenca Fonte Espiño y Rego de Abellas 307 Tabla 8.5.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de la relación C/N para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. C/N Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo Fonte Espiño 13.9± 5.3a 10.1-20.0 9.8± 0.6ab 9.2-10.9 10.1± 0.9b 8.9-11.5 Rego de Abellas 12.9± 1.4a 10.9-14.5 11.8± 1.0ab 10.9-12.8 10.4± 0.2b 10.2-10.6 Confluencia 11.8± 1.2a 11.1-13.3 11.8± 2.6a 10.0-13.7 - - FERVENZA 14.1± 2.9a 9.5-24.7 12.9 ± 2.3ab 8.1-16.9 12.0± 2.3b 7.4-24.4 No se observa una tendencia clara de variación de los valores de la relación C/N. Así, mientras que en Rego de Abellas se observa un descenso progresivo en los valores medios a medida que se incrementa la intensidad de manejo del suelo (de forma similar a lo acontecido en el área de Fervenza), en la zona de la confluencia los valores medios se mantienen constantes y en Fonte Espiño se produce un descenso desde los suelos forestales hasta los prados naturales, aunque aumenta ligeramente el valor medio en los prados fertilizados (10.1) con respecto al de los prados naturales (9.8). En todas las zonas donde hay prados fertilizados existen diferencias significativas entre los valores de los suelos forestales y los de éstos (Tabla 8.5). Los suelos forestales de Fonte Espiño presentan la variabilidad más elevada, con un coeficiente de variación del 38 %; en contraste, los prados fertilizados de Rego de Abellas son los que menor coeficiente de variación registran (2 %). El que los suelos forestales presenten los valores más elevados de la relación C/N indica que la humificación en estos suelos es más desfavorable que en los otros dos casos. 8.2.1.3. Óxidos amorfos de hierro y aluminio El valor medio más elevado de Fe extraído con oxálico-oxalato (expresado como gramos de Fe2O3 por cada 100 g de suelo) lo presentan los prados naturales de Rego de Abellas (1.41 g Fe2O3100 g-1 suelo), seguido de los prados naturales de Fonte Espiño (1.20 g Fe2O3 100 g-1 suelo). El valor medio más bajo lo ostentan los suelos forestales de Fervenza (0.59 g Fe2O3 100 g-1suelo) y, en la cuenca de estudio, los suelos forestales de Fonte Espiño, con 0.62 g Fe2O3 100 g-1suelo (Tabla 8.6). En general, los valores de Fe obtenidos para los prados naturales presentan diferencias significativas con respecto a los obtenidos para los suelos forestales y los prados fertilizados (Tabla 8.6). La variabilidad de los valores de Fe obtenidos para los suelos bajo diferentes usos es moderada (Tabla 8.6), oscilando los coeficientes de variación entre el 19 % de los suelos forestales de Fonte Espiño y el 56 % de los suelos forestales de Rego de Abellas. Cuenca Fonte Espiño y Rego de Abellas 308 Tabla 8.6.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de los valores de Fe2O3 g(100 g-1) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. % Fe2O3 Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo Fonte Espiño 0.62± 0.12a 0.45-1.02 1.20± 0.45b 0.43-2.30 0.96± 0.33c 0.37-1.69 Rego de Abellas 0.91± 0.51a 0.30-2.73 1.41± 0.47b 0.77-2.43 0.88± 0.21a 0.56-1.28 Confluencia 0.95± 0.22a 0.60-1.39 0.87± 0.22a 0.48-1.48 - - FERVENZA 0.59 ± 0.15a 0.351.00 0.74 ± 0.26b 0.331.31 0.77 ± 0.24b 0.20-1.43 En la Tabla 8.7 se indican los valores medios, las desviaciones estándar y los intervalos de valores obtenidos para el Al2O3 extraído para los suelos bajo diferentes usos de las tres subcuencas de Fonte Espiño. Los valores medios más altos los registran los prados naturales de Rego de Abellas (2.35 g Al2O3 100 g-1 suelo) y los más bajos los suelos forestales de Fonte Espiño (1.01 g Al2O3 100 g-1 suelo). Tabla 8.7.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de los valores de Al2O3 g(100 g-1) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. % Al2O3 Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo Fonte Espiño 1.01± 0.38a 0.31-2.40 1.87± 0.73b 0.90-3.87 1.21± 0.50c 0.57-3.11 Rego de Abellas 1.77± 0.93a 0.42-3.74 2.35± 0.89b 1.20-4.67 1.24±0.33c 0.77-2.02 Confluencia 1.85± 0.31a 0.99-2.60 1.40± 0.37b 0.72-2.01 - - FERVENZA 1.51± 0.65a 0.30-2.70 1.03 ± 0.34b 0.46 - 1.84 1.14 ± 0.38b 0.48 - 1.99 8.2.2. Parámetros del fósforo 8.2.2.1. Fósforo extraído con bicarbonato El P total extraído con bicarbonato (Tabla 8.8) presenta la misma tendencia en las tres subcuencas, pues a medida que se incrementa la intensidad de manejo del suelo aumenta de forma considerable la cantidad de P total presente en el mismo, como reflejan las diferencias significativas que existen entre los suelos de diferente uso. Los valores de P total bic obtenidos en los prados fertilizados de Fonte Espiño y de Rego de Abellas (33.60 y 33.50 mg kg-1, respectivamente) cuadriplican las cantidades de P total observado en los suelos forestales de estas mismas zonas (7.40 mg kg-1 en Fonte Espiño y 7.00 mg kg-1 en Rego de Abellas). Cuenca Fonte Espiño y Rego de Abellas 309 Tabla 8.8.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de P total (mg kg-1) extraído con bicarbonato (P total bic) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. P total bic Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo Fonte Espiño 7.40±1.91a 3.43-12.91 13.24±5.05b 6.09-32.14 33.60±17.00c 8.95-87.59 Rego de Abellas 7.00±2.39a 3.24-14.65 9.58±2.43b 3.72-14.05 33.50±16.73c 11.17-79.54 Confluencia 6.82±1.78a 3.02-10.81 10.12±4.73b 6.10-31.41 - - FERVENZA 6.00 ± 3.06a 1.18 - 12.34 20.94 ± 18.22b 2.69 - 94.67 37.03 ± 20.01c 8.00 - 115.38 Los prados naturales registran unas cantidades de P total bic más próximas a las obtenidas en los suelos forestales que a las de los prados fertilizados. Hay que indicar que en la subcuenca de Rego de Abellas apenas se solapan los intervalos de valores de los prados naturales (3.7214.05 mg kg-1) y de los prados fertilizados (11.17-79.54 mg kg-1). En este comportamiento difieren de lo observado en el área de Fervenza, en donde los rangos de valores de P total bic en ambos tipos de prados son muy similares entre sí. Por otro lado, los prados naturales de Fervenza presentan unas cantidades de P total bic más elevadas que los de la subcuenca de Fonte Espiño (20.94 mg kg-1 frente a 13.24 mg kg-1 de Fonte Espiño), a pesar de que los valores de P total bic en los suelos forestales de Fervenza son algo más bajos que los de la subcuenca (6.00 mg kg-1 frente a 6.82 mg kg-1). En general, los coeficientes de variación son moderados: oscilan entre el 25 % que presentan los prados naturales de Rego de Abellas y el 51 % de los prados fertilizados de Fonte Espiño. De forma semejante a lo observado al estudiar el P total extraído con bicarbonato, se observa para el P inorgánico (P inorg bic) un aumento en las cantidades presentes en el suelo a medida que se intensifica el manejo del suelo (Tabla 8.9). Tabla 8.9.- Intervalo de valores, valores medios y desviaciones estándar de P inorgánico (mg kg-1) extraído con bicarbonato (P inorg bic) para los suelos bajo diferentes usos; letras diferentes indican que las diferencias entre medias en cada fila son significativas para un nivel de confianza del 99.5 %. P i norg bic Forestales Prados naturales Prados fertilizados ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo ± D.S. Intervalo Fonte Espiño 1.98±1.53a 0.30-8.31 5.83±3.71b 2.76-28.33 22.82±12.25c 4.60-72.63 Rego de Abellas 1.86±1.43a 0.00-7.92 3.53±1.82b 0.00-9.51 22.58±13.22c 0.70-73.86 Confluencia 1.84±0.80a 0.67-4.94 3.46±1.28b 1.13-6.12 - - FERVENZA 2.93 ± 2.23a 0.58 - 8.68 15.30 ± 15.59b 1.12 - 71.78 29.33 ± 17.95c 0.24-107.1 [Document text truncated for crawler view.]