COMPONENTES INORGANICOS DEL SUELO David Ruiz Luna. Edafología. SUA UNAM. Ciclo de las rocas y minerales petrogenéticos. En la mayoría de los suelos, al estudiar la fase sólida se observa un predominio de los componentes inorgánicos, que tienen su origen en los minerales que constituían la roca o material a partir del cual se ha formado el suelo. Según las modificaciones que han tenido lugar, los minerales resultantes se denominan heredados, transformados o neoformados. En la mayoría de los demás suelos, los minerales pueden haber sufrido profundas transformaciones, dando como resultado la reorganización de los productos y la neoformación de especies minerales más estables en las condiciones del medio predominantes, o a materiales amorfos, compatibles en el medio considerado. La formación del suelo se encuentra integrada en el CICLO DE LAS ROCAS en la naturaleza que vendrá condicionada por la proporción relativa de los distintos elementos químicos. Los nueve más abundantes son: Oxígeno (O), Silicio (Si), Aluminio (Al), Hierro (Fe), Calcio (Ca), Sodio (Na), Potasio (K), Magnesio (Mg) e Hidrógeno (H). La preponderancia del silicio y del oxígeno explica que predominen los silicatos, minerales cuya estructura cristalina se caracteriza por los enlaces Si-O, que son muy estables. Los MINERALES PETROGENÉTICOS, los que forman las rocas de la corteza terrestre son silicatos en una proporción del orden de un 95%.

Minerales del suelo: Principios estructurales. Los componentes inorgánicos pueden ser muy distintos de unos suelos a otros, dependiendo de las condiciones de medio y del material originario. Debido a que en los materiales originarios el número de especies minerales no es demasiado elevado, los suelos frecuentemente no presentan más allá de 20 a 25 minerales diferentes. Los más abundantes suelen ser los minerales de la clase de los silicatos, como las arcillas, feldespatos, anfíboles, piroxenos, micas y cuarzo; en algunos casos también los óxidos de hierro, carbonato cálcico, yeso, rutilo, ilmenita, etc.

Los principios generales de la estructura laminar de las arcillas fueron puestos de manifiesto por Pauling (1930), mediante estudios de rayos X. Las unidades principales de la formación de los minerales de arcilla son disposiciones bidimensionales de tetraedros (poliedros de coordinación) de silicio-oxígeno, 𝑆𝑖 𝑂, 𝑂𝐻 4. La capa se denomina tetraédrica o de silicio y disposiciones bidimensionales de octaedros de aluminio o magnesio con oxígeno-hidroxilos. La capa recibe distintas denominaciones, octaédrica, capa gibsítica, o de aluminio Al2(OH)6 y capa brucítica o de magnesio Mg3(OH)6. Estas uniones ponen de manifiesto la simetría hexagonal de la capa de oxígenos, en la que aparecen anillos de seis átomos de oxígeno en la capa tetraédrica. Las uniones SiO-Si se denominan enlaces siloxano y la superficie definida por los átomos de oxígeno, superficie siloxana. Las capas tetraédrica y octaédrica presentan simetría análoga y dimensiones casi idénticas, lo que permite que se compartan átomos de oxígeno entre ambas capas: el cuarto átomo de oxígeno del vértice libre de la capa tetraédrica, perpendicular al plano de los otros tres oxígenos es compartido. Origen de la carga eléctrica y sus implicaciones. Las arcillas poseen carga eléctrica, negativa en la mayoría de los casos, si bien las arcillas de estructura 1:1 (grupo de la caolinita) tienen carácter anfótero. La cantidad de carga y su distribución espacial varían de unos minerales de arcilla a otros. La formación de un mineral de arcilla implica un crecimiento de las distintas capas. En el medio en que se forma un mineral los átomos de silicio, aluminio y magnesio raramente se encuentran en las relaciones ideales requeridas para alcanzar la constitución estructural teórica. Átomos de tamaño semejante al del elemento que tendría que ocupar un lugar en la red cristalina, y se encuentren en una alta concentración en el medio, pueden entrar en la red cristalina, lo que constituye una sustitución isomorfica. , o el del magnesio (Mg²+) y el hierro (Fe²+) en lugar del aluminio (Al³+) en la capa octaédrica. La sustitución por lo general afecta a un ión de menor valencia que entra en el lugar de otro de mayor valencia, dando lugar a una carga negativa que aparece principalmente n las superficies de las capas tetraédricas. Las estructuras cristalinas resultantes de estas sustituciones son relativamente estables a pesar de este tipo de alteraciones y perdurarán mientras no actúen procesos de meteorización. La diferencia de valencia entre los elementos sustituyentes y sustituidos genera un exceso de carga eléctrica negativa libre en la superficie del cristal, que se manifiesta como una determinada densidad de carga superficial, característica para cada mineral, y que tiene un carácter permanente. Esta densidad de carga es tanto mayor cuanta más sustitución

isomorfica hayan tenido lugar. Es de mayor intensidad si las sustituciones han tenido lugar en la capa tetraédrica, al localizarse el exceso de carga negativa mucho más cerca de la superficie siloxana. La carga de las caolinitas varía con el pH y con el tamaño de partícula, lo que indica un origen distinto al de las sustituciones isomorficas: carga variable. En estas arcillas la carga eléctrica se localiza únicamente en los bordes del cristal y se debe a roturas y a la disociación de protones de grupos OH, coordinados con el silicio o con el aluminio. En este último caso, al ser menor la valencia del aluminio que la del silicio, los grupos OH pueden unirse a protones en condiciones de marcada acidez, y las partículas de arcillas quedan cargadas positivamente.

La importancia de las sustituciones isomorficas hace que la carga de ellas se deriva sea uno de los criterios utilizados para clasificar los filosilicatos en grupo, subgrupos y especies. La carga eléctrica negativa de las superficies siloxanas es compensada por la absorción de iones de signo contrario que pueden ser o no intercambiables. La unión tiene lugar por la formación de complejos de superficie con dichos cationes, o ser enlaces de tipo electrostático con moléculas bipolares. Estos complejos de superficie constituyen la base de las propiedades de intercambio catiónico, de gran trascendencia al hacer del suelo un suministrador de nutrientes para las plantas al evitar su pérdida por lavado, y un depurador natural, al poder actuar como filtro de metales y otros contaminantes.

El hecho de que algunas arcillas y otros componentes puedan poseer carga eléctrica positiva permite explicar que determinados suelos presentan capacidad de intercambio aniónico. Origen de las arcillas. El término arcilla se utiliza n mineralogía para designar a un conjunto de minerales de pequeño tamaño de partícula, pertenecientes a la subclase de los filosilicatos. Son aluminosilicatos hidratados con estructura en hojas (filo=hoja), con espaciamientos y contenidos en los espacios interlaminares característicos para cada mineral. El estudio mineralógico de las arcillas del suelo resulta complejo, al tratarse de mezclas de distintos minerales, que pueden presentar distinto el grado de cristalinidad, pueden proceder de minerales preexistes en el material originario, por herencia, transformación o neoformación.

Los minerales de la arcilla ejercen una gran influencia sobre las propiedades químicas y físicas de los suelos, como consecuencia de su pequeño tamaño de partícula, alta superficie específica y sus propiedades para intercambiar cationes. Las arcillas del suelo pueden ser heredadas del material originario sin apenas sufrir transformaciones; ser el resultado de modificaciones importantes o bien, de la reorganización de los productos de la meteorización. Las condiciones de medio y las características de la roca madre condicionarán los procesos posibles. Principales Minerales del Suelo. Minerales laminares

Grupo de la caolinita. Los minerales de este grupo son aluminio-silicatos, pobres en sílice, con una capa tetraédrica

unida a una capa octaédrica gibsítica, en la que dos de cada tres octaedros están ocupados por aluminio. Las caolinitas

son características de suelos muy meteorizados, en los que la neoformación de este mineral se ve favorecida frente a la

de otras arcillas, por el hecho de que sólo requiere Licinio y aluminio como constituyentes esenciales.

Arcillas micáceas: Ilitas. Los minerales micáceos son del tipo 2:1, sus láminas están formadas por una capa octaédrica

con una tetraédrica a cada lado. La fijación del potasio se manifiesta por el hecho de que las láminas no se expanden al

añadir agua, ni con otras sustancias orgánicas, tales como etilenglicol o glicerina. La distancia basal es constante e igual a

1.0 nm. La mayoría de arcillas micáceas son dioctaédricas (moscovita), mientras que la biotita y la flogopita son

trioctaédricas. Las arcillas micáceas son frecuentes en suelos del área mediterránea, si bien pueden presentarse en casi

todos los suelos y son uno de sus constituyentes más importantes.

Grupo de las esmectitas. Los minerales del grupo de las esmectitas presentan estructura 2:1 lo que las asemeja a las

micas, de las que se diferencian por presentar menos sustituciones isomorficas. Esto hace que la carga eléctrica de

superficie sea menor. Los complejos de superficie con cationes hidratados son de esfera externa, por lo que los cationes

son fácilmente intercambiables. Las esmectitas pueden encontrarse en rocas sedimentarias tales como las lutitas y ser

heredadas por el suelo en condiciones semiáridas o en zonas con procesos de meteorización poco intensos (ejemplo los

vertisoles).

Vermiculitas. Su estructura se asemeja a la de una mica, de la que pueden proceder por meteorización. Se distingue de

ellas por tener una carga eléctrica ligeramente menor. La vermiculita macroscópica se presenta en la fracción arena,

mientas que en la fracción arcilla, si existe vermiculita, es esencialmente dioctaédrica. Es frecuente en suelos que han

sufrido una meteorización relativa más intensa, sin llegar a la de los suelos tropicales húmedos. Se forma a partir de

rocas básicas, siendo poco importante su formación a partir de rocas ígneas ácidas.

Cloritas. Son minerales estructuralmente relacionas con las arcillas 2:1, de los que se diferencian por presentar paquetes

T-O-T alternando regularmente con una capa de hidróxidos interlaminar. La existencia de una capa interlaminar

constituida por hidróxidos de hierro es poco probable, ya que los óxidos de hierro son mucho más estables. La clorita es

un mineral relativamente poco frecuente en los suelos, por su baja estabilidad. Por otro lado, aparece poco en los

análisis porque en pequeñas cantidades es difícil de detectar en presencia de esmectitas y vermiculitas.

Minerales fibrosos Los filosilicatos fibrosos están representados por dos especies mineralógicas, paligorskita y sepiolita. Paligorskita. Su estructura es totalmente diferente a la de los restantes minerales enunciados. Es un silicato magnesico-alumínico hidratado, en el que se encuentran en la misma proporción el Aluminio y el Magnesio. Es un mineral intermedio entre el subgrupo dioctaédrico y trioctaédrico. Presenta canales estrechos en los que se localizan los cationes intercambiables y moléculas de agua. La paligorskita es un componente poco frecuente en los suelos, si bien es

en rocas sedimentarias de origen lacustre, pudiendo ser heredada por los suelos que se forman a partir de estos materiales. Sepiolita. Es un mineral muy semejante a la paligorskita. Es un silicato de magnesio, con aluminio sólo como componente minoritario, hidratado y de morfología fibrosa. En este caso los canales unidireccionales se forman por la inversión de cuatro tetraedros, presentan cadenas triples de Si-O, y resultan más anchos que los de paligorskita. La sepiolita presenta unas condiciones de formación análogas a las de la paligorskita. Aluminio-silicatos amorfos y paracristalinos Este grupo está representado por la alófana y la imogolita, identificadas por primera vez en suelos desarrollados a partir de cenizas volcánicas. Alófana. Es un término genérico que describe materiales aluminosilicáticos altamente desordenados o amorfos, en el sentido de que la difracción de rayos X no tiene suficiente resolución para el grado de ordenamiento existente ya que se trata de un orden local o de corto intervalo. Al observar la alófana al microscopio electrónico de barrido aparece a modo de microagredados formados por partículas unitarias, esférulas huecas de 3,5 a 5,5 nm de diámetro. La alófana es el constituyente amorfo más importante en suelos jóvenes formados a partir de materiales volcánicos. Para su permanencia en el suelo requiere unas condiciones de humedad continuadas. Al ser semejantes las condiciones para la formación de minerales en horizontes subsuperficiales de Andisoles y Spodsoles, es posible que la alófana también se forme en estos suelos. Imogolita. Es un nesosilicato paracristalino consistente en finos tubos de varios micrómetros de largo y un diámetro externo de 2.3 a 2.7 nm y diámetro interior de alrededor de 1.0 nm. La imogolita se identificó inicialmente en suelos desarrollados a partir de cenizas volcánicas. Tectosilicatos: Zeolitas. Son aluminosilicatos hidratados cristalinos de cationes alcalinos y alcalinotérreos. Los tetraedros están dispuestos de manera de dan lugar a cavidades y a un sistema de canales interconectados. De acuerdo con su estructura se distinguen la natrolita, la heulandita y la phillipsita. Sus propiedades y comportamiento están íntimamente relacionadas con las cavidades y el sistema de canales que presentan. La meteorización de las cenizas y vidrios volcánicos por disolución y posterior cristalización puede dar lugar a zeolitas, según sean las condiciones de medio. Se pueden formar a partir de vidrios volcánicos en condiciones de alta alcalinidad, salinidad e hidrotermales, pero también existen zeolitas de origen sedimentario. Óxidos e hidróxidos del suelo La liberación de aluminio, hierro, manganeso, titanio y silicio como resultado de los procesos de meteorización conduce a la neoformación en el suelo de óxidos anhidros, hidróxidos y oxihidróxidos ya cristalinos, paracristalinos o amorfos. Los óxidos actúan como elementos cromógenos de las arcillas, a las que confieren distintos colores según su estudio de oxidación y grado de hidratación. Pueden presentarse asociados a las arcillas, formar agregados cementados tales como concreciones y pisolitos de tamaño milimétrico y llegar a constituir capas cementadas, denominadas contactos petroférricos o corazas ferruginosas. Los óxidos abundan en suelos formados en condiciones tropicales húmedas en los que se produce un enriquecimiento relativo de óxido de hierro y aluminio por pérdida de sílice. En suelos formados en condiciones de exceso de agua los óxidos de hierro y manganeso sufren removilizaciones y concentraciones.