FORMACION DEL SUELO

 

INTRODUCCION

Las teorías sobre la génesis del suelo reflejan el nivel alcanzado en el conocimiento científico de los suelos, en un momento dado, y en el fondo incluye el concepto mismo de suelo.

Al aumentar el conocimiento de los suelos a lo largo del tiempo, han habido cambios en el concepto de suelo y en consecuencia, han cambiado también las teorías sobre su génesis. Hasta hace un siglo, era común considerar al suelo como roca desintegrada, mezclada con materia orgánica descompuesta. Esta idea fue reemplazada, primero en Rusia y luego en otros pases, por el concepto de que los suelos eran más que roca meteorizada y que tenían perfiles, constituidos por horizontes relacionados genéticamente. En consecuencia, la antigua teoría sobre la formación del suelo, basada en la meteorización exclusivamente, resultó insuficiente y se necesitó una nueva teoría para explicar la formación del perfil del suelo y su diferenciación en horizontes.

La formación del suelo pasó a ser considerada como el producto de la meteorización, más ciertos cambios adicionales que en Rusia se atribuyeron fundamentalmente, a la acción del clima y la vegetación, aunque la importancia del material madre del suelo, el relieve y el tiempo, no fueron ignorados.

Los estudios de Dokoutchaiev y sus discípulos y colegas se centraron fundamentalmente en grandes grupos, o tipos de suelos característicos, cada uno con una morfología determinada. Los estudios edafológicos en Europa Occidental y en América inspirados en los conceptos rusos, siguieron naturalmente la misma orientación. La consecuencia lógica fue que suelos muy diferentes en su morfología y en sus propiedades físicas, fisicoquímicas, químicas y biológicas deban originarse por procesos esencialmente diferentes, tanto en su naturaleza como en su intensidad. A estos procesos se les designó con nombres derivados de los nombres de los suelos que originaban; a veces el nombre del proceso no se derivó del nombre del suelo, sino de alguna característica prominente de él.

La evolución posterior de la ciencia del suelo, particularmente en las últimas décadas demostró que aquellas concepciones eran erróneas a veces, pero sobre todo muy simplistas. La sistematización de los procesos de la edafogénesis en compartimientos estancos resultó incongruente y francamente contradictoria con la distribución y asociación geográfica de los suelos.

A medida que progresaron los estudios de levantamiento y caracterización de suelos, se comprobó que en todo el mundo eran comunes las formas transicionales entre tipos de suelos diferentes y que entre dos tipos cualesquiera, podían existir varios intergrados, constituyendo toda una gama entre los extremos. Si los suelos formaban pues un "continuum" donde el pasaje gradual de unos a otros era lo normal los procesos que los originaban no podan tener límites netos y rígidos.

Actualmente se acepta que en los procesos de formación y evolución de los suelos intervienen una serie de procesos simples (en términos relativos) que son comunes a todos los suelos pero que según las condiciones, se manifiestan con mayor o menor intensidad. De la combinación particular de procesos simples o elementales existentes en un lugar dado, depender la naturaleza del suelo formado. Cada tipo de suelo no es pues el producto de un proceso específico distinto en su naturaleza a los que originan otros tipos de suelo, sino que es el resultado de una combinación particular de procesos simples que se caracteriza por la intensidad con que se manifiesta cada uno de estos últimos. Cuanto mayores sean las diferencias entre dos tipos cualesquiera de suelos, mayores serán las diferencias en intensidad de los diversos procesos elementales que, actuando conjuntamente, les dieron origen a uno y otro.

Este concepto, en apariencia simple, pero que es el resultado de análisis de numerosísimos estudios realizados en diversos pases, constituye la base del enfoque moderno de la interpretación de los procesos de formación del suelo. Ha sido elaborado, desarrollado y expuesto por autores de diferentes nacionalidades.

Simonson (1959), lo expuso en su "Esbozo de una Teoría Generalizada de Génesis del Suelo". Gaucher, G. (1968), se expresó en términos similares al señalar que la identificación de un tipo de suelo se basa en el análisis del "proceso tipogénico" que le da origen; este último se define por la asociación de procesos elementales que lo constituyen. Wright y Bennema (1965), se han manifestado en términos similares al analizar el concepto de renovabilidad del suelo como recurso natural.

Cabe hacer aquí una acotación importante, referida al rol e importancia de la meteorización de las rocas, y formación y acumulación del material parental de los suelos y su ubicación en los procesos de edafogénesis. También aquí la concepción tradicional resulta muy simplista. En efecto, ha sido habitual el considerar a la meteorización y la formación del material parental como procesos geológicos, diferentes y anteriores a los procesos edafológicos de formación del suelo.

Modernamente, se ha visto que esto no es así, y que a veces es hasta imposible, según las definiciones clásicas, la identificación del material parental de ciertos suelos formados a partir de rocas ígneas. Tal lo que demostró Brewer (1964), al estudiar un suelo sobre diorita; este autor concluyó que la evaluación cuantitativa de los cambios mineralógicos ocurridos durante la edafogénesis sólo era posible si se tomaba como material original del suelo a la roca fresca. Naturalmente que este concepto choca con la definición clásica del material parental del suelo al que se consideró como "el material suelto producido por la alteración de las rocas". En el caso de suelos formados sobre rocas ígneas o metamórficas la duda se plantea acerca de cual es el grado de alteración necesario para aceptar que la roca se ha transformado en material parental. Como normalmente hay una transición gradual entre la roca fresca y el producto de alteración, el material parental es indefinido, salvo que se acepte la sugerencia de Brewer y entones no cabe duda que la meteorización es parte de la formación del suelo, más aún, si se tiene en cuenta, que aún después de formado el suelo puede continuar la alteración de los minerales. Volviendo a la concepción de Dokoutchaiev, que sigue siendo aceptada en la actualidad, sobre la importancia del clima, organismos vivos, roca madre, relieve y tiempo, en la formación del suelo, cabe sin embargo hacer una puntualizacin. Estos factores son la causa última de la formación y evolución de los suelos; actuando simultáneamente, en muy diversas y numerosas combinaciones, según sus intensidades y características relativas, originan perfiles definidos por sus secuencias de horizontes y propiedades físicas, químicas y biológicas de cada uno de estos horizontes. Pero, las causas inmediatas del desarrollo de una sucesión particular de horizontes en el suelo, se encuentran en realidad en los procesos físicos, químicos y biológicos que son operativos en ese perfil particular. Estos procesos dependen obviamente de los factores de formación, pero éstos establecen únicamente las condiciones en que aquellos van a actuar: los procesos son, en definitiva, los que "producen el perfil del suelo".

Según los conceptos expuestos precedentemente, existen procesos simples o elementales, que se asocian para dar lugar a otros más complejos, los procesos tipogénicos. Los tipos de suelos que estos originan tienen una expresión geográfica regional y constituyen las grandes zonas de suelos del mundo, caracterizadas generalmente no sólo por sus suelos sino también por un clima y una vegetación propias. Así, la zona de suelos negros, oscurecidos por la materia orgánica con alto porcentaje de cationes bivalentes (fundamentalmente calcio), coincide con el área bioclimática de la estepa. Algo similar ocurre en Francia donde los suelos Pardos Lixiviados (diferenciados) son característicos de bosques de hoja caduca de la zona húmeda.

Pero a su vez, dentro de estas zonas bioclimáticas junto a los suelos típicos, existen otros suelos, que difieren de aquellos en uno o más rasgos importantes, debido a la acción preponderante de algún factor local; roca madre de composición "extrema", hidromorfismo muy acentuado, concentraciones elevadas de sales o álcalis.

En consecuencia el estudio de los procesos de formación del suelo puede analizarse a tres niveles, en el entendido de que esto no responde más que a la necesidad de facilitar o simplificar la exposición, sin que signifique una jerarquización de unos procesos en relación a otros:

1. Procesos generales de formación del suelo, también llamados simples o elementales, que son los que "prescindiendo de la intensidad variable y las modalidades particulares que pueden adoptar" alteran las rocas y minerales y originan el perfil del suelo con su secuencia de horizontes genéticos.

2. Procesos regionales de formación del suelo, también llamado tipogénicos (Gaucher, G., 1968), que no constituyen sino una asociación de procesos simples, caracterizada por la intensidad y modalidad particular que adopta cada componente elemental. Estos procesos producen los tipos o grandes grupos de suelos, que caracterizan las regiones principales de suelos del mundo, más o menos coincidentes con zonas bioclimáticas.

3. Procesos locales de formación del suelo, debidos a la acción predominante de un factor edafogenético local, que originan dentro de una región bioclimática, suelos que aún presentando numerosos caracteres en común con los suelos característicos del área, poseen algunas diferencias significativas con éstos. Son suelos, por ejemplo, mal drenados de las áreas deprimidas, o los suelos halomórficos desarrollados en condiciones que favorecen la acumulación de sales o álcalis. Todos estos suelos ocupan por lo común superficies restringidas dentro de la región donde aparecen.

De los tres procesos expuestos más arriba, en este texto se tratará únicamente el que corresponde a Procesos Generales de Formación del Suelo, los demás se tratarán en profundidad en otras publicaciones.

 

PROCESOS GENERALES DE FORMACION DEL SUELO

Crompton (1962) agrupa a los procesos de formación del suelo en cuatro grupos:

1. Meteorización

2. Translocación

3. Ciclo Orgánico

4. Erosión - Aporte Superficial

Wright y Bennema (1965), consideran que estos procesos pertenecen a tres regímenes:

1. Descomposición

2. Orgánico

3. Rejuvenecimiento

El primero, incluye los procesos de Meteorización y Translocación de Crompton, los otros dos corresponden al Ciclo Orgánico y a los procesos de Erosión - Aporte Superficial de Crompton. El enfoque de Wright y Bennema y el de Crompton son, pues, casi idénticos.

Gaucher, G. (1968) distingue por una parte, los Procesos Elementales y los Procesos Tipogénicos, y por otro distingue, dentro de la edafogénesis, dos tiempos: la formación y la evolución del suelo.

La formación del suelo incluye:

– Desintegración y descomposición de la roca madre (meteorización).

– Acumulación de materias minerales: aluvionamiento, coluvionamiento y aporte eólico.

– Acumulación de materia orgánica.

La evolución del suelo incluye:

– Migración de materias orgánicas y minerales tanto solubles como coloidales, descendentes o ascendentes.

– Acumulación de los productos de la migración, ya sea en un horizonte profundo (B o C) o en la superficie.

 

Tiempo atrás, Robinson (1960) hizo una sistematización de los procesos edafogenéticos bastante similar. Separó la meteorización, de la formación del suelo propiamente dicha, aunque señaló lúcidamente que "la iniciación del desarrollo del perfil no detiene la meteorización, sino que los dos procesos pueden ser simultáneos". Puntualizó además que "los procesos de meteorización sólo cesan cuando el suelo cesa de contener minerales meteorizables" y que "en muchos suelos rocosos superficiales la formación del suelo comienza con la meteorización". Dentro de los procesos de desarrollo del perfil, el mismo autor incluyó la acumulación de materia orgánica y los fenómenos de eluviación (lavado de sustancias desde los horizontes superiores hacia los inferiores del perfil) e iluviación (acumulación de dichas sustancias). Aún distinguió eluviación mecánica que afecta a la arcilla, y eluviación química, en la que estableció un orden de migración para los distintos compuestos: sales solubles y medianamente solubles, bases intercambiables, sesquióxidos de hierro y aluminio, materia orgánica y sílice. Aunque Robinson no los llamó expresamente procesos simples o elementales, parece evidente no obstante que los consideró como tales y que los procesos complejos o tipogénicos eran los que daban origen a los "grupos" de suelos. De acuerdo a lo expuesto por Crompton, Wright y Bennema, Robinson y Gaucher, los procesos elementales de formación del perfil del suelo son los siguientes:

1. Meteorización de las rocas y minerales.

2. Acumulación y evolución de la materia orgánica.

3. Translocación de compuestos solubles o coloidales en el perfil.

4. Rejuvenecimiento del suelo (aporte de material fresco) por distintas vas.

A estos se les podría agregar al desarrollo de la estructura del suelo, reconocido expresamente por Brewer (1964), como proceso de formación del suelo.

 

METEORIZACION DE LOS MINERALES Y LAS ROCAS

 

El término meteorización se emplea en este texto con el alcance de la expresión "temperización" (del inglés "weathering") y comprende por lo tanto a los procesos de transformación que experimentan los minerales y las rocas por acción de los agentes meteóricos: agua, aire, temperatura, agentes bióticos, etc.

Este significado es diferente del de "alteración" (en el sentido amplio de la escuela sajona) que engloba cualquier tipo de transformaciones, no solamente las provocadas por los agentes meteóricos, sino también las de origen hidrotermal, metamórfico o metasomático.

En la actualidad se acepta que la meteorización de los minerales es un proceso de formación del suelo, según se indicar con mayor profundidad más adelante. Pero una discusión completa del tema de la meteorización supone que se deben analizar no solamente los mecanismos característicos del proceso, sino también los factores internos o de capacidad y los externos o intensidad que determinan la susceptibilidad a la meteorización de los diferentes minerales y rocas, así como los índices corrientemente utilizados para evaluar y cuantificar el proceso. La vastedad del tema y su superposición inevitable con otros temas más propios de disciplinas como la Geología, la Mineralogía y la Cristalografía, han llevado a que normalmente se le considere aparte de los otros procesos de desarrollo del perfil del suelo.

La meteorización de los minerales y rocas se refiere a los cambios en el grado de consolidación y composición que se producen en la corteza terrestre, en la esfera de influencia de los agentes atmosféricos e hidrosféricos. Comprende dos procesos: uno físico y otro químico, que se denominan respectivamente desintegración y descomposición, que en general actúan conjuntamente, aunque las condiciones ambientales, especialmente la topografía y el clima, pueden determinar el dominio de uno u otro proceso.

La meteorización física o desintegración es el cambio en el grado de consolidación de las rocas, es decir, el cambio desde un estado consolidado a otro no consolidado (desagregado). Su mayor importancia radica en que lleva a los minerales y las rocas a un estado de gran división (o al menos de mayor división que el estado inicial), aumentando la superficie activa de los mismos lo que a su vez acelera considerablemente las reacciones de descomposición.

La meteorización química o descomposición es el cambio de composición química de las rocas, consolidadas o no. Como su propio nombre lo indica, es un proceso dominantemente químico, integrado por un complejo de reacciones de hidrólisis, oxidación, hidratación y solubilización, entre otras.

 

METEORIZACION FISICA

Polynov la define como el proceso complejo, cíclico en la naturaleza, que produce la desintegración de los monolitos rocosos, o de los cuerpos sólidos, provocando un aumento de la superficie o interfase con el medio ambiente. Los procesos físico-dinámicos de esa interfase (sólido, líquido y/o gas), se hacen más importantes cualitativa y cuantitativamente por efecto de la meteorización física.

La meteorización física o desintegración desagrega la roca por medios mecánicos, manteniendo cada grano la composición de la roca original.

La desintegración tiene lugar por medio de agentes que actúan en la roca in situ o que la mueven y la desgastan. Los últimos son fenómenos que encuadran dentro de los procesos de erosión y transporte, que junto con la meteorización física in situ, la meteorización química y los restantes procesos de formación del suelo (edafogénesis) conforman la Gliptogénesis.

En el esquema siguiente se presentan los factores de acción in situ y los agentes que mueven y desgastan las rocas.

 

Agentes que actúan sobre                              Agentes que mueven la roca

la roca in situ                                                          y la desgastan

 

- Pérdida de carga                                                 - Hielo glacial

- Expansión-contracción térmicas                         - Agua en movimiento

- Crecimiento de cristales                                     - Gravedad

- Escamación coloidal                                         - Viento

- Presión por plantas y animales

 

Pérdida de carga

Es producida por la descarga de masas rocosas - en especial las de rocas ígneas formadas a gran profundidad - generalmente provocada por la erosión del manto de rocas que las recubre. La estructura en mantos de rocas graníticas y los domos de exfoliación tienen este origen. El resultado del proceso es la "descamación" en capas concéntricas a la superficie de la masa rocosa y la formación de diaclasas.

Expansión y contracción térmicas

Antes se aceptaba que las rocas, por ser malas conductoras del calor y estar constituidas por minerales con diferentes coeficientes de dilatación, deberían desagregarse en superficie. Ello se debería al calentamiento de una superficie delgada, por lenta conducción del calor al interior y posterior enfriamiento.

Actualmente los cambios térmicos asociados a la insolación no se consideran importantes, pero se acepta en cambio que los cambios bruscos de temperatura, provocados por incendios o rayos, pueden ser efectivos en la expansión y contracción térmicas de las rocas y tener así efectos desintegradores sobre éstas.

Crecimiento de cristales

Este fenómeno se refiere principalmente al hielo o a las sales: ocurre normalmente en climas fríos o áridos. El proceso es más activo cuando hay congelación y descongelación alternadas y más efectivo en rocas con fracturas o planos de estratificación. Debe notarse que, no obstante, tal vez nunca se alcancen presiones muy elevadas, solamente alcanzables en agua totalmente confinada.

Escamación coloidal

Se refiere a la escamación que produce un coloide al secarse, sobre la superficie en que se apoya, por ejemplo, una roca. El suelo (coloide) podría ejercer un efecto similar. La importancia del fenómeno es desconocida.

Presión por plantas y animales

Fundamentalmente se refiere a la acción de las raíces que al crecer pueden ensanchar las grietas de las rocas, originadas por alguno de los mecanismos ya vistos.

En relación a los agentes que mueven y desgastan las rocas, su acción se manifiesta de varias maneras.

Una de ellas es el mecanismos de corrosión o abrasión que no es más que un desprendimiento de partículas del substrato por la acción del material transportado en suspensión por el agua (por ejemplo, un río) o por el hielo, como es el caso de un glaciar en movimiento.

También puede existir un desgaste o disminución del tamaño de grano por golpeteo, choque, frotación o trituración de partículas minerales en tránsito, ya sea éste fluvial, eólico, glacial o marino.

Por lo expresado, surge claramente que el proceso de desintegración está estrechamente relacionado a la erosión del manto alterado de suelos y formaciones superficiales constituidas por los productos de la meteorización.

 

METEORIZACION QUIMICA

La meteorización química es el cambio en la composición química y mineralógica de las rocas: bajo la acción de los agentes meteóricos, los minerales primarios se destruyen, al menos parcialmente, liberándose productos insolubles y solubles. Los insolubles se acumulan en el manto de alteración, en tanto que los solubles pueden ser lavados o pueden recombinarse en forma de nuevos compuestos minerales, tanto cristalinos como amorfos y generalmente con propiedades coloidales.

En el caso general, la meteorización comprender un complejo de acciones físicas y químicas que puede representarse ventajosamente por la ecuación siguiente:

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En esta ecuación se ha utilizado el signo para indicar que, en las condiciones de superficie, el equilibrio se desplaza siempre hacia la derecha, pero que las velocidades de reacción dependen de las masas activas de las sustancias reaccionantes en el medio. Si los productos de la reacción (segundo término de la ecuación) se acumulan en el medio, las reacciones de descomposición tienden a enlentecerse o bloquearse, en tanto que la lixiviación de los mismos productos favorece el proceso de meteorización y la ecuación se desplaza hacia la derecha.

El desarrollado lógico del tema debe comenzar por el estudio del primer miembro del equilibrio anterior. Los minerales primarios ya fueron considerados en este mismo capítulo (y lo mismo se hizo, por razones de conveniencia, con los minerales secundarios), por lo que a continuación se desarrollar lo referente a los "agentes de meteorización".

En este punto conviene señalar que, bajo condiciones climáticas y topográficas como las de Uruguay, el proceso de meteorización se caracteriza por un franco predominio de la descomposición sobre la desintegración. Por esta razón, en lo que sigue se verán como agentes meteóricos solamente aquellos cuya acción es preponderantemente química. Conviene tener presente, sin embargo, que en grandes extensiones como son las ocupadas por los climas áridos y semiáridos, la meteorización puede ser casi exclusivamente física.

Otra observación importante es que, pese a aceptarse que meteorización química y descomposición son sinónimos, el proceso incluye no solamente fenómenos de descomposición en sentido estricto, sino también fenómenos de síntesis de minerales estables en el ciclo superficial, como son, por ejemplo, las arcillas de silicatos o de óxidos.

 

AGENTES DE METEORIZACION

Los agentes naturales que actúan en la superficie y que intervienen más activamente en las reacciones de descomposición son el agua, el oxígeno, el anhídrido carbónico y el ion hidrógeno.

Los óxidos de nitrógeno formados en baja proporción en la atmósfera durante las tormentas eléctricas y el ácido sulfúrico, originado por oxidación e hidrólisis de los sulfuros en superficie, aunque en cantidades muy subordinadas, también tienen cierta importancia como agentes de meteorización. A estos compuestos deben agregarse los ácidos provenientes de la descomposición de los residuos orgánicos en el suelo y aquellos segregados directamente por algunas bacterias, todos los cuales pueden tener un rol como agentes meteóricos dentro del suelo bajo ciertas circunstancias.

 

Agua

El agua es sin lugar a dudas el más importante de los agentes de meteorización. Su acción se manifiesta de tres maneras:

– como disolvente,

– como agente hidratante,

– como fuente de H+

Su extraordinaria abundancia en superficie y sus propiedades físicas y químicas le confieren extraordinario valor como disolvente. Prácticamente todas las reacciones entre iones en el ciclo superficial se producen en medio acuoso. Su acción disolvente le permite tanto transportar los activos agentes de destrucción (O2 disuelto, CO2, ácidos, etc.), como eliminar del medio los productos y iones liberados durante la meteorización, lo cual mantiene activas a las reacciones de descomposición.

En muchos casos su acción disolvente se ve incrementada por las sustancias que lleva en solución, produciendo verdaderas disoluciones por acción química. Esto ocurre con el carbonato de calcio, de muy bajo producto de solubilidad, prácticamente insoluble en agua libre de CO2. Si bien a escala geológica (tiempo excesivamente largo), se le puede considerar relativamente soluble, su solubilidad en el ciclo superficial se produce a expensas del CO2 disuelto en el agua, que acelera notablemente el proceso por formación de bicarbonato de calcio soluble.

La acción hidratante del agua se manifiesta claramente en los minerales neoformados en el ciclo superficial y en la solvatación de los cationes que se liberan de las estructuras durante la meteorización. Estos minerales neoformados contienen agua que se puede distinguir de acuerdo a la naturaleza de la unión con el resto de los iones en:

a) Agua de absorción. Es agua que se encuentra como H2O y simplemente retenida por capilaridad. Su contenido vara con las condiciones de humedad ambiente. En todos los casos es eliminada del mineral que la contiene a la temperatura de 100ºC, a la presión ambiente.

b) Agua de adsorción. Esta agua se encuentra adsorbida en los bordes de la micela arcillosa, formando aureolas de hidratación alrededor de los cationes.

c) Agua de coordinación. Es también la molécula de H2O coordinada con sus valencias residuales a los cationes de intercapa (solvatación). El número de coordinación varía con la carga y volumen del ion. Es el tipo de agua que se encuentra en la intercapa de los minerales arcillosos coordinada al Ca2+, Na+, etc., según los casos. La temperatura a la cual es liberada varía, pero se encuentra en general por encima de los 110ºC. El agua de adsorción en la illita (mica fina) se libera a 120ºC y en la montmorillonita aproximadamente a 150ºC; el agua de coordinación unida al Ca2+ en la montmorillonita se libera a unos 240ºC. Los tres tipos de agua indicados anteriormente son característicos de los minerales neoformados en el ciclo superficial.

d) Agua ceolítica. Es característica de las ceolitas, silicatos de Al, Na y Ca hidratados poco frecuentes, estando las moléculas de agua alojadas en canales y unidas al resto de la estructura por valencias residuales. La pérdida de esta agua es reversible hasta determinadas temperaturas y en consecuencia, operando cuidadosamente, se puede obtener deshidratación y rehidratación del mineral.

e) Agua de composición. Esta es agua bajo forma de OH-, químicamente combinada. La deshidratación es irreversible y conduce a la formación de un nuevo producto, que podrá o no coincidir con otra especie mineralógica. En general, la eliminación de esta agua se produce a temperatura elevada, 500 a 1000ºC o más alta aún. Existen numerosos minerales, formados tanto en el ciclo profundo como en el superficial, que presentan este tipo de agua, de los que se mencionan seguidamente algunos ejemplos indicándose a la vez la temperatura de deshidratación:

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En el proceso de hidratación en superficie, se producen combinaciones de todos estos tipos de agua, sobre todo por la facilidad de formación de geles aluminíferos, silíceos y férricos, que tienen gran poder de retención de agua. El aluminio y el hierro forman gibsita, goethita o lepidocrocita como productos estables en superficie, todos los cuales tienen OH- combinado.

Esta marcada acción hidratante del agua justifica que se incluya su contenido en los distintos minerales para la evaluación de la alterabilidad potencial de los mismos.

La disociación del agua, por otra parte, libera iones H+ por lo que, aún cuando pura, desarrolla cierta acción química en función de su contenido en este ion. Su concentración está regulada por el equilibrio:

2H2O = H3O+ + OH-

Debe agregarse finalmente que el alto valor de la constante dieléctrica del agua facilita el desprendimiento de los cationes que componen la red cristalina de los minerales, una vez que ha llegado hasta ellos a través de fracturas, clivajes, huecos e imperfecciones de la estructura.

 

Oxígeno

El oxígeno es otro agente de meteorización de gran abundancia en el ciclo superficial. Su principal fuente es el aire, aunque es posible su formación por fotosíntesis de los vegetales y también por liberación de pequeñas cantidades en el proceso de reducción de los óxidos de hierro. Su principal acción es la oxidación que afecta principalmente a los cationes polivalentes como el hierro y el manganeso y determina el pasaje de sulfuros a sulfatos y transformaciones similares.

Dada la diferente movilidad del hierro y el manganeso en los estados oxidado y reducido, el oxígeno controla directamente el ciclo superficial de estos elementos. Es así que el Fe2+, constituyente casi constante de los llamados minerales ferromagnesianos, es liberado de la estructura y llevado por oxidación e hidratación a Fe2O3.nH2O, que precipita y pigmenta los suelos y los sedimentos. La biotita, en su transformación a clorita
y/o vermiculita, libera el hierro y no es difícil en tales casos ver la distribución de óxidos de hierro en la zona de la biotita primitiva o en sus alrededores. Esto evidencia la escasa movilidad del Fe3+.

En ausencia de oxígeno, en cambio, es posible una migración relativamente fácil de hierro como Fe2+.

 

Anhídrido carbónico

El anhídrido carbónico cumple un rol activo en la meteorización de dos maneras:

a) como agente de carbonatación.

b) como principal fuente indirecta de H+.

Forma combinaciones estables con cationes bivalentes dando lugar a la formación de carbonatos de Ca2+, Mg2+, Fe2+, etc. Estos son relativamente insolubles por lo que pueden encontrarse en la naturaleza. Cuando estos cationes son liberados de las estructuras primitivas dan frecuentemente carbonatos como productos de alteración estables.

Por otra parte, debido a la elevada solubilidad de los bicarbonatos, el CO2 no solamente es capaz de fijar los cationes como carbonatos, sino de movilizarlos como bicarbonatos. Por este motivo, el CO2 regula completamente el ciclo superficial del Ca2+ e incide en el del Mg2+ y el Fe2+.

Como fuente indirecta de H+, el CO2 tiene una importancia excepcional pues es el agente ácido natural relativamente más abundante. La concentración de H+, suministrado por la ionización primaria del ácido carbónico formado en la disolución del CO2 en agua, es la más elevada que suministran en condiciones normales los procesos naturales. El equilibrio correspondiente está dado por la conocida ecuación:

CO2 + 2H2O = HCO3- + H3O+

Hidrogenión

El ion hidrógeno se encuentra normalmente solvatado como H3O+ (hidronio) debido a su enorme poder polarizante. Es el agente más activo de la destrucción a escala atómica.

La descomposición de los minerales está integrada por un complejo de reacciones típicas de superficie al estado sólido, principalmente de reemplazo. La acción del H+ depende de una serie de factores entre los que se pueden destacar:

1. Su gran poder de penetración: condicionado por su tamaño pequeño que le permite penetrar con facilidad en huecos y fracturas de la estructura de los minerales. Debe tenerse en cuenta que si bien el H+ es transportado como ion solvatado H3O+, se fija a las estructuras como H+.

2. Su gran poder polarizante y alta fuerza electrostática de enlace; debido a su poder polarizante puede unirse enérgicamente a los oxígenos de la estructura reemplazando y desplazando a los cationes metálicos (K+, Na+, Ca2+, etc.

3. Su acción distorsionante sobre las estructuras atacadas; por su pequeñísimo tamaño, una vez fijado a la estructura, determina grandes huecos en el sitio de los cationes desplazados y provoca distorsión y expansión en la estructura, lo que facilita el proceso de destrucción.

 

ALTERABILIDAD DE LOS MINERALES

La mayor o menor facilidad de descomposición de los minerales frente a las condiciones de superficie depende de factores intrínsecos, propios y específicos de cada mineral o familia de minerales, y de factores externos, característicos del ambiente en que se produce la meteorización. Jackson y Sherman (1953) llaman los primeros factores de capacidad y a los segundos factores de intensidad.

FACTORES DE CAPACIDAD

Se clasifican de la siguiente manera:

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Factores estructurales

Tipo estructural

Su importancia se manifiesta claramente al observar la serie de alterabilidad relativa de los minerales de Goldich. Este autor estudió el orden de estabilidad frente a la meteorización de los principales silicatos constituyentes de las rocas, llegando a establecer el siguiente esquema con la estabilidad creciente hacia la parte inferior.

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En la columna de los ferromagnesianos, la olivina (nesosilicato) es el más alterable, disminuyendo la alterabilidad relativa con el aumento del grado de concatenación de los tetraedros en la red del mineral hasta la biotita (filosilicato).

Este efecto es perfectamente lógico, pues las uniones Si-O son en general las más enérgicas que se desarrollan entre los diferentes iones de los silicatos (en razón del valor muy alto del diámetro del Si4+). En minerales como la olivina, cuya estructura se caracteriza por tetraedros aislados - con Si4+ como catión central - unidos entre sí por iones Mg2+ y Fe2+ en coordinación octaédrica, predominan los enlaces débiles Mg-O y Fe-O, por lo que el mineral es potencialmente muy alterable. A medida que el grado de unión entre los tetraedros del silicato es mayor, resulta que sus tres dimensiones desarrollan uniones enérgicas, por lo que la alterabilidad potencial del silicato se reduce.

Esta incidencia del tipo estructural en la alterabilidad relativa es muy marcada, como queda evidenciado por la serie establecida por Goldich desde 1938. No obstante, debe entenderse que en último término es la fuerza de enlace entre los diferentes iones la que determina la incidencia del tipo estructural en la alterabilidad. Así, por ejemplo, aún dentro de los nesosilicatos es posible encontrar minerales sumamente estables, como es el caso del circón (ZrSiO4). Esto es lógico, pues a diferencia de la olivina, en la que Mg2+ y Fe2+ en coordinación octaédrica unen los distintos tetraedros, el circón presenta Zr4+ en coordinación cúbica como catión de enlace. Si bien el índice de coordinación del Zr4+ es mayor que el de Mg2+ y Fe2+, la valencia sensiblemente mayor del Zr4+ determina una mayor fuerza electrostática de enlace con los oxígenos, por lo que el enlace Zr-O es muy enérgico y el circón resulta en consecuencia un mineral estable.

Densidad de empaque

Otro factor importante de naturaleza estructural es la densidad de empaque de los O2- en la red cristalina.

En general, cuanto más compactado es el agrupamiento de los oxígenos en la red, tanto más estable resulta el mineral. Este efecto puede observarse particularmente observando minerales de estructura similar, y mejor aún minerales polimorfos de igual composición química. Puede tomarse como medida de densidad de empaque de los oxígenos en cada red a la relación entre el número de O2- y OH- que entran en la celda unidad y el volumen de la misma.

Si se comparan la densidad de empaque del oxígeno en la olivina y el circón se ve que es mayor en este último mineral, pues con igual número de oxígenos por celda, los respectivos volúmenes de las celdas unitarias son de 291 Å3 para la olivina y 231 Å3 para el circón. Este agrupamiento compacto de O2- contribuye a aumentar la estabilidad del circón frente a la meteorización.

Otro hecho bien conocido que se explica satisfactoriamente por la incidencia de este mismo factor es la estabilidad comparativamente mayor de la microclina frente a la ortosa. Ambos minerales tienen idéntica composición química, por lo tanto las diferencias de estabilidad responden a factores estructurales. La simetría triclínica de la microclina permite un agrupamiento de los oxígenos más compacto que en la red de la ortosa, por lo que la microclina resulta más estable que ésta.

Clivajes

El efecto de los clivajes es de diferente naturaleza y puede decirse que es principalmente mecánico. En efecto, clivajes y fracturas constituyen las vas naturales de circulación de los agentes de meteorización y de los iones y coloides liberados durante el proceso de descomposición. Es un hecho bien conocido en petrografía que las alteraciones incipientes se manifiestan en los bordes, clivajes y fracturas de los minerales. Los clivajes y fracturas, por otra parte, permiten un fácil drenaje de los cationes y/o coloides liberados durante el proceso, lo que mantiene activas las reacciones de meteorización que de otra manera tenderían a llegar a un estado de equilibrio.

Factores químicos

La composición química de los minerales también incide decisivamente en la alterabilidad de los mismos. Varios son los factores químicos relacionados a la composición de los minerales que afectan su estabilidad relativa en los procesos de meteorización.

Movilidad relativa de los cationes

Los distintos iones que componen una red tienen diferente facilidad para abandonar la estructura en condiciones favorables. Esta mayor o menor facilidad de liberación de los iones se denomina movilidad relativa. Por ser el O2- prácticamente el único anión importante de los silicatos, la movilidad suele referirse únicamente a los cationes y óxidos correspondientes.

Experimentalmente ha sido determinada para los elementos mayoritarios a partir de análisis químicos de rocas frescas y de sus correspondientes productos de meteorización. Las pérdidas porcentuales mayores corresponden a los elementos más móviles. El orden siguiente ha sido señalado por Goldich:

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El orden de movilidad establecido por Goldich difiere en algo de los mencionados por otros autores, pero en general la concordancia entre las proposiciones realizadas por diferentes investigadores es bastante acentuada. En todos los casos el Na2O y los óxidos alcalinotérreos (de Ca y Mg) y constituyen el grupo más móvil, en tanto que la sílice y los sesquióxidos de aluminio y hierro integran el grupo menos móvil, siendo el K2O para todos los autores de movilidad intermedia.

Si se tiene en cuenta que la estabilidad de una estructura depende en último término de las fuerzas de enlace desarrolladas entre los diferentes cationes y el oxígeno, se ve fácilmente que la movilidad relativa de los cationes depende de esta fuerza de enlace. Los cationes de bajo potencial iónico - de baja carga y radio iónico relativamente grande - son los que están unidos a los oxígenos con menor fuerza electrostática de enlace y por lo tanto serán los más móviles. Inversamente, los cationes de carga elevada y radio relativamente pequeño desarrollan una elevada fuerza electrostática de enlace con los oxígenos por lo que serán prácticamente fijos.

Tomando en consideración que cuanto menor es la carga eléctrica y mayor el radio iónico, mayor es la movilidad, se puede establecer el siguiente orden teórico de movilidad:

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Se puede observar una buena concordancia general con la serie de movilidad de Goldich, con dos excepciones:

– el K2O aparece como el elemento más móvil, habiendo demostrado la experiencia que su movilidad es bastante menor.

– el SiO2 aparece como el elemento más fijo cuando en realidad tiene una movilidad algo mayor que el Al2O3 y el Fe2O3.

 

Ambas excepciones responden a propiedades específicas de los correspondientes cationes, las que justifican ampliamente la posición en la serie de movilidad de Goldich.

* El tamaño comparativamente grande del K+, de radio prácticamente igual al O2-, determina un impedimento estérico para la movilización del mismo, por lo que es en realidad mucho más fijo que lo que correspondería a su baja fuerza electrostática de enlace. A esta particularidad debe relacionarse la fuerte retención que mantiene unido al K+ en la estructura de los minerales arcillosos (micas finas, illitas). Debe tenerse presente que las conclusiones de Goldich fueron extraídas a partir de análisis químicos de rocas meteorizadas, por lo que si bien el K+ puede liberarse de los minerales, es muy retenido en las estructuras arcillosa resultantes.

* El óxido de silicio es relativamente soluble al estado coloidal por lo que a pesar de su elevada fuerza electrostática de enlace es movilizado de las estructuras con más facilidad que Al3+ y el Fe3+.

Por lo expuesto, es evidente que el orden de movilidad relativa de los cationes depende esencialmente de la fuerza electrostática de enlace de los mismos con el oxígeno en las estructuras consideradas, y en consecuencia el orden teórico de movilidad - consideradas las influencias señaladas - es prácticamente idéntico al establecido por Goldich.

En función de la movilidad relativa de los elementos químicos, ha sido propuesto el llamado índice potencial de meteorización, el que se expresa por el cociente:

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Cuanto más alto es el índice, menos estable es el mineral pues tiene mayor proporción de Na+, K+, etc., que son los iones de mayor movilidad y por lo tanto, más fácilmente eliminables de la estructura original.

Grado de hidratación

El contenido de agua de los minerales también influyen en su estabilidad relativa. Como en superficie las condiciones son hidratantes y los minerales estables en el ciclo superficial son hidratados, cuanto menos agua contenga un mineral, tanto más alterable potencialmente resultar por este motivo.

La presencia de OH- en la estructura de un mineral tiende a aumentar su estabilidad pues ya existen iones H+ (principal agente de la meteorización) saturando valencias de los OH-. El H+ es un catión muy pequeño, con gran fuerza electrostática de enlace, por lo que la unión O-H en el grupo OH- es muy enérgica. La presencia de grupos OH- en la muscovita, por ejemplo, contribuye eficazmente a la mayor estabilidad de este mineral con respecto al feldespato potásico, a pesar de que sus diferencias estructurales favorecerían una mayor estabilidad de este último.

Estado de oxidación de los cationes

En el estado oxidado, todo catión tiene mayor carga y menor radio iónico y, en consecuencia, potencial iónico y fuerza electrostática de enlace mayores; por lo tanto ser retenido más enérgicamente por las estructuras. Si un mineral contiene Fe3+ ser más estable que si contiene Fe2+.

La presencia de un catión que pueda oxidarse reduce la estabilidad potencial de las estructuras, dado que al oxidarse durante la meteorización debe abandonar el enrejado cristalino para mantener la neutralidad electrostática del mismo.

Es posible que para el Fe2+ deban señalarse por lo tanto dos mecanismos de movilización durante la meteorización:

1. oxidación y liberación para mantener la neutralidad;

2. movilización como Fe2+.

Un caso interesante es el de las micas, como ejemplo de la incidencia de la composición química en la estabilidad. Con idéntica estructura, la biotita es mucho más inestable que la muscovita porque las posiciones octaédricas están ocupadas por Mg2+ y Fe2+, considerablemente más móviles que el Al3+ que ocupa posiciones similares en la muscovita. A ello se agrega la incidencia del Fe2+ como catión oxidable y la mayor densidad de empaque de los oxígenos en la muscovita, dado que las dimensiones correspondientes de las celdas unitarias de estos minerales son 489 Å3 para la biotita y 459 Å3 para la muscovita. La concurrencia en un mismo sentido de los factores enumerados determina una estabilidad relativa considerablemente mayor en la muscovita, a pesar de su identidad estructural con la biotita.

 

FACTORES DE INTENSIDAD

Así como los factores de capacidad determinan la alterabilidad potencial de los minerales, los factores de intensidad controlan el grado e intensidad del proceso de la meteorización.

Dentro de los factores de intensidad deben señalarse principalmente al clima, la topografía y el drenaje. De sus características depende la mayor o menor permanencia de los minerales en contacto con los agentes de meteorización: temperatura, precipitación, acidez del medio, fuerzas bióticas y condiciones de oxidación-reducción.

Factores climáticos

El efecto de la temperatura en el proceso de descomposición es de particular importancia y la velocidad de las reacciones químicas aumenta con la temperatura, duplicándose aproximadamente por cada 10ºC de aumento de la misma (ley de Van t’Hoff). Esta es una de las razones de la alta agresividad de los climas tropicales, en los que prácticamente todos los silicatos son inestables.

Sin embargo, el efecto de la temperatura debe interpretarse con prudencia. Las zonas de latitudes bajas (climas tropicales) no han sido sometidas a las acciones glaciares y periglaciares como ha sido el caso de las situadas en latitudes medias y elevadas, donde se depositaron materiales jóvenes, o se barrieron los sedimentos antiguos, quedando expuestos materiales frescos. En consecuencia, la mayor meteorización de la zona tropical - en relación a la templada - no puede atribuirse solamente a las diferencias actuales en temperatura (y en precipitación, en algunos casos), sino también al mayor tiempo que ha transcurrido en el área tropical desde el comienzo del ciclo de meteorización actual.

Con las limitaciones expuestas en el párrafo anterior, es un hecho conocido que en climas tropicales la combinación de temperaturas elevadas y precipitaciones generalmente abundantes aumenta la velocidad de las reacciones químicas de descomposición y por lo mismo la intensidad de la meteorización. En tales condiciones, prácticamente todos los silicatos son descompuestos y los únicos minerales estables son los óxidos de hierro y aluminio neoformados; aún la caolinita, una arcilla muy estable, puede ser descompuesta en el estado último de meteorización.

En climas menos extremos, la alteración de los minerales es parcial; la sílice poco solubilizada (o insoluble) no es lavada y, en consecuencia, es posible la formación y estabilización de los filosilicatos secundarios.

En el extremo opuesto, bajo condiciones climáticas fías y secas, domina la desintegración, máxime si la topografía es quebrada. En los productos de alteración - transportados y depositados como sedimentos o mantenidos in situ - se observa generalmente un contenido elevado de feldespatos, así como ferromagnesianos muy frescos. Ello es indicativo de que las rocas han sido solamente desmenuzadas, sin mayor intervención de los agentes químicos.

Factores topográficos

La topografía actúa directamente sobre el proceso de meteorización química - favoreciendo o enlenteciendo la erosión de los productos de la misma - pero su efecto más importante es indirecto, a través del drenaje que ella controla.

El efecto del drenaje tiene una doble importancia, pues incide tanto en la velocidad de descomposición de los minerales primarios, como en el tipo de minerales neoformados. Un buen drenaje aumenta la velocidad de descomposición, pues sustrae los cationes liberados durante el proceso de alteración e impide que la acumulación de los mismos lleve al proceso a una situación de equilibrio. Por otra parte, el drenaje activo arrastra prácticamente todos los iones que la alteración suministra al medio (K+, Ca2+, Mg2+, etc.) determinando un pH relativamente bajo en las aguas que favorecer la formación de minerales arcillosos caoliníticos. En condiciones de drenaje insuficiente o impedido, la acumulación de cationes en el medio promueve la recombinación de los iones liberados por la descomposición en minerales arcillosos micáceos o montmorilloníticos.

 

REACCIONES DE METEORIZACION QUIMICA

Según se indicara anteriormente, la meteorización química comprende dos etapas o fases: (1) la descomposición química de los minerales primarios de las rocas ígneas y metamórficas con tamaños de partículas relativamente grandes (arena y limo); (2) la síntesis o neoformación de minerales secundarios con partículas de tamaño coloidal (arcillas y óxidos).

En el proceso de descomposición, actúan en forma separada o simultánea varios procesos químicos importantes: disolución, hidrólisis y oxidación.

Disolución

La disolución simple afecta solamente a sales soluble o medianamente solubles. Entre las primeras están los cloruros y sulfatos de Na, K, Mg y Ca y entre las segundas, la más importante es el carbonato de calcio.

Las sales solubles son fácilmente eliminadas durante la descomposición, justamente por su alta solubilidad; solamente en climas áridos pueden acumularse estos compuestos debido a la falta de agua.

El carbonato de calcio, que normalmente aparece como calcita, es de solubilidad mucho menor a las sales mencionadas pero a su vez mucho mayor a la de los silicatos que constituyen la mayor parte de los minerales principales minerales de suelos y rocas. La solubilidad del CaCO3, relativamente baja en agua pura, aumenta sensiblemente en presencia de ácido carbónico, una situación normal en la solución del suelo. En tales condiciones, la actividad solvente del agua aumenta y el carbonato de calcio (y el de Mg) se transforma en bicarbonato soluble que puede ser eliminado por drenaje interno:

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El proceso es de importancia en la alteración de las calizas, en las que la disolución puede eliminar el CaCO3, quedando como residuo el material no calcáreo de la roca a partir de la cual se desarrolla el suelo. Las propiedades de éste dependen más del residuo insoluble de la caliza que del calcáreo originalmente presente en la misma, aún cuando el tenor de CaCO3 inicial pueda ser muy elevado, ya que es el constituyente mayor de la caliza.

La reacción química anterior se desplaza hacia la derecha por un aumento del CO2, provocado en el suelo por la respiración de las raíces y la descomposición de los residuos orgánicos. La disminución de la presión parcial de CO2 dentro del suelo provoca que la reacción se desplace hacia la izquierda, lo que puede ocurrir en horizontes profundos, donde el arraigamiento y el aporte de residuos son menores; en tales condiciones precipita el CaCO3 (horizontes Ck).

Hidrólisis

La hidrólisis es la reacción de los minerales con los iones H+ y OH- del agua y constituye la forma más importante de meteorización que ocurre en el ciclo superficial. El fenómeno afecta de manera especial a los silicatos, cuya hidrólisis se caracteriza por ser una reacción lenta pero efectiva.

Los mejores ejemplos provienen del estudio de la hidrólisis de los feldespatos. Así, la hidrólisis de la microclina puede representarse por la siguiente reacción:

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La reacción (1) lleva a la caolinización del feldespato, en tanto que la reacción (2) llega hasta un grado más avanzado, con formación de hidróxido de aluminio (alitización) y es indicativa de un clima más agresivo o de una meteorización muy prolongada en condiciones más similares a las que ejemplifica la reacción (1). Las etapas de la hidrólisis de la albita (un feldespato de composición similar a la de la microclina, salvo por la presencia de Na en lugar de K), pueden describirse de la siguiente manera:

1. En la superficie de la albita hay oxígenos, cuyas valencias negativas no están enteramente compensadas. Los dipolos de H2O próximos al mineral se orientan con su polo positivo saturando la carga negativa de aquel.

2. También cabe la posibilidad de que los OH- de la solución se "intercambien" con los oxígenos de las uniones Si-O-Si, debido a que la unión Si-OH es mas fuerte que la unión Si-O.

3. Tanto en (1) como en (2) - los casos no son mutuamente excluyentes - la superficie del feldespato está hidratada. Por otra parte, existe sodio en la albita pero no en el agua; lo contrario ocurre con el H+.

4. Los pequeños iones H+, debido a su gran poder polarizante, ejercen un fuerte campo sobre los O2- del cristal, los que tienden a desprenderse del Na (de bajo potencial iónico) y a unirse al H+ (muy alto potencial iónico). Los Na+ se liberan y a la vez la estructura del cristal se distorsiona, porque un ion grande (Na+) ha sido sustituido por uno muy pequeño (H+); quedan espacios huecos, canales, por los que el sodio emigra a la solución externa donde su concentración es menor. Por esa va, a su vez, penetra el agua profundizándose la hidrólisis al interior del mineral. La agitación térmica facilita el movimiento de iones y, si el medio es bien drenado, la circulación constante del agua asegura la eliminación de los productos liberados en la meteorización.

5. En la etapa final de la descomposición, una vez liberados los cationes alcalinos y alcalinotérreos, ocurre la destrucción de los tetraedros que contienen Si y Al. El fenómeno ha sido constatado, comprobándose que ambos elementos se liberan en forma soluble, dependiendo la solubilidad de cada uno del pH del medio:

- en medio ácido, mayor para el Al que para el Si;

- en medio neutro, mayor para el Si que para el Al;

- en medio alcalino, en cantidades equivalentes para ambos.

Cuanto mayor la relación Al/Si en los tetraedros, más alterable es la estructura, debido a que las uniones Si-O-Al son más débiles que las Si-O-Si.

Los iones de gran diámetro, carga baja y débil potencial iónico están en los poliedros estructurales más voluminosos, con mayor número de vértices; estos poliedros son los más vulnerables en la meteorización. El orden de destrucción es:

1. Poliedros de 8, 10 y 12 vértices, con K, Na, Ca.

2. Poliedros de 6 vértices (octaedros) con Fe, Mg, Al.

3. Poliedros de 4 vértices (tetraedros) con Si, Al.

Luego de liberados, el Si y el Al se disuelven o no según las condiciones de pH. En las condiciones ordinarias, el Al es menos soluble que el Si, por lo que éste ser eliminado preferentemente si el drenaje no está impedido.

El proceso de solución de los minerales y eluviación de los productos de descomposición por acción del agua se denomina soluviación; el Al y el Fe por su baja solubilidad tienden a acumularse en caso de soluviación pura.

El proceso de descomposición de los minerales en el que los productos de meteorización son eluviados en presencia de agentes quelatantes se denomina queluviación; el Al y el Fe por su mayor susceptibilidad a la quelatación son eliminados más rápidamente que el Si por este proceso. Los complejos y quelatos toman nacimiento cuando un ion metálico, aceptor de electrones, se combina con un donador de electrones. Según los conceptos más aceptados, la cohesión del complejo es asegurada por la atracción electrostática entre los iones de signo opuesto. Estos iones constituyen un edificio donde la estructura (tetraedro, octaedro, cubo, etc.) y la estabilidad están determinadas por la relación de los radios iónicos del catión y del anión presentes.

Del desarrollo precedente surge claramente que el agua es un agente esencial en la meteorización química, visto el rol de los iones H+ y OH- en la hidrólisis y que, en un sentido más amplio, todas las reacciones entre iones en el ciclo superficial se realizan en medio acuoso. A su vez, el agua actúa como solvente (según se viera antes) y como hidratante, un rol de cierta importancia en algunas reacciones de alteración de minerales.

Oxidación

El oxígeno, agente de la oxidación, es de gran importancia en la meteorización ya que generalmente interviene en los procesos de descomposición de las rocas y minerales, sobre todo en aquellos que contienen Fe ferroso o Mn. Estos elementos forman, en su grado máximo de oxidación, óxidos o hidróxidos insolubles.

La descomposición de silicatos, sulfatos y carbonatos ferrosos, así como compuestos manganosos, es bastante rápida en la presencia de O2. Por ejemplo, en las piritas no solamente se oxida el Fe2+ sino que también se pasa del sulfuro al sulfato que después se hidroliza nuevamente en goethita y ácido sulfúrico:


4 FeS + 10 H2O + 15 O2 > 4 FeO-OH + 8 H2SO4

pirita                                                     goethita


En condiciones de alta temperatura y desecamiento, como ocurren en áreas tropicales y subtropicales, la goethita se convierte en hematita que imprime a los suelos un color rojo intenso característico.

En la oxidación de los carbonatos ferrosos se forman igualmente hidróxidos de hierro, de acuerdo a la reacción:


2 FeCO3 + 1/2 O2 + 3 H2O > 2 Fe(OH)3 + 2 CO2


Dada la diferente movilidad del Fe y el Mn en los estados oxidado y reducido, el oxígeno controla en el ciclo superficial la movilización de ambos elementos, al menos en buena parte, ya que no debe olvidarse que el Fe es también susceptible a la queluviación.

Así como la oxidación provoca el pasaje a estados más avanzados de meteorización (Jackson y Sherman, 1953), la reducción facilita el pasaje inverso; la hematita y la anatasa pueden ser eliminados con la consiguiente acumulación de minerales de estados menos avanzados. Este fenómeno, sin embargo, parece ser de escasa importancia en la gran mayoría de los suelos.

 

ALTERACION POR FAMILIAS DE MINERALES

En el análisis de este tema se considerarán solamente aquellos minerales que por su abundancia se encuentran con alta frecuencia como constituyentes de las rocas; tales minerales son los materiales primitivos a partir de los cuales se forman los minerales estables en las condiciones superficiales, sean ellos coloidales o no.

A su vez, en lo referente a cada familia de minerales en particular, es de interés delinear a grandes rasgos cuáles son los productos de alteración formados en condiciones climáticas diferentes.

Familia de la sílice

Esta familia está integrada por el cuarzo, como representante más frecuente en la naturaleza, y secundariamente por calcedonia y palo; idealmente todos ellos están compuestos sólo por SiO2.

El cuarzo es absolutamente estable en todos los climas y constituye uno de los minerales más resistentes en el ciclo superficial. Sólo en las condiciones climáticas extremadamente agresivas que cantasen a la formación de lateritas es posible observar en la superficie de los granos efectos de fenómenos de solubilización (corrosión). Ello deriva de su simplicidad química, sin sustituciones isomórficas (diadojías), y de la estructura de tectosilicato, donde los enlaces de la red cristalina son Si-O.

Por las razones expuestas, el cuarzo aparece invariablemente en todos los suelos como un componente residual importante de las fracciones gruesas (arena y limo), aún en aquellos derivados de rocas con contenido bajo de dicho mineral. En consecuencia, el cuarzo tiende a acumularse en los suelos a medida que avanza la meteorización, pero dicha acumulación es sólo relativa, ya que el contenido porcentual de cuarzo no aumenta en términos absolutos sino que lo hace por la desaparición de otros minerales más fácilmente alterables.

El ópalo, en cambio, por tratarse de una especie amorfa, no presenta una estructura interna definida lo que lo hace relativamente más vulnerable en condiciones climáticas agresivas y el fenómeno es típicamente de solubilización.

Es conveniente destacar que prácticamente la totalidad de la sílice coloidal que interviene en el ciclo superficial tiene su origen en la descomposición de silicatos de otras familias: micas, piroxeno, anfíboles, etc. Estos minerales son componentes importantes de las rocas ígneas y, en menor grado, también de las sedimentarias.

Familia de los feldespatos

La aparición de Al3+ ocupando centros de tetraedros y, paralelamente, la de cationes como el Na+, Ca2+ y K+, hacen esta estructura comparativamente más débil que la del cuarzo. Sometidos estos minerales a las condiciones superficiales, sufren en primer lugar un lavado de los cationes alcalinos o alcalinotérreos y finalmente un desbaratamiento de la estructura con liberación de SiO2 y Al2O3 coloidales o no, dando distintos minerales. Una de las formas posibles que toma el proceso se vio al considerar la hidrólisis.

En la hidrólisis de un feldespato con formación final de caolinita se produce una profunda reestructuración de los elementos químicos constituyentes. El feldespato es un tectosilicato con Al3+ tetracoordinado, en tanto que la caolinita es un filosilicato con Al3+ hexacoordinado. No hay posibilidad estructural de que el Al3+ cambie su coordinación por un simple ajuste de la red; para que ello suceda, debe ser liberado de la estructura y todas sus uniones rotas. Ello implica que la descomposición de los minerales primarios procede hasta óxidos monómeros e hidróxidos en solución verdadera, salvo casos excepcionales.

El destino de esos óxidos y la posibilidad de que se combinen dando nuevos minerales depende de las condiciones ambientales de drenaje y clima.

En clima tropical se produce un lavado de la sílice y quedan solamente óxidos de aluminio en distinto grado de hidratación, lo que supone una meteorización extrema (alitización). En clima húmedo y con buen drenaje de cationes y un pH constantemente bajo, se combinan la sílice y la alúmina junto con agua de hidratación para formar caolinita (caolinización).

De hecho, la caolinita es estable en un amplio rango climático, llegando a coexistir con óxidos hidratados de hierro y aluminio en clima tropical.

Si el drenaje se ve impedido, como es el caso del régimen lagunar, permanecen algunos cationes y entonces se forma montmorillonita (bisialitización), en presencia de Ca2+ y/o Na+, o illita, en presencia de K+, aunque esto último ha sido cuestionado por algunos autores.

Por lo expuesto, queda claro que la meteorización de los feldespatos trae aparejada la degradación completa de la estructura primaria, pero los productos resultantes pueden ser muy diferentes del punto de vista geoquímico y cristaloquímico según las condiciones ambientales.

La hidrólisis provocada por el agua más o menos cargada de CO2 es el proceso de descomposición más común en el ciclo superficial y provoca la despolimerización de la estructura condensada del feldespato dando ácido silícico y bases más o menos disociadas según la naturaleza del catión. El potasio, sodio y calcio están como iones, mientras que el aluminio está como Al(OH)3 con la posibilidad de crecimiento cristalino de capas gibsíticas. Por lo tanto se produce "soluviación" de las bases y de la sílice, permaneciendo el aluminio como acumulación. A su vez, la naturaleza de los filosilicatos neogénicos depende de la velocidad de eliminación de la SiO2 y las bases, habiendo tres posibilidades:

a) Lavado débil, desilicificación limitada: hay formación de filosilicatos 2:1 (bisialitización) o sea esmectitas.

b) Lavado fuerte, desilicificación moderada: formación de filosilicatos 1:1 (monosialitización) o sea caolinita.

c) Lavado muy fuerte, desilicificación total: alitización con formación de gibsita.

La otra posibilidad es la que se da en climas más fríos con vegetación acidificante de coníferas o ericáceas. Aquí la meteorización se produce por aguas cargadas de ácidos orgánicos quelatantes; la degradación de los minerales primarios libera los cationes, no como bases libres, sino como sales o complejos solubles. Hay una "ácidocomplejolisis", con eliminación preferencial del aluminio y cationes alcalinos y alcalinotérreos sobre la sílice: queluviación.

El proceso deja un material empobrecido en Al2O3 y que al final de la evolución no es sino un residuo netamente silíceo: es la podzolización.

La caracterización mineralógica y geoquímica de los principales tipos de descomposición que afectan a los feldespatos se resume en el cuadro 14.

 

Cuadro 14.- Representación esquemática de los diferentes tipos de meteorización de los feldespatos.

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Familia de las micas

Las dos especies más importantes como minerales formadores de rocas son la muscovita y la biotita.

La muscovita es un mineral muy resistente en superficie y en el proceso de meteorización sufre una división mecánica que reduce el tamaño de grano y facilita la acción de los agentes de descomposición. Esta no llega normalmente a estadios muy avanzados debido a la estabilidad del mineral, que solamente en condiciones climáticas agresivas (temperatura y precipitación elevadas) puede ser totalmente eliminado del suelo.

La alteración más frecuente de la muscovita es la transformación en arcillas del tipo 2:1, como vermiculita o esmectita. La formación de caolinita supone una descomposición total de la mica original.

La biotita pasa, por meteorización, del color negro original a una mica verdosa pálida, con pérdida de hierro que se libera normalmente en forma de óxido. La mica verdosa tiene las propiedades ópticas y estructurales de la clorita, y en un grado más avanzado de alteración pasa a vermiculita de color dorado.

La clorita se distingue de la biotita original - mediante análisis por rayos X - por la eliminación de la reflección basal de 10 Å en el difractograma y la aparición de la reflexión de 14 Å, muy estable, características de las cloritas. A su vez, la vermiculita se caracteriza por una reflección basal también de 14 Å, pero que contrariamente a la de la clorita no es estable sino que colapsa a 10 Å al saturar el mineral con K+ y calentarlo. La vermiculita puede pasar ulteriormente a esmectita en etapas más avanzadas de meteorización.

La transformación de biotita en vermiculita supone los siguientes cambios químicos:

  • desplazamiento del K+ por H2O en la intercapa, lo que provoca un ligero aumento del espaciado basal;

  • oxidación del Fe2+ a Fe3+, sustitución de OH- por O- y pérdida de Mg2+ para contrabalancear las cargas;

  • posterior lavado de K+ de la intercapa y reemplazo de Fe2+ por Mg2+, reducción de la fuerza de atracción entre las capas y establecimiento del espaciado basal de 14 Å característico de la vermiculita por la entrada de una capa doble de moléculas de agua en la intercapa de la micela.

Se ha establecido que cuando el lavado y la meteorización son acentuados, ya sea en medio hidrolítico o muy ácido, la descomposición afecta a los filosilicatos primarios de la manera siguiente:

  • medio hidrolítico: la capa tetraédrica de SiO2 es la más afectada;

  • medio muy ácido: es más afectada la capa gibsítica.

El resultado es, en el primer caso, la formación de caolinita o gibsita (monosialitización o alitización), y en el segundo, la de un residuo silíceo con evacuación del aluminio (podzolización).

Por el contrario, si las condiciones de meteorización no son extremas, la estructura de los minerales determina una alteración sin dislocación total de la red. Los productos secundarios de la meteorización no provienen de la neoformación - a partir de compuestos simples, liberados en forma soluble - sino de transformaciones realizadas en las intercapas de la fase sólida. En estas intercapas pueden haber cationes de diversa naturaleza que originarán tres tipos principales de minerales, según se muestra esquemáticamente en el cuadro 15.

Cuadro 15.- Transformación de las micas durante la meteorización.

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A su vez pueden existir casos intermedios: minerales interestratificados. Los dos tipos de meteorización que pueden ocurrir son los siguientes.

1) Hidrólisis limitada y lavado débil. La eliminación de la SiO2 es menor que la de bases y el K+ de intercapa puede ser expulsado y sustituido por otros cationes más hidratados (Na+, Ca2+, Mg2+) sin modificación de la estructura 2:1 de la mica. El resultado es la "apertura" de los filosilicatos según el proceso ya visto.

2) Meteorización por acidólisis más acentuada (pH 4,0). El aluminio es extraído de la red cristalina original pero no es eliminado sino que permanece retenido entre las capas de los filosilicatos. Por lo tanto no hay sino una redistribución del Al, con aluminación de las partículas 2:1 en la que los iones hidroxialuminio tienden a polimerizarse hasta la formación de una clorita secundaria. Esta no es sin embargo muy estable y se despolimeriza progresivamente, pasando finalmente a caolinita.

Para los filosilicatos, los tipos de meteorización se pueden caracterizar mineralógica y geoquímicamente según se indica en el cuadro 16.

Cuadro 16.- Representación esquemática de los diferentes tipos de meteorización de los filosilicatos.

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Minerales ferromagnesianos

Se denominan así aquellos silicatos de Mg2+, Fe2+ y Ca2+, en los que el Al3+ es raro o inexistente. Hay tres familias principales que son los piroxenos, anfíboles y peridotos.

Los peridotos –dentro de los que la olivina es por lejos el mineral más abundante– son muy inestable y aunque la olivina es un constituyente frecuente de rocas tan abundantes como los basaltos, su baja resistencia a la meteorización hace que su ocurrencia en los suelos sea insignificante.

Los piroxenos y anfíboles son algo menos inestables que la olivina, pero aún así no son minerales abundantes en los suelos y solamente la hornblenda es relativamente frecuente aunque casi nunca en cantidades importantes.

En general, bajo la acción de los agentes de meteorización, los silicatos ferromagnesianos sufren los siguientes procesos:

– el Mg2+ interviene fundamentalmente en la formación de silicatos tipo serpentina (y posiblemente también esmectitas);

– el Ca2+ es eliminado de la estructura, en forma soluble o con formación de calcita;

– si hay Al3+, como en el caso de algunos anfíboles y piroxenos (hornblenda, augita), se pueden llegar a formar minerales del tipo de las cloritas;

– el Fe2+, luego de eliminado de la estructura, sufre oxidación e hidratación lo que lleva a la formación de goethita, lepidocrocita y más raramente hematita;

– la sílice coloidal en general es lavada y se forman silicatos secundarios menos ricos en dicho componente que el original, ayudando en el proceso un clima húmedo y un buen drenaje.

 

ORIGEN DE LOS MINERALES ARCILLOSOS

Entre los productos de la meteorización química, los filosilicatos secundarios son los más estudiados a causa de sus importantes propiedades físicas, físico-químicas y químicas que regulan en gran parte la naturaleza y el comportamiento del suelo y de las relaciones suelo-planta.

En cuanto al origen de los minerales arcillosos de los suelos, se acepta que los procesos discutidos en las páginas anteriores pueden resumirse en los siguientes términos.

 

1. Herencia mecánica

En este caso, los minerales arcillosos se han conservado intactos y hay un simple aporte detrítico; ellos ya existan como tales en la roca parental a partir de la que se desarrolla el suelo.

La herencia puede provenir de rocas sedimentarias argiláceas, consolidadas o no, que es el caso más común, pero también de rocas metamórficas como gneisses, micaesquistos, etc.; en este último caso, el aporte se hace bajo forma de micas y cloritas primarias.

2. Transformaciones

Se denominan así a los cambios que modifican un mineral arcilloso pero que no alteran su estructura en 2 o 3 capas. Como ejemplos de transformaciones pueden mencionarse los siguientes:

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Los mecanismos detallados de las transformaciones ya fueron discutidos y analizados anteriormente, pero conviene recordar que si bien en el proceso no hay alteración de la estructura básica de los filosilicatos, hay sí cambios físicos importantes que modifican substancialmente sus propiedades y su comportamiento en aspectos significativos para el crecimiento vegetal. Como ya se mencionó dichos cambios son o pueden ser: pérdida de K+ de intercapa, hidratación, aumento del espaciado basal, aumento de la capacidad de intercambio catiónico, hidroxialuminación de la intercapa, desarrollo de la expansibilidad, presencia de cationes hidratados en la intercapa, etc. Los cambios que ocurren durante la transformación y su intensidad dependen de la naturaleza del filosilicato que se forma durante el proceso.

 

3. Neoformaciones

En las neoformaciones, la estructura cristalina de los minerales primarios es desbaratada completamente durante la meteorización química y los elementos constituyentes, liberados en forma de compuestos simples o en forma iónica, se recombinan dando lugar a filosilicatos secundarios estables en las condiciones ambientales en que son sintetizados. Los ejemplos clásicos de este proceso corresponden a la síntesis de arcillas a partir de la meteorización de los feldespatos, según lo expuesto anteriormente.

Es necesario señalar, sin embargo, que la neoformación de arcillas puede producirse también a partir de la alteración de filosilicatos, tanto primarios como secundarios. En efecto, si la meteorización es muy intensa las micas y arcillas 2:1 o 2:2 pueden ser inestables y alterarse con formación de caolinita o gibsita. Estos últimos minerales son, en este caso, minerales neoformados y no producto de una transformación ya que su formación requiere la destrucción total de la estructura filitosa original (2:1 o 2:2) y el reordenamiento de los productos resultantes en una estructura filitosa 1:1 en el caso de la caolinita, o no filitosa en el de la gibsita.

 

OTROS PROCESOS GENERALES DE FORMACION DEL SUELO

Aparte de la meteorización, existen otros procesos generales de formación del suelo que ya fueron enumerados precedentemente y que serán considerados a lo largo del curso según se indica a continuación.

La acumulación y evolución de la materia orgánica se considera más adelante, junto a la identificación y caracterización de los diferentes tipos de humus del suelo y de los compuestos orgánicos que los integran.

El desarrollo de la estructura del suelo se tratar en el capítulo dedicado a propiedades físicas de los suelos.

Finalmente, la translocación de compuestos solubles o coloidales en el perfil y el rejuvenecimiento del suelo se considerarán al analizar los factores y procesos de la formación del suelo.