Edafología. Ciencias Ambientales

Lección 4. Componentes del suelo. Fase sólida. Componentes minerales. Minerales primarios.

Los minerales primarios son aquellos que constituyen el material de partida del suelo, pueden pasar a éste por un proceso de microdivisión.

La mayoría de los minerales presentes en el suelo son silicatos y ellos constituyen los minerales típicos de la arcilla. Algo similar ocurre en las rocas, ya que más del 90 % de las que constituyen la corteza terrestre son silicatos. Como quiera que todo el proceso de alteración, que lleva a la formación del suelo, se basa en modificaciones estructurales de los minerales primarios y en la creción de nuevas estructuras silicatadas, conviene recordar la estructura de los silicatos más frecuentes, fundamentalmente aquellos que constituyen la fracción arcilla del suelo. En este caso, muchas de las propiedades más importantes del suelo se derivan de esas especiales estructuras, más que de su propia composición.

Todos los silicatos presentan un edificio cristalino constituido por tetraedros en cuyo centro figura un silicio y cuyos vértices está ocupados por oxígeno. Según al grupo que pertenezcan, estos tetraedros pueden permanecer aislados o aguparse de diferentes modos. Vamos a analizar, de forma muy sucinta, las características esenciales de los grupos más representados.

 

Grupo de los Ortosilicatos.

Están constituidos por tetraedros aislados y enlazados por diferentes cationes, que dan a lugar a minerales distintos.

Su fórmula general es:

Las cuatro cargas negativas son satisfechas por los cationes que sirven de enlace a los tetraedros.

Los minerales más frecuentes de este grupo son el olivino y el circón. El primero es propio de las rocas básicas y ultrabásicas de las que es el constituyente principal; los elementos que compensan las cargas son el magnesio y el hierro ferroso. En el circón, es el circonio el elemento compensador y constituye un mineral poco abundante en las rocas pero muy ubicuo.

El olivino suele aparecer en las arenas de suelos poco evolucionados, pues su gran alterabilidad hace que su presencia en el suelo sea muy fugaz. La razón principal de su labilidad estriba en la presencia del hierro ferroso que se oxida fácilmente en un medio aireado como el suelo, con ello se crea un desequilibrio eléctrico que termina por colapsar la estructura.

El circón también aparece preferentemente en las arenas pero en todos los suelos. Su resistencia es tan elevada que suele utilizarse como índice del proceso de alteración. Cuanto más elevado es su contenido en el suelo con respecto al del material original, mayor es el nivel de alteración del mismo; como es prácticamente indestructible mientras que los restantes minerales no lo son, la desaparición de aquellos hace que se incremente la proporción de circón por acumulación residual. La razón de su estabilidad estriba en la baja reactividad del circonio y en el gran empaquetamiento que provoca en la estructura, pues su densidad de carga es muy alta y atrae muy fuertemente a los grupos aniónicos tetraedricos.

 

Grupo de los sorosilicatos y ciclosilicatos.

Los primeros estan formados por grupos de dos tetraedros que comparten uno de sus vértices y los segundos por grupos de tres, cuatro o seis tetraedros que comparten dos de sus vértices. Estos grupos se unen por medio de cationes, que según su naturaleza dan lugar aminerales diferentes. No son muy frecuentes en el suelo si exceptuamos la turmalina, perteneciente a los sorosilicatos.

 

Grupo de los inosilicatos.

Su estructura está constituida por largas cadenas de tetraedros enlazadas entre sí por diferentes cationes entre los que predominan el hierro ferroso y el magnesio.

Estas cadenas pueden ser sencillas y tenemos el grupo de los piroxenos, en el que cada tetraedro comparte dos de sus vértices con los vecinos.

Cuando las cadenas son dobles, el grupo recibe el nombre de anfiboles y cada tetraedro comparte dos o tres vértices con los vecinos, según se halle en el exterior de la cadena o en su interior. La estructura general forma una serie de anillos exagonales en cuyo centro se sitúa un OH a la altura de los vértices superiores de los tetraedros, que quedan siempre libres. Pueden producirse reemplazamientos de Si or Al y de OH por F.

La fórmula general es la siguiente:

Según los cationes que saturan las cargas aparecen diferentes minerales.

Los piroxenos son propios de rocas neutras y básicas, incluso son un componente importante en las rocas ultrabásicas.

Los anfiboles aparecen como acompañantes en las rocas ácidas y como componente habitual en las débilmente ácidas hasta las básicas, en las que su proporción disminuye con la basicidad en favor de los piroxenos.

 

Grupo de los tectosilicatos.

La estructura general está formada por una red de tetraedros que comparten todos sus vértices, creando un edificio tridimensional.

La estructura así definida corresponde al cuarzo y es eléctricamente neutra.

Cuando se presentan sustituciones de silicio por aluminio en un 25 % de las posiciones, se crea un déficit de carga positiva que es compensada por elementos alcalinos. Nace así el grupo de los feldespatos alcalinos, cuyo representante más genuino es la ortosa en la que el elemento compensante es el potasio.

Si la sustitución se produce de forma variable entre un 25 % y un 50 %, se tiene el grupo de las plagioclasas y los iones de compensación son el sodio o el calcio, en cantidades variables en función del déficit de carga creado. El término cálcico es la anortita y el sódico la albita.

Las fórmulas generales de estos minerales son como sigue:

Se presentan en todas las rocas excepto en la ultrabásicas. Los feldespatos alcalinos predominan en las rocas ácidas y a medida que disminuye la acidez van siendo reemplazados por los calco-sódicos o plagioclasas. La ortosa es un mineral bastante resisitente mientras que las plagioclasas son algo más alterables, aumentando su alterabilidad a medida que se desplazan desde la albita a la anortita, que resulta la más lábil.

 

Grupo de los filosilicatos.

A este grupo pertenecen los minerales de la arcilla, en su mayoría minerales secundarios formados en el suelo. Son pues los constituyentes esenciales del complejo de alteración y solo las micas aparecen como minerales primarios; salvo en las rocas sedimentarias, ricas en arcilla, en la que pueden aparecer la totalidad del grupo.

Están constituidos por una capa indefinida de tetraedros que comparten tres de sus vértices de forma que quedan en un mismo plano. En el plano definido por el cuarto vértice de cada tetraedro se ubica un grupo OH en el centro del exagono definido por los oxígenos tetraédricos. Este grupo OH y dos oxígenos del exagono, forman un triángulo sobre el que se apoya un octaedro cuyos otros tres vértices se sitúan en un plano superior, y están constituidos por grupos OH que pertenecen a una capa exagonal centrada, o bien por un grupo OH y dos oxígenos, correspondientes a una capa tetraédrica análoga a la primera y situada especularmente con ella. Los huecos octaédricos pueden estar ocupados por Al o por Mg.

Cuando solo existe una capa tetraédrica y otra octaédrica aparece un grupo de minerales que se conoce como filosilicatos 1:1 o te-oc; si sobre el grupo anterior aparece una segunda capa tetraédrica, como la representada en la figura, el grupo se conoce como filisilicatos 2:1 o te-oc-te.

Para mejor comprender la fórmula estructural de estos minerales observemos la figura en la que se representa una capa tetraédrica y el plano correspondiente a los vértices superiores de la misma con el grupo OH adicional.

A cada dos silicios le corresponden cinco oxígenos, tres de ellos sin compartir con ningún otro tetraedro y cuatro más que están compartidos con los vecinos y que por tanto, solo la mitad corresponde al grupo.

Además, cada tetraedro está asociado a tres octaedros que simultáneamente lo están a otro grupo tetraédrico; de forma que a cada tetraedro pertenecen tres medios octaedros.

Los vértices del octaedro están ocupados por dos oxígenos y cuatro grupos OH, todos ellos compartidos con otros dos octaedros vecinos, por lo que a cada octaedro le corresponde un tercio de esos dos oxígenos y cuatro OH.

De este modo a cada grupo de de dos tetraedros le corresponderan tres grupos octaédricos completos con sus cuatro OH correspondientes.

Todo esto sucede cuando consideramos una capa tetraédrica y una octaédrica, por lo que en el caso de los filosilicatos 2:1, deberemos considerar otra pareja de tetraedros y tener en cuenta que dos de los grupos OH del plano superior de la capa octaédrica han sido reemplazados por los oxígenos correspondientes a la nueva capa añadida, por lo que al conjunto formado por los cuatro tetraédros solo le corresponden dos grupos OH.

Tras estas consideraciones, las fórmulas estructurales correspondientes quedarían, después de ajustar las cargas, de la siguiente forma:

Las cargas negativas se compensan con los iones colocados en los huecos octaédricos generados y como, en cada caso, existen tres huecos por cada unidad estructural considerada, esas seis cargas negativas podran compensarse por tres magnesios que ocupen las tres posiciones libres o por dos aluminios que dejen una posición libre, de ahí que a los minerales magnésicos se les denomine trioctaédricos y a los alumínicos se les llame dioctaédricos.

Hasta el momento hemos considerado cuatro posibilidades, pero este número se incrementa de forma notable si tenemos en cuenta que el silicio puede ser reemplazado, en parte, por aluminio en las capas tetraédricas, y también en las capas octaédricas, el aluminio puede ser reemplazado por magnesio y éste por litio. Todo ello genera unos déficits de carga positiva que son sustanciados por la presencia de cationes entre las capas, lo que les presta una mayor cohesión. Por lo que iremos analizando cada caso por separado.

 

Filosilicatos 1:1.

El miembro mas abundante de este grupo es la caolinita, que corresponde al término alumínico de la serie sin ningún tipo de reemplazamientos por lo que su fórmula estructural se corresponde con la ya expresada. Es un mineral frecuente en sedimentos procedentes de áreas dominadas por rocas ácidas o neutras situadas en ambientes con fuerte lavado. En el suelo aparece como mineral heredado o en neoformaciones a partir de feldepatos. Se caracteriza por un espaciado basal, o distancia entre planos iguales en la estructura, de 7 .

En este grupo no aparecen sustituciones y las únicas variedades de la caolinita lo son por las diferentes formas de apilamiento de las capas unitarias.

No obstante, aparece un mineral hidratado que se conoce como haloisita, en la que entre las capas se sitúa una constituida por moléculas de agua. Este hecho eleva su espaciado basal hasta 10.5 , que se reducen hasta 7.5 cuando se calienta a 105º C.

Es un mineral abundante en las arcillas de suelos desarrollados sobre cenizas volcánicas de carácter vítreo, como resultado de una cristalización de la alofana típica de estos suelos. En otras condiciones, no es un mineral habitual.

El término magnésico corresponde con la antigorita, que es un mineral propio de rocas metamórficas procedentes de rocas ultrabásicas de tipo peridotita y conocidas como serpentinas. En el suelo es un mineral raro y solo aparece en suelos desarrollados sobre las rocas citadas.

En el grupo trioctaédrico si pueden aparecer sustituciones generandose un grupo de minerales que se conocen como berthierinas, que son francamente raros.

 

Filosilicatos 2:1.

En este caso tienen relevancia tanto los tipos alumínicos como los magnésicos, por ello los vamos a analizar por separado.

Filosilicatos 2:1 dioctaédricos.

El mineral tipo es la pirofilita en la que no existe ningún tipo de sustitución. Es un mineral raro tanto en el suelo como en los sedimentos.

Las sustituciones en este tipo estructural se producen tanto en la capa tetraédrica como en la octaédrica. Si bien se diferencian dos grupos según que la estructura tenga un espaciado basal fijo de 10 o que éste sea variable con el estado de humedad y cuyo valor medio se sitúa en 14 . En el primer grupo y cuando solo existe sustitución de silicio por aluminio y ésta es de uno por cada cuatro, tenemos el grupo de las micas, que cuando el elemento compensador es el potasio aparece el miembro más conocido del grupo que es la moscovita.

Este mineral es un componente normal de las rocas ácidas a neutras, predominando en las primeras y siendo sustituido progresivamente por la biotita al ir aumentando la basicidad.

Con espaciado basal fijo pero con sustitución en ambas capas, los valores de sustitución son variables y tenemos el grupo de las ilitas; en ellas el elemento compensador prioritario es el potasio.

Son minerales muy frecuentes en el suelo y en los materiales sedimentarios y metamórficos derivados de rocas que contienen moscovita. Su estructura es mas laxa que la de la mica por efecto de la menor presencia iónica entre las capas, lo que produce una menor unión entre las mismas, lo que hace que se las conozca como micas abiertas.

Cuando el espaciado basal es variable, las sustituciones pueden tener lugar en la capa tetraédrica o en la octaédrica, pero siempre el valor de la sustitución es menor de 0.6 átomos por cada cuatro o por cada dos según de la capa que se trate. Los cationes que entran entre las capas para compensar estos desequilibrios de carga son variables, aunque fundamentalmente son alcalinotérreos, de ahí que el número de ellos también varíe según su carga. Algo común en todos los casos es la hidratación de los mismos y la presencia de amoleculas de agua en la intercapa. Según el tipo de catión existente y el estado de hidratación así será su espaciado basal.

Todos los minerales de este tipo reciben el nombre genérico de esmectitas, mas cuando la sustitución se produce en la capa octaédrica, aparece el más común de todos que es la montmorillonita, y cuando esta sustitución se efectúa en la capa tetraédrica el mineral resultante es la beidellita.

Son minerales propios de las arcillas del suelo y solo rara vez se forman en los sedimentos, si bien pueden aparecer en ellos cuado proceden del arrastre de antiguos suelos o cuando se formaron en medios muy ricos en bases.

 

Filosilicatos 2:1 trioctaédricos.

El mineral tipo es el talco, que rara vez aparece en los suelos y solo es frecuente en ciertas rocas metamórficas procedentes de rocas ultrabásicas.

Como en el caso anterior hay que considerar dos grupos diferentes según que su espaciado basal sea fijo y de 10 , o variable y de unos 14 . En el primer caso los cationes compensadores de carga son anhidros, y fundamentalmente el potasio, mientras que en el segundo están hidratados y predominan los alcalinotérreos. Las sustituciones pueden efectuarse tanto en la capa tetraédrica como en la octaédrica.

Con espaciado basal fijo y sustitución de un silicio, de cada cuatro, por un aluminio con compensación potásica, tenemos como antes una mica, solo que en este caso es la biotita, en la que también existen sustituciones de parte del magnesio octaédrico por hierro ferroso, que no provoca cambio en las cargas eléctricas de la estructura. Cuando son otros los elementos compensadores, aparecen diverso minerales según la naturaleza de aquellos.

Las micas trioctaédricas ya vimos en que tipos de rocas aparecen. En el suelo, lo mismo que las dioctaédricas, solo aparecen en las fracciones gruesas como minerales primarios; en la arcilla evolucionan rápidamente hacia hidromicas y vermiculita. Su transformación es más rápida que la de la moscovita por su notable mayor labilidad.

Cuando las sustituciones son en ambas capas, pero el elemento compensador sigue siendo el potasio, tenemos las hidromicas, tan parecidas a las ilitas que se las conoce también como ilitas tri. En ellas el magnesio es sustituido por litio.

Solo aparecen en las arcillas como intermedios en la evolución de la biotita hacia vermiculita y muchas veces en forma interestratificada, es decir, con capas alternantes pertenecientes a minerales diferentes. Esto sucede en la transformación de un mineral en otro, pues no todas las capas que constituyen un grano, se modifican al mismo tiempo, de modo que coexisten capas de diferente naturaleza en un mismo fragmento mineral.

Cuando el espaciado basal es variable, aparecen minerales del grupo de las esmectitas semejantes a los que vimos en el caso de los dioctaédricos, solo que en la capa octaédrica, la sustitución del magnesio es por litio. El equivalente de la montmorillonita es la hectorita y el de la beidellita es la saponita. De todas formas el minerla más frecuente del grupo es la montmorillonita.

A medio camino entre las hidromicas y las esmectitas existe un mineral muy frecuente en las rocas metamorficas y sedimentarias, así como en la arcilla del suelo, que es la vermiculita.

Tiene de las micas su elevada sustitución en ambas capas y de las esmectitas la hidratación de los cationes compensadores y su natualeza predominantemente alcalinotérrea. Además está emparentado con el grupo que veremos a continuación por el hecho de la autocompensación que se produce en su capa octaédrica en la que parte del magnesio se sustituye por aluminio o por hierro férrico.

En el suelo, se origina a partir de las micas por intermedio de las ilitas. Cuando procede de las ilitas autenticas solo aparece en medios ricos en bases, por un reemplazamiento paulatino del aluminio octaédrico por magnesio, que acaba siendo predominante. A su vez la vermiculita evoluciona hacia esmectitas.

 

Filosilicatos 2:1:1.

Los integrantes de este grupo son las cloritas, una especie de micas de color verdoso.

Presentan una estructura micácea tipo biotita pero en la que se intercala una capa de brucita o hidróxido magnésico. Su relación con la vermiculita estriba en la compensación que se produce en la capa octaédrica adicional, que es total por lo que no requiere cationes en la intercapa.

Son mineraesl propios de rocas metamórficas o de las sedimentarias derivadas de ellas y en el suelo siempre aparecen como heredadas del material original. Su evolución suele ser hacia hidromicas o vermiculita.

Existe una variedad alumínica, en la que la capa adicional brucítica se ha sustituido por una gibsítica. Esta es propia del suelo y se forma por transformación de la ilita mediante la alteración bioquímica en condiciones muy particulares, lo que la hace un mineral poco abundante.

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A Lección 4

Actualizada 17/3/05