Dpto. SUELOS yAGUAS

FACULTAD DE AGRONOMÍAUNIVERSIDAD DE LA REPÚBLICA

COMPOSICIÓN DEL SUELO

Ing. Agr. Artigas Durán

MONTEVIDEO-URUGUAY2004

COMPOSICIÓN DEL SUELO

Artigas Durán*.

CONCEPTOS NO EDAFOLOGICOS DEL SUELO

A lo largo de casi toda la historia registrada el suelo fue considerado simplemente como una mezcla máso menos suelta de fragmentos pequeños de roca descompuesta y de materiales de origen orgánico, asícomo de líquidos y gases. Los suelos eran relacionados a su uso por la sociedad o de acuerdo aconceptos derivados de otras disciplinas.

Aunque el hombre ha cultivado el suelo por miles de años y en consecuencia generado una base dedesarrollo cultural, el estatus del labrador ha sido de gran humildad. En el período de la esclavitud, loshombres sometidos a ella eran asignados normalmente al trabajo en la tierra. Durante la época feudal,los campesinos y siervos eran tratados generalmente como formas inferiores de la humanidad, quetrabajaban en el lodo y la suciedad y su estatus y su esfuerzo no merecían consideración por parte delas clases educadas. Aún en el mundo moderno, los agricultores primitivos son a menudomenospreciados por los sectores sociales altos.

Otro elemento a considerar en esta visión histórica es el de la influencia del cultivo del suelo en lapercepción que se ha tenido del mismo, de donde se derivan dos conceptos importantes.

Uno primer concepto es el de la aptitud del suelo o de la tierra para la producción de cultivos, que dioorigen a numerosas clasificaciones de uso. Ya los primeros campesinos nómades conocían las tierraspara trigo, las tierras para pastos, etc., y los Griegos y Romanos de la antigüedad desarrollaron yprofundizaron tales clasificaciones. Estos conceptos se desarrollaron por prueba y error a lo largo denumerosas estaciones de cultivo y aún en la actualidad pueden ser el resultado de relacionarempíricamente los éxitos y fracasos en el cultivo. Como tales, estos conceptos no dependen delconocimiento de las propiedades intrínsecas de los suelos.

De cualquier manera es obvio que gran cantidad de agricultores habían aprendido mucho a través de lossiglos y de hecho, ya hay indicios de un conocimiento empírico de los suelos en los comienzos de lacivilización agrícola.

Así, en algunas zonas de Europa se ha observado que los asentamientos agrícolas más antiguos que seconocen se hallaban establecidos en áreas con recubrimientos profundos de loess, que aún hoy seencuentran entre las tierras agrícolas más productivas, descartándose en cambio terrenos de menorfertilidad y, por lo tanto, de menor aptitud agrícola, (Figura 1).

Figura 1.- Relación entre los depósitos de loess de Europa Central (rayado) y los asentamientos de la civilización danubiana,agricultura neolítica de 14.000 años A.C. (punteado) (Tomado de Vink, 1963).

Ing. Agr. MSc. Profesor Libre. Edafología. UDELAR. Montevideo.

El segundo concepto de importancia se relaciona con el laboreo del suelo. Cualquiera sea la fuente deenergía – humana, animal o mecánica – hay un conocimiento correlativo del consumo de energíanecesario para la preparación de la tierra. Como consecuencia, se hace mención a suelos pesados,suelos livianos, suelos pegajosos, suelos duros y decenas de otros términos locales para distinguir entrediferentes tierras de cultivo.

Algunos conceptos históricos del suelo

Al explicar el universo, Aristóteles (384 – 322 A.C.) distinguía cuatro formas elementales originadas de lamisma materia amorfa a la que un espíritu dotado de razón había modelado. Los cuatro elementos oestados de la materia eran el fuego, el aire, el agua y la tierra, portadores de cualidades "activas" comoel frío y el calor y cualidades "pasivas" como la sequedad y la humedad.

Teofrasto (371 – 286 A.C.), alumno de Aristóteles, dio al suelo el nombre de "edaphos" para distinguirlode la tierra en sentido cósmico, y distinguió en él un estrato superficial de contenido variable de humus,un subsuelo con características de capa "grasa" que aportaba nutrientes a las raíces de los pastos ohierbas y un substrato que suministraba jugos nutritivos a las raíces de los árboles. Por debajo seubicaba el reinado de la oscuridad.

Catón el Viejo (234 – 149 A.C.), prominente científico romano, desarrolló una clasificación de los suelosarables basada en su utilidad para la producción. Numerosos escritores romanos, que resultaron agudosobservadores de la naturaleza, derivaron empíricamente relaciones que servían de guía para el uso ycuidado de la tierra para la producción de alimentos y fibras. Entre ellos deben mencionarse a Varrón,Columela y Plinio el Viejo.

A la caída del Imperio Romano, la ciencia de los suelos agrícolas se estancó y fueron muy pocas lascontribuciones producidas hasta mediados del siglo XIX, cuando se propusieron nuevas clasificacionesutilitarias.

Con el desarrollo de la química agrícola durante el siglo XIX, se aprendió más acerca de los suelos,aunque no fue sino casi a fines de ese siglo que se llegó a coordinar el conocimiento acerca de lossuelos ganado por los agricultores con el obtenido por la química agrícola, la biología y la geología.

Hasta entonces ello no había sido posible porque se carecía de un concepto unificado del suelo en símismo. Con muy pocas excepciones, las nociones del suelo que poseían los investigadores en lamateria, se basaban en conceptos derivados principalmente de las ideas del célebre químico alemánLiebig, modificadas por químicos agrícolas y fisiólogos vegetales, quienes trabajaron con muestras desuelo en laboratorios e invernáculos y en pequeños lotes de campo.

Muy raramente, en esa época, se examinaban los suelos por debajo de la capa trabajada en el curso deun laboreo normal. La concepción dominante del suelo se resuma en la "teoría del balance" de lanutrición vegetal o en la idea de que "el suelo era como un banco". Se consideraba así a los suelos comoreservorios más o menos estáticos de nutrientes vegetales que podían ser utilizados por las plantas peroque debían reponerse conforme eran extraídos.

Es indudable que las cantidades de nutrientes extraídos del suelo por los cultivos y las devueltas a él pormedio de fertilizaciones, estercoladuras y encalados son de gran importancia para la comprensión de laproductividad del suelo, pero se necesita mucho más para lograr entender a los suelos y susnecesidades de manejo. De hecho, esta teoría tiene poco valor para formular pronósticos derendimientos.

Los geólogos generalmente aceptaron esta noción de la fertilidad y simplemente "llenaron" el reservorioque en su concepto era el suelo, con rocas desintegradas de diferentes tipos: granito, arenisca, caliza,etc. No obstante, fueron más lejos y señalaron cómo los procesos de meteorización habían modificadoesos materiales y cómo los procesos geológicos de formación del paisaje los habían utilizado en elmodelado de las formas terrestres, tales como llanuras aluviales, terrazas fluviales y marinas, mantos deloess, dunas arenosas, morrenas glaciales, etc.

A fines del siglo XIX, algunos investigadores del Departamento de Agricultura de EE.UU. habíanconstatado las grandes variaciones existentes entre suelos naturales y habían verificado que estasvariaciones eran persistentes y en modo alguno debidas a los efectos del uso agrícola. Justamente, ellevantamiento o mapeo de suelos se inició en aquel país como respuesta a la necesidad sentida de

ayudar a los agricultores a decidir qué cultivos y qué practicas de manejo eran mejores para los tipos desuelo de sus fincas, una vez que estos estaban definidos y delineados en una carta o mapa de suelos.

En los primeros levantamientos, los suelos se concebían como productos de la meteorización de lasrocas, definidos por la forma del paisaje y su composición litológica. De hecho, muchos de los primerosedafólogos de campo estaban entrenados en geología, ya que únicamente los geólogos conocían losmétodos de campo y el método científico de correlación apropiado a tal estudio.

Muy poco después de iniciado el levantamiento de campo en EE.UU. resultó evidente que muchascaracterísticas importantes del suelo no estaban relacionadas de una manera definida con la formageneral del paisaje ni con el tipo de roca. Se notó en cambio, que suelos pobremente drenados teníancaracterísticas diferentes que aquellos naturalmente bien drenados y que los suelos situados enpendientes eran diferentes a los que ocurrían en planicies. Asimismo, sobre materiales geológicos decomposición similar, que cubrían grandes extensiones, se desarrollaban en las diferentes zonasclimáticas y bióticas suelos marcadamente contrastantes. De todas maneras, aún durante varios añosdominó el punto de vista geológico en el trabajo de campo y la teoría del balance de la nutrición vegetalen el laboratorio.

Mientras esto sucedía, y desde 1870, en Rusia se venía desarrollando un nuevo concepto de suelo. Losresultados de estos trabajos no llegaron a conocimiento de los investigadores de Europa Occidental y deEE.UU. hasta bien entrado el siglo XX, mediante la publicación del libro de K. D. Glinka "Los GrandesGrupos de Suelos del Mundo y su Desarrollo", traducido del ruso al alemán y luego, del alemán al inglés.

En el concepto ruso, desarrollado originalmente por Dokutchaiev y elaborado luego por su discípuloSibirtzev y otros investigadores, los suelos eran considerados como cuerpos naturales independientes,cada uno con una morfología única resultante de una combinación, también única, de clima, materiaviviente, material geológico, relieve y tiempo. La morfología de cada suelo, expresada en su perfil,reflejaba la acción combinada del conjunto particular de factores genéticos responsables de sudesarrollo.

Este era un concepto revolucionario, tan importante para la ciencia del suelo como la anatomía para lamedicina. A partir de él, el edafólogo no necesitaba ya depender totalmente de las deducciones hechas apartir de la naturaleza geológica de las rocas, el clima u otros factores ecológicos, consideradosindividual o colectivamente, sino que con tal base podría ir directamente al suelo mismo y ver laexpresión de todo ello integrada en su morfología.

Este concepto hizo no solamente posible sino necesario considerar las características del suelo en formacolectiva, en términos de un cuerpo completo, y no en forma individual. En resumen, tal concepto hizoposible la existencia de la ciencia del suelo como una disciplina independiente y bien individualizada,aunque obviamente relacionada a otras como la geología, la química, la física y la biología.

El concepto de suelo fue luego revisado y gradualmente ampliado aunque esta revisión no fue tandrástica o innovadora como la anterior. El énfasis mayor se había hecho sobre el perfil del suelo o sea lasecuencia de capas u horizontes que lo constituyen, sucediéndose desde la superficie hasta el materialgeológico no modificado por los procesos de formación del suelo. Pero los perfiles de suelo ocupan sólopuntos en la superficie de la tierra, mientras que los suelos, considerados como cuerpos naturales,tienen ancho y largo así como profundidad. Por ello, los estudios morfológicos comenzaron a extendersede hoyos aislados a zanjas largas o series de hoyos sobre un área de suelo y es así que la morfología decada suelo, considerado como cuerpo tridimensional, está expresada por una variedad de perfilesalrededor de uno que se considera modal y no por un perfil único y ni siquiera por uno típico.

COMPOSICION DEL SUELO

INTRODUCCION

La composición del suelo se relaciona con la Geoquímica de la porción de la corteza terrestre expuesta ala atmósfera y sujeta a las influencias bióticas. La corteza terrestre contribuye con material mineralmientras que los organismos introducen el componente orgánico en los suelos, originándose así los dostipos de materiales que constituyen la fase sólida de los suelos: la materia mineral y la materia orgánica.

El contenido de materia mineral presente en diferentes suelos puede ser muy variable, pudiéndosemencionar los rangos siguientes:

hasta más de 99 por ciento en suelos muy arenosos;

95 a 97 por ciento en muchos suelos productivos de textura intermedia;

alrededor de 92 por ciento en suelos oscuros, bien drenados;

60 a 80 por ciento en muchos suelos pobremente drenados; y

5 a 60 por ciento en turbas y suelos semiturbosos.

Las fases sólidas (mineral y orgánica) frecuentemente constituyen sólo alrededor del 50% del volumendel suelo, mientras que la solución y el aire del suelo ocupan la otra mitad (figura 2).

Figura 2.- Composición del suelo en base volumétrica.

La densidad de la materia orgánica del suelo es de aproximadamente 1,1 a 1,5 g cm-3 , en tanto que lade la materia mineral es de 2,7 g cm-3 en promedio, por lo cual un contenido relativamente bajo demateria orgánica en el suelo, expresado en porcentaje en peso, (por ejemplo 5%), ocupa un espaciosignificativamente mayor cuando se le expresa en porcentaje en volumen de los sólidos (ver figura 2).

Las fases líquida y gaseosa en conjunto constituyen alrededor de la mitad del volumen del suelo y susproporciones relativas varían rápidamente a medida que la fase líquida (el agua del suelo) drena o esutilizada por las plantas.

La fase gaseosa, que a menudo ocupa la cuarta parte del volumen del suelo, está compuestaaproximadamente por 80% de nitrógeno, como en el aire atmosférico, siendo el 20 por ciento restanteprincipalmente oxígeno. El aire del suelo de los suelos bien drenados contiene menos de 0,1% de CO2,pero esta cifra puede llegar a 5 o 10% cuando la aireación es pobre.

Los suelos son una parte dinámica del ciclo geomórfico terrestre que incluye meteorización superficial,erosión, deposición, hundimiento, diagénesis, metamorfismo, levantamiento y desarrollo de montañas.La composición química y mineralógica de los suelos influye en la de las rocas sedimentarias de lascuales forma parte el material erosionado del suelo, así como las rocas que sirven de material parentaldel suelo influyen, a su vez, la composición química y mineralógica de éste.

Otros factores tales como el clima, los organismos vivos, la topografía y el tiempo influyensignificativamente sobre la composición de los suelos controlando las reacciones de meteorización quealteran los minerales de la roca parental. No obstante, la mayoría de los suelos revelan, a través de lacomposición química de sus minerales constituyentes, la naturaleza de su roca parental original debido ala interacción de la composición, la textura y la susceptibilidad a la lixiviación de la roca con los otrosfactores de formación del suelo.

Al considerar la composición química de los suelos es útil, por lo tanto, revisar la composición química dela corteza terrestre, tanto en lo que tiene que ver con los elementos químicos en sí mismos, como a laasociación de estos en rocas y minerales.

COMPOSICION DE LA CORTEZA TERRESTRE

La composición química de los primeros 16 km de la corteza terrestre se caracteriza por el predominio deSi, Al, O y Fe, los que constituyen el 87% del total. A esos cuatro elementos les siguen en importanciaCa, Mg, Na y K, que junto a aquellos son los únicos que participan en más de un 1% en la constituciónde la corteza terrestre. En menor proporción se encuentran Ti, P, Mn, S, Cl y C.

Los 80 elementos químicos que constituyen la mayoría de las rocas se presentan en aproximadamente2.000 minerales, pero de éstos solamente unas pocas docenas son de real importancia comocomponentes de las rocas superficiales.

Cuadro 1.- Composición química media de la corteza terrestre. (% en peso)

Elemento, % Oxido, %

O 46,5 SiO2 59,07

Si 27,6 Al2O3 15,22

Al 8,1 Fe2O3 3,10

Fe 5,1 FeO 3,71

Ca 3,6 CaO 5,10

Mg 2,1 MgO 3,45

Na 2,8 Na2O 3,71

K 2,6 K2O 3,11

Ti 0,6 Ti2O 1,03

P 0,12 P2O5 0,30

Mn 0,09 MnO 0,11

S 0,06 H2O 1,30

Cl 0,05

C 0,04

Fuente: Jackson (1965).

En el cuadro 1 se indica la composición media de la corteza terrestre, expresada en porcentaje de cadaelemento y de sus óxidos, que es la forma de expresión más común.

Un elemento, el oxígeno, constituye más del 90% del volumen de la corteza terrestre y por ello lageoquímica de la corteza se refiere a cationes entremezclados en este volumen de oxígeno. El cuadro 1muestra también que la sílice y la alúmina representan 59 y 15% respectivamente de la corteza, yporcentajes similares de estos constituyentes están presentes en muchos suelos y sedimentos.

El cuadro 2 muestra la composición de diversos tipos de rocas; de su observación se concluye que comolas rocas ígneas (incluyendo las metamórficas de origen ígneo) representan el 95% de la corteza, lacomposición de estas y de aquella son casi idénticas. Pero como lo indica el mismo cuadro, existendiferencias substanciales entre rocas ígneas y sedimentarias o entre diferentes clases de cada una deéstas.

Cuadro 2.- Composición química de algunas rocas, % (*)

Elemento

(como óxido)

Igneas

(95%)

Granito

(ácida)

Sienita

(subácida)

Gabro

(básica)

Pizarra

(4%)

Arenisca

(0,75)

Caliza

(0,25)

SiO2SiO2 59,12 70,20 60,20 48,20 58,11 78,30 5,19

Al2O3 15,34 14,50 16,30 17,90 15,04 4,76 0,81

Fe2O3 3,08 1,60 2,70 3,20 4,02 1,08 0,54

FeO 3,80 1,80 3,30 6,00 2,45 0,30 0,00

TiO2 1,05 0,39 0,67 0,97 0,65 0,25 0,06

CaO 5,08 2,00 4,30 11,00 3,10 5,50 42,57

MgO 3,49 0,88 2,50 7,50 2,44 1,16 7,89

MnO 0,12 0,12 0,14 0,13 tr tr 0,05

K2O 3,13 4,11 4,50 0,89 3,24 1,32 0,33

Na2O 3,84 3,50 tr 2,60 1,30 0,45 0,05

CO2 0,10 tr tr tr 2,63 5,04 41,54

P2O5 0,30 0,19 0,28 0,28 0,17 0,08 0,04

SO3 - - tr tr tr 0,65 0,07 0,05

S 0,05 tr tr tr - - - - 0,09

H20 tr tr tr tr 4,99 1,65 0,77

Fuente: Fassbender (1975).

(*) Los números entre paréntesis indican el porcentaje de estas rocas en la corteza terrestre. En elporcentaje de las rocas ígneas se incluye a las metamórficas de origen ígneo.

En una somera revisión es conveniente recordar algunas características importantes de los principalestipos de rocas.

Rocas ígneas

Su composición varía desde las feldespáticas y cuarzo-feldespáticas, de color claro, hasta las máficas(de color oscuro) y ricas en minerales de hierro y magnesio. Todas resultan del enfriamiento de magmaso sea coladas de silicatos. Si el enfriamiento es lento, como ocurre a gran profundidad, las rocasformadas son plutónicas, de grano grueso, pero si ocurre rápidamente en la superficie (como en unaerupción volcánica), las rocas resultantes son efusivas, de grano fino.

Entre las rocas plutónicas, los granitos y granodioritas son mucho más abundantes que todas lasrestantes combinadas, en tanto que entre las volcánicas predominan los basaltos y andesitas básicas.

La asociación de minerales en estas rocas resulta de las secuencias de cristalización según latemperatura, representada por Bowen según el siguiente esquema:

Los minerales de alto punto de fusión cristalizan primero, dando cristales grandes (fenocristales). En elotro extremo, el enfriamiento muy rápido de derrames volcánicos puede impedir la cristalización deminerales formándose vidrio.

Las diferencias en textura, en estructura y en composición química de estas rocas tienen una influenciamarcada sobre la composición elemental y mineralógica del material parental del suelo y de los suelosdesarrollados sobre él.

La composición elemental de las rocas controla frecuentemente la naturaleza de los mineralessecundarios formados e influye en la composición iónica de las soluciones acuosas en contacto con losgranos minerales.

Rocas metamórficas

El calor y la presión al operar sobre rocas ígneas y sedimentarias forman las rocas metamórficas, una decuyas características más visible y frecuente es la esquistosidad.

El gneiss es una roca metamórfica bandeada o laminada de composición mineralógica similar al granito.Los micaesquistos son foliados y de grano fino; se alteran rápidamente a través de los clivajesoriginando suelos ricos en vermiculita y cuarzo. Las pizarras se producen por compresión y alteración deesquistos y lodos, formándose rocas de grano fino con mica y cuarzo. El mármol es una calizametamorfoseada, en tanto que la cuarcita es arenisca metamorfoseada y enriquecida en síliceintersticial, lo que la hace una de las rocas más resistentes a la meteorización.

Otras rocas metamórficas importantes aunque de menor ocurrencia son las anfibolitas, esquistosanfibólicos y cloritoesquistos.

Rocas sedimentarias

Las rocas sedimentarias tienden a acumularse cerca de la interfase de la corteza con la hidrósfera y laatmósfera, y así cubren alrededor de las 3/4 partes de la superficie continental de la tierra, unaproporción como material parental de suelos mucho mayor que como componente de la corteza (16 kmde espesor). Este hecho geomórfico es de gran importancia para los suelos porque la mayor superficieespecífica de los granos minerales y la naturaleza general de las rocas sedimentarias - menosconsolidadas que las ígneas - permite una invasión biótica más rápida y un desarrollo, también másrápido, de suelos más profundos y productivos sobre rocas sedimentarias.

Las rocas sedimentarias pueden ser de origen marino o continental y el agente de transporte de lossedimentos puede ser el agua, el viento, el hielo o la gravedad. Se clasifican en esquistos (depositadospor el agua), areniscas (fluviales o eólicas) y calizas (de precipitación química u origen biológico comolos corales). Algunos sedimentos terrestres modernos de importancia en la formación de suelos son losmateriales glaciares, loess, dunas, cenizas volcánicas y sedimentos fluviales y lacustres.

Las rocas sedimentarias se originan, en buena medida, por meteorización de rocas antiguas (ígneas,metamórficas o sedimentarias), transporte de los productos de alteración y sedimentación de losmismos. A consecuencia de esa meteorización, disminuye el contenido de minerales alterables yaumenta el de los resistentes, a la vez que aparecen minerales de neoformación. Ello se aprecia en elcuadro 3 que muestra que el contenido de feldespatos baja de 60% en las rocas ígneas a 30% en losesquistos y 12% en las areniscas. El cuarzo en cambio pasa de 12 a 22 y 67% respectivamente.

Cuadro 3. Composición mineralógica media de rocas ígneas y sedimentarias

Constituyente mineral Roca ígnea, % Esquisto, % Arenisca, %

Feldespatos 59,5 30,0 11,5

Anfíboles y piroxenos 16,8 - - +

Cuarzo 12,0 22,3 66,8

Micas 3,8 - - +

Minerales de titanio 1,5 - - +

Apatito 0,6 - - +

Arcilla - - 25,0 6,6

Limonita - - 5,6 1,8

Carbonatos - - 5,7 11,1

Otros minerales 5,8 11,4 2,2

COMPOSICION QUIMICA DEL SUELO

El análisis químico elemental de los suelos - por fusión del suelo a alta temperatura y determinación delos óxidos resultantes - ha sido en el pasado uno de los criterios más importantes para clasificarlos ypara interpretar su génesis y evolución. Actualmente, este análisis se hace en forma esporádica ygeneralmente con otros objetivos, ya que las técnicas modernas de análisis mineralógico permitenobtener una visión mucho más real, precisa y completa acerca de la composición del suelo, así como dela distribución y asociación de los minerales constituyentes.

Para los fines de este curso es importante conocer que a través de los procesos de formación del suelo(edafogénesis), la composición química elemental de las rocas parentales cambia más o menospaulatinamente. Se produce una acumulación de materia orgánica con enriquecimiento de C y N,disolución de sales con pérdida por lixiviación de sus elementos constituyentes y alteración,transformación y síntesis de minerales; asimismo se observa un aumento del agua de hidratación.

De todas maneras, estos procesos, sumados a la variabilidad química de las diferentes rocas, dan comoresultado grandes diferencias en la composición elemental de los diferentes suelos. Ello se ilustra en elcuadro 4 donde se presenta información sobre la composición química elemental de varios sueloscontrastantes, tanto en cuanto al grado de meteorización y tipo de desarrollo del perfil como a lanaturaleza de la roca madre.

El Cryoll, desarrollado sobre depósitos glaciales de textura media es característico de las estepas declima templado fío. La sílice aparece en porcentajes normales, para este tipo de suelo y de materialgeológico, y que coinciden, además, con la media de la corteza terrestre (cuadro 1). Lo mismo ocurrecon la alúmina y otro tanto puede decirse de las bases alcalinas y alcalinotérreas, debiéndose señalarque el incremento del calcio en profundidad se debe a la ocurrencia de carbonatos libres de origenedáfico.

Cuadro 4. Composición química total de diversos suelos (óxidos en % en peso)

HORIZONTE SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO K2O Na2O TiO2 P2O5

1. Cryoll (JUL) *

A 69,3 11,4 3,8 1,6 0,9 1,8 1,1 0,5 0,2

B 53,4 10,2 3,7 13,4 2,0 1,4 0,8 0,5 0,2

C 57,6 10,4 3,9 10,5 2,4 1,6 0,9 0,5 0,2

2. Espodosol (EE.UU.) *

E 95,5 2,1 0,2 0,2 tr 1,0 0,2 0,1 0,01

B 87,4 4,9 0,8 0,3 0,01 2,0 0,2 0,2 0,06

C 93,0 3,8 0,5 0,2 0,02 1,7 0,4 0,1 0,02

3. Oxisol (Hawai) *

18 – 48 cm 17,2 18,5 38,9 0,6 0,6 0,6 0,4 6,3 0,2

48 – 78 cm 14,7 21,5 37,0 0,7 0,5 0,5 0,4 3,9 0,3

> 78 cm 18,3 24,6 32,0 0,8 0,6 0,2 0,4 3,9 0,3

4. Oxisol (Indonesia) *

Suelo 35,1 28,3 25,1 0,3 0,3 0,2 0,04 2,0 Nd

Roca – 50,8 16,2 9,4 8,3 8,4 1,2 3,5 1,5 Nd

basalto

5. Vertisol (Uruguay)

A1 62,7 16,3 14,4 nd Nd nd nd nd Nd

A2 63,6 15,6 12,8 nd Nd nd nd nd Nd

C 57,0 18,2 13,7 nd Nd nd nd nd Nd

6. Litosol (Uruguay)

A 49,8 18,4 25,4 nd Nd nd nd nd Nd

Fuente: 1, 2, 3: Jackson (1965); 4 Mohr y Van Baren (1954); 5 y 6: Alvarez y Velozo (1974).

* Los suelos 1, 2, 3 y 4 están clasificados según la taxonomía de EE.UU.

El Espodosol se desarrolla sobre arenas y de allí su elevado tenor de sílice y su bajo contenido en losrestantes elementos. La disminución de SiO2 en el horizonte B es esencialmente relativa y se debe alaumento de Al2O3 y Fe2O3, eliminados del horizonte E por procesos edafológicos y precipitados en el B,lo que produce un aumento real del contenido de sesquióxidos en este horizonte.

Los Oxisoles de Hawai e Indonesia (perfiles 3 y 4) difieren sensiblemente de los anteriores por lanaturaleza del material parental (rocas volcánicas básicas) y por su avanzado grado de meteorización.En las condiciones de clima tropical húmedo en que ambos se han desarrollado, la alteración provocóuna intensa pérdida de SiO2 (obsérvense los bajos contenidos de SiO2 y, sobre todo, la diferencia endicho componente entre la roca y el suelo en el perfil 4) y un enriquecimiento relativo en sesquióxidos.También son bajos los tenores de bases, liberadas en forma soluble durante la alteración y eliminadospor lavado por las aguas meteóricas.

El Vertisol de Uruguay se ha desarrollado bajo clima templado y de allí se contenido de SiO2, típico deeste clima. Los tenores de Al2O3 y Fe2O3 son elevados (compáreselos con los del suelo 1, Cryoll) peroello se debe a la naturaleza basáltica de la roca madre, rica en dichos elementos.

El Litosol de Uruguay, también derivado de basalto difiere sin embargo claramente del suelo anterior, yaque parece haber perdido sílice en cantidad significativa, observándose en cambio un enriquecimientorelativo en alúmina y, sobre todo, en óxido de hierro. Ello indicaría una meteorización más intensa,producida probablemente en un clima anterior, más cálido y tal vez más húmedo.

En términos generales, los óxidos combinados de silicio, aluminio e hierro constituyen el 90% o más dela materia mineral de la mayoría de los suelos.

En los suelos calcáreos, algunos horizontes pueden contener hasta 20 a 50% de CaCO3.

Los óxidos de hierro, aluminio y titanio aumentan sensiblemente en los suelos muy meteorizados de lostrópicos, como se vio en el cuadro 4.

Los óxidos de los cationes alcalinos y alcalinotérreos constituyen en conjunto 5 a 7% de muchos suelosde la región húmeda. Los óxidos de manganeso, fósforo y azufre generalmente no llegan al 1% de loscomponentes minerales.

ELEMENTOS ESENCIALES

Comenzando con los trabajos de Liebig y otros científicos del siglo XIX, la investigación ha demostradoque ciertos elementos son esenciales para el crecimiento vegetal y que cada elemento debe estarpresente en un rango específico de concentración para un crecimiento óptimo de las plantas. Si laconcentración de un elemento dado en la zona radicular es demasiado baja ocurrirá una deficiencia deese elemento y el crecimiento se verá restringido. Asimismo, si la concentración en esa zona esdemasiado alta podrá ocurrir toxicidad y el crecimiento se verá igualmente limitado.

Se ha encontrado que unos 17 elementos son universalmente esenciales para el crecimiento vegetal.Tres de ellos provienen del aire y del agua y catorce de los sólidos del suelo (cuadro 5). Seis de loscatorce son utilizados en cantidades relativamente grandes y se denominan macronutrientes (N, P, K,Ca, Mg, S).

Cuadro 5. Elementos esenciales para las plantas y sus fuentes

Utilizados en cantidades relativamente grandes Utilizados en cantidadesrelativamente pequeñas

Del aire y del agua De los sólidos del suelo De los sólidos del suelo

Carbono Nitrógeno Hierro

Hidrógeno Fósforo Manganeso

Oxígeno Potasio Boro

Calcio Molibdeno

Magnesio Cobre

Azufre Zinc

Cloro

Cobalto

Fuente: Brady, 1984.

Los ocho restantes, necesarios solamente en cantidades muy pequeñas se conocen comomicronutrientes. Aún cuando los micronutrientes son tan esenciales para el crecimiento vegetal como losmacronutrientes, son requeridos en cantidades tan pequeñas que la mayoría de los suelos son capacesde suministrarlos en niveles suficientes para un crecimiento normal.

Los macronutrientes nitrógeno, potasio, calcio, magnesio y azufre son absorbidos por las plantas encantidades suficientemente grandes como para compensar la capacidad de suministro de la mayoría delos suelos con relación a las necesidades de las plantas. Los agregados suplementarios a través defertilizantes proveen nitrógeno, fósforo y potasio, y en grado menor azufre. La caliza se aplicageneralmente para suplementar las necesidades de calcio y magnesio del sistema.

Las cifras incluidas en el cuadro 4 y las que se mencionarán seguidamente aportan alguna informaciónacerca del suministro potencial de elementos minerales por parte de los suelos, pero no dan indicaciónalguna acerca de la proporción de cualquiera de ellos que están disponibles para las plantas durante unaestación de crecimiento. De hecho, esta proporción es generalmente muy baja y no más de 1 - 2% de lacantidad total de la mayoría de los nutrientes en un suelo son rápidamente disponibles para la absorciónpor los vegetales. Esto es un factor de especial importancia en el estudio de los suelos y la nutrición delas plantas.

PRINCIPALES ELEMENTOS CONSTITUYENTES DEL SUELO

A continuación se discute el contenido de los principales componentes químicos de la fracción inorgánicadel suelo; las cifras que se mencionan corresponden en todos los casos, salvo aclaración en contrario, alcontenido total de cada elemento. Se considerarán solamente los constituyentes de mayor importancia(macronutrientes) y alguno de los elementos menores (micronutrientes) por su importancia en laformación y evolución del suelo (hierro). Alguno no incluido en el cuadro 5, como el titanio, se considerapor su importancia como elemento diagnóstico de la alteración química de los suelos.

Silicio

El contenido de silicio, expresado en porcentaje de SiO2, constituye la mayor parte de los suelosminerales que no han sido muy modificados químicamente en relación a las rocas de que derivan(cuadro 4, suelos 1, 2 y 5).

El contenido de SiO2 varía entre 50 y 70% de muchos suelos, valores similares a la media para lacorteza terrestre (cuadro 1). En los suelos arenosos el contenido de SiO2 es mucho mayor, tal como seobserva en el caso del suelo 2 del cuadro 4. El porcentaje de sílice puede reducirse cuando dichocomponente aparece "diluido" por niveles muy elevados de otros componentes: materia orgánica ensuelos turbosos, CaCO3 en suelos calcáreos.

Por último, la sílice puede ser agotada en muchos suelos de los trópicos húmedos sometidos ameteorización y lixiviación muy intensas (cuadro 4: suelos 3 y 4).

Aluminio

Después del oxígeno y del silicio, el aluminio es el elemento más abundante en la mayoría de rocas ysuelos. Expresado en Al2O3, alcanza 2 a 12% (cuadro 4, suelos 1 y 2) y llega a valores de hasta 60% enlateritas y suelos muy meteorizados, aunque en la mayoría de los suelos tropicales no se llega a tenorestan altos.

En los minerales de las rocas ígneas y metamórficas, el aluminio está principalmente unido a 4 ionesoxígeno en coordinación tetraédrica, como en los feldespatos, pero al avanzar la meteorización edafo-geoquímica, el aluminio adquiere progresivamente una coordinación octaédrica unido a 6 oxidrilos. Ellose representa en la figura 3, que idealiza la ecuación fundamental del ciclo de unión del aluminio en losprocesos ígneos y metamórficos y en los de meteorización edafo-geoquímica. Los filosilicatos y óxidoshidratados contienen aluminio octaédrico (parte derecha de la figura 3).

A medida que la meteorización agota el silicio en los suelos, la relación molar SiO2/Al2O3 de los coloidesdisminuye de 4 o más en suelos poco alterados a 1 o menos en los más alterados.

Figura 3. Coordinaciones tetraédrica y octaédrica del aluminio.

Hierro

El contenido de hierro, expresado en Fe2O3, alcanza a 1 - 6% en muchos suelos, lo que es más o menoscomparable con el 7% de la corteza terrestre y el 1 - 7% de varias rocas (cuadros 1 y 2).

El hierro está sujeto a concentración durante los procesos de desarrollo del suelo, lo que se observa enel cuadro 4 (suelos 3 y 4); los valores máximos se registran en las lateritas (20 -80% Fe2O3).

Altos contenidos de óxidos de hierro se asocian normalmente a una alta estabilidad de los agregados delsuelo y a una elevada porosidad. En condiciones de drenaje pobre el hierro es reducido y en presenciade materia orgánica frecuentemente se moviliza hacia posiciones más bajas en el paisaje, aunque más amenudo se acumula o se concentra en algún horizonte del perfil.

La forma principal del hierro en los suelos es como óxido, hidróxido u oxihidróxido, pero el hierro integratambién la estructura de filosilicatos importantes como la biotita, la vermiculita y algunas montmorillonitas(nontronita). Porcentajes menores de hierro ocurren en los suelos como piroxenos y anfíboles.

Titanio

El contenido de titanio de la mayoría de los suelos de regiones templadas vara entre 0,2 y 1% de TiO2

valores similares a los hallados en rocas ígneas y sedimentarias.

El titanio ocurre en los suelos en forma de pequeños cristales de óxidos libres: TiO2 (rutilo y anatasa) yFeTiO3 (ilmenita). Como los minerales de titanio son resistentes a la meteorización, el contenido de esteelemento tiende a aumentar a medida que otros elementos son eliminados (concentración residual). Ensuelos fuertemente meteorizados el contenido de TiO2 es mayor del 2% y puede llegar a 5 - 20% enalgunos Oxisoles y lateritas.

Calcio

Expresado como CaO, el calcio en los suelos varía alrededor de 1% - lo que es un nivel bajo - exceptocuando este elemento ocurre en forma de carbonato o sulfato (cuadro 4, suelo 1: horizonte B y C).

El bajo tenor de calcio en los suelos, comparado con el de las rocas, que puede llegar hasta 10% - y másde 40% en las calizas - refleja el hecho de que las sales de calcio (sulfato y carbonato) se lavanfácilmente de los horizontes superficiales de los suelos bien drenados excepto en climas áridos. El calciode las rocas ígneas y metamórficas ocurre principalmente en los feldespatos de la serie de lasplagioclasas. En los suelos, las plagioclasas ricas en calcio se alteran con relativa facilidad. Los suelosno calcáreos contienen calcio en forma de plagioclasas, augita, hornblenda y epidoto.

En muchos suelos de zonas subhúmedas o más secas es común la presencia de carbonato de calcio enlos horizontes inferiores, en los que puede llegar hasta 40 - 50%. En Uruguay los subsuelosmedianamente calcáreos poseen 5 a 10% de CaCO3, en tanto que en los fuertemente calcáreos seobservan contenidos de 10 a 20%; los suelos más lixiviados tienen hasta 1% de CaCO3 y los más ácidosno son calcáreos en ningún horizonte. El carbonato heredado del material parental es calcita (CaCO3) odolomita (CaCO3.MgCO3) en tanto que el de origen edáfico es principalmente calcita.

En algunos suelos, particularmente bajo clima árido es común la existencia de yeso (CaSO4.2H2O).

Magnesio

El contenido de magnesio, expresado en MgO, es frecuentemente menor de 1% en suelos no calcáreos,pero puede llegar hasta 2% o más en algunos suelos de estepas semiáridas.

En suelos calcáreos el magnesio ocurre generalmente en forma de dolomita (CaCO3.MgCO3), heredadadel material generador. En los suelos no calcáreos los minerales de magnesio más comunes son biotita,augita, hornblenda y montmorillonita. El ciclo de este elemento es comparable al del calcio en muchosaspectos.

Potasio

El contenido de potasio en los suelos varía entre 0,05 y 3,5% de K2O (cuadro 4), valores inferiores a lostenores de este elemento en la mayoría de las rocas (excepto calizas y rocas ígneas básicas).

La distribución del potasio en los suelos, a escala mundial, está más relacionada a las condiciones demeteorización de las micas y los feldespatos potásicos que a la composición de las rocas parentales.Muchos suelos arenosos, así como los suelos latosólicos o similares de áreas tropicales húmedas sonejemplos de suelos bajos en potasio. A veces estos suelos se formaron durante dos o más ciclos demeteorización a partir de rocas relativamente ricas en minerales potásicos. Un caso seguramente similaren Uruguay es el de los suelos rojos (Acrisoles) del extremo norte del Depto. de Rivera. En el otroextremo, suelos ricos en potasio se han desarrollado a partir de sedimentos del pleistoceno superiorpoco meteorizados, ricos en micas y feldespatos.

El potasio existe en los suelos en diferentes formas, de las cuales la más abundante es la deconstituyente de las micas y feldespatos potásicos. Dentro de estos minerales, los más importantes son

muscovita, biotita, ortosa y microclina. Dentro del grupo de las arcillas, solamente las del tipo mica (illita)poseen contenidos substanciales de potasio.

En suelos tropicales muy meteorizados, la alteración química ha agotado las reservas de mineralespotásicos primarios, por lo cual el potasio retenido en forma iónica por las arcillas y los coloidesorgánicos, aunque muy bajo, puede ser casi la única reserva de este elemento en el suelo.

Sodio

El contenido de Na, expresado en Na2O, varía entre 0,1 y 1% en muchos suelos (cuadro 4), lo querepresenta un valor muy inferior al de 3,7 % en la corteza terrestre, pero muy similar al de las rocassedimentarias (0,05 - 1,3%) según se observa en el cuadro 2. Esta disminución del contenido de Na2Oen los suelos y sedimentos refleja el efecto de la meteorización de los minerales de sodio, principalmenteplagioclasas. A su vez, el alto contenido de sodio en las aguas oceánicas refleja el lavado del sodiosolubilizado durante la meteorización de los minerales del suelo.

Aparte de las plagioclasas como la albita o miembros próximos de la serie, otros minerales de sodio queocurren en suelos bien lixiviados, aunque en menor proporción, son algunas micas, piroxenos yanfíboles. En los suelos salinos, frecuentes en tierras áridas, el sodio ocurre también como NaCl,Na2SO4 y a veces como Na2CO3 (suelos alcalino-salinos), lo que es indicativo de una muy débillixiviación, ya que sales tan solubles como las citadas no han sido eliminadas del suelo.

Carbono

Un rasgo esencial que diferencia a los suelos de muchos materiales geológicos es la presencia demateria orgánica en los primeros. La cantidad y las propiedades de la materia orgánica contribuyen adeterminar los procesos de formación de suelo así como sus propiedades bioquímicas, químicas yfísicas y su fertilidad. La materia orgánica afecta la composición y la movilidad de los cationes adsorbidosasí como el color del suelo, el balance de calor, la densidad aparente (o en masa), la consistencia y ladensidad real (o de partículas) de la fase sólida. La influencia global de la acumulación de materiaorgánica generalmente conduce a una mayor fertilidad, con lo cual el mayor contenido resultante dehumus a menudo sirve como un primer indicador de suelos fértiles. Además de los cambios inducidos enlas propiedades del suelo, los componentes del humus y el nivel de productividad pueden tener unainfluencia fisiológica directa sobre las plantas así como sobre la actividad biológica del suelo.

La materia orgánica, también referida como humus, se define como la fracción orgánica del suelo,excluidos los restos animales y vegetales no descompuestos. Sin embargo, como la estimación de lamateria orgánica incluye generalmente sólo los materiales orgánicos que pasan por un tamiz de 2 mm,es difícil estimar cuantitativamente el contenido de materia orgánica de un suelo. La materia orgánicapuede dividirse en sustancias húmicas y no húmicas, de las que las húmicas constituyen la mayorproporción en la mayoría de los suelos. Los materiales húmicos incluyen el ácido húmico (AH), el ácidofúlvico (AF) y la humina. Las sustancias húmicas se separan en estas tres fracciones principales sobre labase de su solubilidad en álcalis y ácidos. La fracción AH es soluble en álcali diluido pero precipita poracidificación del extracto alcalino y el AF es la fracción que permanece en solución cuando el extractoalcalino es acidificado, o sea que es soluble tanto en ácidos como en álcalis diluidos. La humina es lafracción que no puede ser extraída del suelo por álcalis ni ácidos diluidos. Las sustancias no húmicasincluyen aquellas sustancias con características físicas y químicas aún reconocibles, por ejemplo loscarbohidratos, proteínas, péptidos, aminoácidos, grasas, ceras y compuestos orgánicos de bajo pesomolecular. Muchas de estas sustancias son poco persistentes en el suelo porque son fácilmenteatacadas por los microorganismos.

El carbono es el componente mayor de la materia orgánica del suelo y es importante como fuenteprincipal de CO2. El humus es a su vez un reservorio de C sensible a los cambios en el clima y en lasconcentraciones del CO2 atmosférico. El C orgánico se encuentra en las células de los microorganismos,en los residuos de vegetales y animales en diversos estados de descomposición y en compuestos casiinertes y altamente carbonizados como el carbón vegetal o el grafito.

Como componente principal de la materia orgánica del suelo, la determinación del C orgánico sirve comodeterminación indirecta de la materia orgánica usando un factor de corrección aproximado. El factor "VanBemmelen" de 1,724 se ha utilizado durante muchos años para tal fin y se basa en la aceptación de quela materia orgánica contiene 58% de C orgánico. La bibliografía indica que la proporción de C orgánicoen la materia orgánica del suelo para un conjunto de suelos es muy variable, por lo cual todo factorconstante que se seleccione es solamente una aproximación. Diversos estudios han indicado que paralos subsuelos debería usarse un factor mayor que para los horizontes superficiales. Estos últimos

raramente poseen un factor menor de 1,8 y con frecuencia varía entre 1,8 y 2,0. En subsuelos seconsidera más adecuado un valor medio para el factor 2,5.

De todas maneras, el factor 1,724 ha sido incorporado en la mayoría de los países como valor estándarpara la conversión de C orgánico a materia orgánica. Pero a su vez, tomando en consideración que elfactor no es preciso, se ha hecho cada vez más habitual determinar el contenido de C orgánico yexpresarlo como tal, en porcentaje en peso, sin convertirlo a materia orgánica. La determinación en ellaboratorio se basa en la oxidación del C orgánico con dicromato de potasio (método de Walkley –Black), generalmente sin aplicación de calor externo. Este método, utilizado casi sin excepción en todoslos laboratorios de suelos, determina las formas más activas del mismo pero no alcanza a oxidarcompletamente estos compuestos y sus autores establecieron, ya en 1934, que el método recuperabaaproximadamente el 76% del C orgánico. Por ello propusieron un factor de corrección de 1,32 paraincluir el C orgánico no recuperado y otros autores incluso señalaron que el porcentaje de recuperaciónen una amplia gama de suelos variaba entre 63 y 86%, por lo cual el factor debería variar entre 1,16 y1,59.

Por lo expuesto, la determinación del C orgánico del suelo es en realidad una estimaciónsemicuantitativa, aunque no superada por ningún otro procedimiento más satisfactorio en cuanto altiempo necesario de trabajo de laboratorio y a la precisión del resultado obtenido.

En Uruguay, como en la mayoría de los laboratorios de suelos, se usa el método de Walkley – Blackmencionado y en años recientes se ha comenzado a expresar el resultado como porcentaje en peso deC y no de materia orgánica, a efectos de no introducir más de un factor de corrección, teniendo encuenta que ninguno es muy preciso y que cuantos más se incluyan, menos preciso es el dato obtenido.De todas maneras, cuando se desea convertir el dato de C a materia orgánica se utiliza el factor VanBemmelen de 1,724 por el cual debe multiplicarse el porcentaje de C para obtener el contenido estimadode materia orgánica.

Otra forma de presentar el contenido de C orgánico de los suelos, y cuyo uso es cada vez más frecuenteen algunos estudios, es a través del "índice de acumulación" que expresa el contenido de C en unidadesde masa por unidad de superficie y hasta una determinada profundidad. El caso más frecuente es el deexpresar el contenido de C orgánico en kilogramos de C por metro cuadrado en un espesor de un metro,aunque también puede expresárselo hasta profundidades menores. Para calcular el índice deacumulación se aplica la ecuación 1:

Ecuación 1:

donde:

KgC/m2 = Kilogramos de C orgánico por metro cuadrado en el horizonte considerado;

Ptco = Porcentaje en peso de C orgánico en el horizonte;

0,1 = factor de conversión (constante);

Dap = Densidad aparente (en masa) del horizonte;

Hcm = Espesor del horizonte en cm;

Cm = Factor de conversión por fragmentos gruesos. Si no los hay, Cm = 1

El índice de acumulación en un espesor de 1 m, por ejemplo, se calcula sumando los valores obtenidoscon la Ecuación 1 para el conjunto de horizontes situados entre la superficie del suelo y 1 m deprofundidad. El mismo procedimiento se utiliza para calcular el índice de acumulación en otros espesoresdel suelo, como el de la capa arable (generalmente 20 cm) o cualquier otro, en función del objetivo delcómputo.

Fósforo

El contenido de fósforo de la mayoría de los suelos minerales se encuentra entre 0,02 y 0,2 de P2O5; unamedia de 0,12% es representativa de los suelos, valor inferior al encontrado en la corteza terrestre engeneral y en las rocas ígneas en particular.

Aproximadamente la mitad del fósforo del suelo ocurre en combinación con la materia orgánica de loshorizontes superficiales y el resto ocurre en combinaciones inorgánicas.

La fracción orgánica del fósforo se encuentra en el humus y otros materiales orgánicos y en los suelospropiamente orgánicos el contenido de fósforo puede ser sensiblemente mayor a los valoresanteriormente mencionados, llegando a cifras de 2 a 4,5%, de la ceniza de algunas turbas. En sueloscalcáreos el fósforo ocurre principalmente como fosfatos de calcio, de los cuales el principal es lafluorapatita [Ca10(PO4)6F2). Al avanzar la meteorización y desarrollarse la acidez en los suelos, el fosfatose une crecientemente a los iones hierro y aluminio liberados por alteración de los silicatos. En suelostropicales ferruginosos muy meteorizados parte del fosfato queda ocluido por oxihidróxidos de hierro.

En suelos de condiciones reductoras, en ausencia de oxígeno, se forma el mineral vivianita[Fe3(PO4)2.8H2O] que, siendo soluble, puede translocarse a niveles inferiores del perfil del suelo.

Las transformaciones del fósforo en el suelo y las condiciones de acidez y aireación que las controlanson de gran importancia en la nutrición de las plantas porque de ellas depende la asimilabilidad de esteelemento por las plantas. Por ello el tema será considerado específicamente en el curso de Fertilidad deSuelos.

La fracción del P del suelo utilizable por las plantas, designada como P disponible, es apenas unaproporción muy menor del P total contenido en el suelo, pero esa forma es de la mayor importancia parael crecimiento vegetal y la que habitualmente se determina al evaluar la capacidad de suministro de estenutriente a las plantas por parte del suelo.

Nitrógeno

La cantidad de nitrógeno total del suelo varía generalmente entre 0,06 y 0,5% en la capa superficial demuchos suelos y está estrechamente relacionada a la cantidad de materia orgánica, de la cual el Nconstituye alrededor del 5%. Su contenido puede ser de apenas 0,02% en subsuelos y de hasta 2,5% enturbas. Las formas minerales de N (nitritos, nitratos y amonio) disponibles para las plantas sóloconstituyen normalmente menos de 1% del nitrógeno total de los suelos minerales. Una porción del Nmineral no es disponible para las plantas por estar fijada en forma de NH4

+ en minerales arcillosos deltipo mica en los que reemplaza iones K+. Por lo tanto, la capacidad de fijación de NH4

+ es sensiblementemayor en illitas (hidromicas) y vermiculitas que en caolinitas y esmectitas.

El N orgánico es la forma más abundante de este elemento en el suelo y Keeney y Gregg señalan que lamateria orgánica del suelo contiene 2.000 a 12.000 kg de N ha-1; 100 a 500 kg de N ha-1 están fijados ala arcilla y menos de 100 - y normalmente menos de 50 kg N ha-1 - se encuentran en formas mineralesdisponibles para las plantas.

El nitrógeno mineral fijado en las arcillas se encuentra en forma de NH4+.

El nitrógeno es ubicuo en el ambiente y es continuamente reciclado entre las plantas, los organismos delsuelo, la materia orgánica del suelo, el agua y la atmósfera. El N es uno de los nutrientes vegetales másimportantes y forma algunos de los compuestos más móviles en el sistema suelo-cultivo y, como tal, serelaciona frecuentemente con problemas de calidad de aguas.

Azufre

El azufre ocurre en los suelos tanto en forma orgánica como mineral. En los horizontes superficiales bienlixiviados, gran parte del azufre se encuentra combinado con la materia orgánica. En regiones húmedastempladas, los suelos tienen normalmente 50 a 500 ppm de sulfatos solubles en agua y 100 a 1500 ppmde sulfato total.

Las lluvias pueden agregar hasta 65 - 70 kg de azufre por hectárea en zonas urbanas e industriales perosolamente unos 12 kg ha-1 en áreas rurales o poco pobladas. Las aguas de riego son otra fuente deincorporación de azufre a los suelos.

CLASIFICACION ESTRUCTURAL DE LOS SILICATOS

Según el grado de polimerización y el número de oxígenos compartidos por los tetraedros - unidadestructural básica - la estructura de los silicatos puede consistir de tetraedros independientes, grupostetraédricos múltiples independientes, cadenas simples o dobles, hojas (láminas) o armazonestridimensionales.

En el cuadro 6 se presenta la clasificación estructural de los silicatos que se discute seguidamente.

Cuadro 6. Clasificación de los silicatos.

CLASE DISPOSICION DE LOS TETRAEDROS DESiO4

PROPORCION

Si:O

EJEMPLOS

DE

MINERALES

Nesosilicatos Independientes 1:4 Olivina

Circón

Sorosilicatos Parejas 2:7 Epidoto

Ciclosilicatos Anillos 1:3 Turmalina

Inosilicatos Cadenas simples

Cadenas dobles

1:3

4:11

Diópsido

Tremolita

Filosilicatos Hojas (láminas) 2:5 Biotita

Caolinita

Tectosilicatos Tridimensional 1:2 Cuarzo

Ortosa

En los nesosilicatos, los tetraedros de SiO4 solamente están unidos entre sí con enlaces iónicos pormedio de cationes intersticiales y sus estructuras dependen, principalmente, del tamaño y carga de estoscationes. La olivina [(Mg,Fe)2SiO4] y el circón (ZrSiO4) son ejemplos de nesosilicatos.

Los sorosilicatos se caracterizan por la presencia de grupos dobles, formados por dos tetraedros SiO4

que comparten un oxígeno en el vértice común (figura 4). La proporción silicio-oxígeno resultante es 2:7.El único grupo de minerales importantes que poseen esta estructura es el del epidoto, un mineralbastante frecuente en los suelos, aunque siempre en pequeña cantidad, pero relativamente abundanteen rocas metamórficas.

Figura 4. Grupo doble de tetraedros SiO4 característico de los sorosilicatos.

Los ciclosilicatos están formados por anillos de tetraedros SiO4 enlazados, con una relación Si:O = 1:3,existiendo tres posibles configuraciones cíclicas cerradas, tal como se representan en la figura 5. La mássencilla es el anillo Si3O9, propia de unos pocos minerales de escasa importancia, tanto en suelos comoen rocas; el anillo Si4O12 es también propio de minerales de escasa importancia.

Figura 5. Configuraciones en anillos características del grupo de los sorosilicatos: (a) anillo Si3O9, (b) anilloSi4O12, (c) anillo Si6O18.

El anillo Si6O18 es el armazón básico de las estructuras del berilo y de la turmalina, minerales máscorrientes e importantes, tanto en rocas como en suelos, sobre todo el segundo. En la turmalina, ademásde los anillos Si6O18 hay triángulos independiente BO3 y grupos (OH), siendo este mineral muy estableuno de los pocos portadores de boro.

En los inosilicatos, los tetraedros SiO4 están enlazados formando cadenas al compartir oxígenos con lostetraedros adyacentes y estas cadenas simples pueden unirse lateralmente compartiendo más oxígenosalgunos tetraedros para formar cadenas dobles, según se observa en la figura 10.

Figura 6. Estructura de los inosilicatos: (a) cadenas simples de los piroxenos; (b) cadenas dobles de losanfíboles.

La subdivisión estructural de los inosilicatos se basa justamente en la presencia de cadenas simples odobles, debiéndose agregar que la relación silicio : oxígeno de los inosilicatos es 1:3 en los de cadenassimples (piroxenos) y 4:11 en los de cadenas dobles (anfíboles).

Los filosilicatos constituyen uno de los grupos de minerales de mayor importancia para la ciencia delsuelo y para la geología, ya que a él pertenecen las micas y los minerales arcillosos silicatados. Lasprimeras son comunes a varias rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias muy extendidas en lanaturaleza y en muchos suelos derivados de ellas. Las arcillas de silicatos, en mayor o menorproporción, son a su vez componentes de todos los suelos con las únicas excepciones de las arenaspuras y de muchos suelos derivados de cenizas volcánicas.

Como su nombre lo indica, los filosilicatos tienen hábito foliáceo o escamoso - visible fácilmente en lasmicas - con una dirección de exfoliación dominante. Son por lo general blandos, de peso específicorelativamente bajo y las laminillas de exfoliación pueden ser flexibles e incluso elásticas. Todas estaspeculiaridades características derivan del predominio en su estructura de hojas de silicio-oxígeno deextensión indefinida. Aparte de la unidad de Si-O de configuración tetraédrica, casi todos los filosilicatostienen una hoja de configuración octaédrica en la que el centro de los octaedros está ocupado porcationes trivalentes (Al) o bivalentes (Mg, Fe2+). El lugar de los oxígenos está casi siempre ocupado, enparte, por oxidrilos. Debido a la importancia de los filosilicatos en los suelos, su estudio se desarrolla conmayor profundidad que el de otros minerales y las características estructurales y la subdivisión del grupo,así como sus propiedades físicas y químicas se consideran en mayor detalle más adelante, al describir

los diferentes minerales que integran el grupo. Aquí se debe mencionar que los tetraedros de Si-Ocomparten tres de los oxígenos (basales) con tetraedros vecinos, lo que da lugar a la estructura laminarpropia de los filosilicatos, que se muestra en la figura 7.

Figura 7. Estructura de los filosilicatos: tetraedros en configuración laminar que comparte 3 de los 4oxígenos con tetraedros vecinos.

Finalmente, el grupo de los tectosilicatos se caracteriza porque los tetraedros SiO4 comparten sus cuatrooxígenos con tetraedros vecinos, no quedando ningún oxígeno libre. Se estima que casi las tres cuartaspartes de la corteza terrestre pétrea está constituida por integrantes del grupo de los tectosilicatos, alcual pertenecen minerales tan importantes como el cuarzo y los feldespatos; ellos son asimismo losminerales más frecuentes en las fracciones gruesas de los suelos.

MINERALES PRIMARIOS DE LOS SUELOS

Los minerales primarios, heredados de la roca parental, constituyen la mayor parte de las fraccionesarena y limo de los suelos. Para cada suelo, el contenido de arena (partículas de 2 a 0,05 mm dediámetro) está determinado por la historia sedimentológica del material parental, en tanto que el de limo(0,05 - 0,002 mm) depende del efecto combinado de la meteorización y la sedimentación.

El contenido de arena más limo controla entonces el contenido de minerales primarios en el suelo. Noobstante, debe señalarse que es posible la ocurrencia de minerales primarios en la fracción arcilla delsuelo (partículas de diámetro menor a 0,002 mm), en el caso de suelos jóvenes y poco meteorizados.

Grupo de la sílice

La sílice ocurre en la naturaleza bajo forma de seis minerales, de los cuales solamente son importantesel cuarzo - el más frecuente de todos ellos - y, secundariamente, la tridimita, la cristobalita y el ópalo.También ocurren varias formas de vidrio silíceo y en algunos suelos pueden ocurrir geles amorfos desílice, a veces en agregados con geles de óxidos de hierro y aluminio.

Aunque el cuarzo es superado por los feldespatos en su abundancia en la corteza terrestre, es por lejosla especie mineral más abundante en la mayoría de los suelos donde a menudo representa 90 a 95% deltotal de las fracciones arena y limo; en todo caso rara vez ocurre en proporción menor al 50% en lasfracciones gruesas del suelo. Su presencia puede detectarse incluso en suelos derivados de rocasesencialmente libres de cuarzo pero recortadas por diques de este mineral.

La inversión de las proporciones relativas del cuarzo y los feldespatos en los suelos con relación a lasrocas puede atribuirse a la naturaleza más lábil de los feldespatos en los ambientes de meteorización delsuelo comparado con la estabilidad del cuarzo. El cuarzo está así presente en casi todos los suelos,cualquiera sea su origen y evolución y la naturaleza de la roca madre. En todos los casos, lameteorización conduce a un enriquecimiento en cuarzo del suelo resultante, ya que siendo este unmineral muy resistente a la alteración, su contenido relativo aumenta al ir disminuyendo el de losminerales más fácilmente alterables.

Por ser tectosilicatos, los minerales del grupo de la sílice están constituidos por una estructura en la quese repite la unidad básica - tetraedro de SiO4 - en sentido tridimensional, al estar unido cada oxígeno deun tetraedro a átomos de silicio de tetraedros adyacentes. Aunque esta estructura es común a todos losmiembros del grupo, el modo de unión de los tetraedros varía de un polimorfo a otro. El cuarzo, lacristobalita, la tridimita y el ópalo tienen, en ese orden, estructuras progresivamente más abiertas que sereflejan en algunas de sus propiedades, tal como lo muestra el cuadro 7.

Cuadro 7 Algunas propiedades de los polimorfos de sílice

MINERAL PESO ESPECIFICO DUREZA

Cuarzo 2,65 7

Cristobalita 2,32 – 2,38 6,5 – 7

Tridimita 2,29 – 2,28 6,5 – 7

Opalo 1,5 – 2,3 5,5 – 6,5

Resulta claro que al hacerse más abiertas (menos compactas) las estructuras, se produce unadisminución de la densidad y de la dureza; en el mismo orden disminuye la estabilidad química yaumenta la porosidad.

Todos los polimorfos de sílice están constituidos idealmente en un 100% por SiO2, definiéndose al ópalocomo sílice hidratada (SiO2.nH2O). Sin embargo, estos minerales contienen invariablemente impurezasque aumentan en magnitud desde el cuarzo hasta el ópalo, debido al incremento de la microporosidad.

El cuarzo - el miembro más importante del grupo - es uno de los minerales de mayor pureza conocida:solamente el diamante, el grafito y el hielo parecen tener menor variación en su composición que elcuarzo incoloro, lo que se debe a la estructura más cerrada del cuarzo. Las variedades coloreadas tienensu origen en la presencia de impurezas.

En los suelos, el cuarzo - al igual que otros minerales primarios - ocurre generalmente en forma decristales que han perdido su forma original debido a meteorización física y química in situ, o comoconsecuencia de ciclos múltiples de transporte, sedimentación y meteorización secundaria. Muchasveces los granos de cuarzo son redondeados o subredondeados, pero en otros casos pueden exhibiruna morfología angular. El redondeamiento se origina por desgaste físico durante el transporte y porfenómenos de solución. La angulosidad se atribuye generalmente a la fractura mecánica.

El cuarzo es por lo común incoloro y transparente o blanco y con brillo vítreo, aunque puede ocurrir concasi cualquier color, como puede observarse en las fracciones de arena más gruesas de muchos suelossi no existen revestimientos superficiales de otros pigmentos.

Cuando el cuarzo está presente en granos de tamaño relativamente grande, su identificación no esdifícil, tanto a simple vista como con ayuda de una lupa o - en el caso de la arena fina o muy fina - delmicroscopio petrográfico. En partículas de menor tamaño - limo o arcilla - la identificación se puederealizar sin mayores dificultades por difracción de rayos X, a través de las reflexiones de 3,34 y 4,26 Å,siempre bien definidas y aguzadas. Ello se observa en la figura 7.

Figura 7 Difractograma de la fracción arcilla total de un suelo de la unidad Sierra Polanco. Se observanreflexiones de arcillas (mica, caolinita) y muy claramente la de mayor intensidad del cuarzo a 3,33 - 3,34 Å, a

la derecha del difractograma.

En el ejemplo de la figura 7 el cuarzo aparece en la fracción arcilla, lo que es muy común en los suelos,aunque en tales casos siempre ocurre en cantidades pequeñas y concentradas en la fracción másgruesa de la arcilla (diámetro de partículas entre 2 y 0,2 µm).

Como mineral primario, el cuarzo se forma por cristalización a partir de un magma, siendo uno de losúltimos minerales en cristalizar, según se vio en la secuencia de Bowen. En la misma se aprecia que latemperatura de cristalización es la más baja de los minerales de la serie, lo que significa que lascondiciones en que se produce la cristalización son menos diferentes a las de la superficie. Este hechocontribuye a explicar la alta estabilidad del cuarzo frente a la acción de los agentes meteóricos, a lo quecontribuyen también el denso empaquetamiento de la estructura cristalina y alta energía de activaciónrequerida para alterar los enlaces Si-O-Si.

Aparte del origen mencionado - sin duda el más importante - el cuarzo puede formarse también encondiciones superficiales por envejecimiento de hidrogeles de sílice y quizás por transformación de otrospolimorfos como la tridimita, cristobalita u ópalo.

Del punto de vista de su estabilidad, el cuarzo es el mineral más estable dentro de los silicatos de bajadensidad y a menudo se le considera como totalmente inalterable. Esto último no es correcto sinembargo y existe abundante evidencia de que el cuarzo puede ser atacado por los agentes meteóricos,aunque en un grado mucho menor que otros silicatos. Por su resistencia y su carácter ubicuo, derivadode su presencia en muchas rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, el cuarzo es el mineral másabundante en los suelos.

Grupo de los feldespatos

Los feldespatos son alúminosilicatos anhidros de K, Na y Ca y, luego del cuarzo, son los minerales máscomunes en los suelos y en muchos sedimentos. Del punto de vista estructural, se clasifican comotectosilicatos, con un armazón tridimensional comparable al de los minerales del grupo de la sílice.Consisten de tetraedros de SiO4 y AlO4 ligados entre sí que dejan suficiente espacio en la estructurapara acomodar a los cationes K, Na y Ca que mantienen la neutralidad eléctrica. Las cargas negativas

que compensan estos cationes alcalinos y alcalino-térreos se originan por la sustitución isomórfica desilicio por aluminio.

Los feldespatos se clasifican en potásicos y calco sódicos, siendo los primeros alúminosilicatos depotasio y los segundos alúminosilicatos de sodio y calcio en proporciones variables. Los feldespatoscalco sódicos se conocen también con el nombre de plagioclasas.

Todos los feldespatos son de color blanco o gris, a veces incoloros y menos frecuentemente coloreadoscon tonalidades rojizas, amarillentas o verdosas en algunos casos.

En el cuadro 8 se indican los nombres y la composición ideal de los feldespatos potásicos y calcosódicos.

Cuadro 8. Composición química ideal de algunos feldespatos

MINERAL COMPOSICION IDEAL*

Ortosa KAlSi3O8

Microclina KAlSi3O8

Sanidina KAlSi3O8

Albita NaAlSi3O8

Anortita CaAl2Si2O8

Oligoclasa Ab74An22Or4

Andesina Ab52An48

Bytownita Ab20An80

* Los símbolos Ab, An y Or indican albita, anortita y ortosarespectivamente.

En la estructura de los feldespatos potásicos, uno de cada cuatro átomos de silicio en la estructura estáreemplazado por aluminio. Esta sustitución imparte una carga negativa a la estructura, la que estáneutralizada por la incorporación de otros cationes de carga positiva, en este caso potasio.

Los feldespatos potásicos (KAlSi3O8) más comunes son la ortosa y la microclina, que son a su vezconstituyentes de rocas plutónicas y metamórficas, tales como granitos, sienitas, gneisses y pegmatitas.Mucho menos frecuentes son la sanidina, asociada a rocas volcánicas (riolitas y traquitas) y la adularia,común en venas hidrotermales.

La ortosa y la microclina son frecuentes en la fracción arena y limo de muchos suelos de meteorizacióndébil y media. Constituyen una fuente de potasio importante, aunque no tanto como las micas.

Las plagioclasas son feldespatos constituidos por una solución sólida de los dos extremos de una serieisomórfica continua: albita (NaAlSi3O8) y anortita (CaAl2Si2O8). La nomenclatura de las plagioclasas sebasa en su composición química y los miembros de la serie se definen en términos de las fraccionesmolares de los componentes albita y anortita en cada uno de ellos, según se muestra en el esquemasiguiente.

albita Ab100 - Ab90An10

oligoclasa Ab90An10 - Ab70An30

andesina Ab70An30 - Ab50An50

labrador Ab50An50 - Ab30An70

bytownita Ab30An70 - Ab10An90

anortita Ab10An90 - Ab100

Los miembros más sódicos de la serie (albita y oligoclasa) ocurren en pegmatitas y rocas metamórficas,aunque también en algunas rocas ígneas. Su velocidad de alteración es lenta y ocurren en muchossuelos de zonas templadas, en condiciones bastante similares a las que regulan la ocurrencia de losfeldespatos potásicos.

El labrador y la bytownita son más abundantes en rocas menos silíceas, como los basaltos, y pueden seruna fuente de calcio en suelos poco meteorizados. Su alterabilidad es mayor que la de los miembrosmás sódicos.

La anortita se forma por metamorfismo de contacto en calizas y se altera fácilmente, aún en climastemplados, por lo que su ocurrencia en los suelos es excepcional.

En términos generales, el orden creciente de estabilidad de los feldespatos es el siguiente: anortita <bytownita < labrador < andesina < oligoclasa < albita < feldespatos potásicos. Este orden estárelacionado con la disminución en igual sentido de los contenidos de Al y Ca. Dentro de los feldespatospotásicos, la microclina es más estable que la ortosa, lo que se atribuye al menor volumen ocupado porlos átomos de oxígeno que provocan un empaquetamiento más compacto.

La identificación de los feldespatos puede hacerse macroscópica o microscópicamente de igual maneraque para el cuarzo, aunque solamente mediante procedimientos especiales puede llegarse a identificarcada una de las plagioclasas. En partículas finas se recurre también a la difracción de rayos X. En lossuelos, el contenido de feldespatos es menor que el de cuarzo, aún en suelos poco meteorizados, y susreflexiones características resultan a menudo de muy poca intensidad y quedan parcialmenteenmascaradas por la de 3,34 Å del cuarzo - de fuerte intensidad y muy próxima a ellas - lo que dificultaasegurar su presencia o ausencia.

Grupo de los piroxenos y anfíboles

Los piroxenos y anfíboles son minerales estrechamente relacionados del punto de vista de su estructuray composición química. Son minerales ferromagnesianos que integran el grupo de los inosilicatos, esdecir con estructura en cadenas de tetraedros simples o dobles.

Los piroxenos consisten de cadenas simples de tetraedros de SiO4, cada uno de los cuales compartedos átomos de oxígeno con su vecino. En los anfíboles, las cadenas dobles de están unidas entre sí porátomos de oxígeno y los tetraedros comparten alternadamente dos y tres átomos de oxígeno. Ambassituaciones fueron ya ilustradas en la figura 9.

Las cadenas simples de los piroxenos y las dobles de los anfíboles están unidas entre sí por varioscationes. La fórmula química general de los piroxenos es R2[Si2O6] y la de los anfíboles esR14[(OH)4Si16O44]. En estas fórmulas, R es un catión como Mg, Fe2+, o Ca y en muchos casos Al, Fe3,Ti3+, Mn3+, Na, K o Li. En la serie de la augita, hasta 1/4 de los iones Si pueden estar reemplazados porAl, pero en otros piroxenos, la sustitución del Si por Al es muy poco frecuente. En los anfíboles, hasta 1/4del Si puede estar sustituido por Al, particularmente en la hornblenda, en tanto que el grupo OH puedeestar parcialmente reemplazado por oxígeno o flúor.

El enlace entre los átomos de O y los cationes que unen las cadenas es relativamente más débil que elque existe entre el O y el Si. Por lo tanto, el clivaje existente no rompe las cadenas Si-O.

Los piroxenos y anfíboles, de color variable pero oscuro (verde a negro) en los más frecuentes, sonconstituyentes importantes en muchas rocas ígneas y metamórficas pero en los suelos son solamenteaccesorios ya que la meteorización, aún si no es muy activa, los altera con bastante facilidad. En elproceso, los iones de Ca, Mg y Fe se liberan abundantemente.

Dentro de los piroxenos, el más frecuente es la augita, común en basaltos y gabros; el hipersteno,menos frecuente, ocurre también en rocas ígneas básicas.

La hornblenda es el anfíbol más difundido y ocurre en numerosas rocas ígneas y metamórficas, comogranitos, sienitas, gabros, gneisses, anfibolitas, etc. Su color es verde oscuro a negruzco. Menosfrecuentes son la actinolita y la tremolita, de colores más variables.

Para facilitar la identificación de los inosilicatos en los suelos, la práctica común es concentrarlos en basea su elevada densidad (mayor de 2,8) por separación en líquidos pesados. Ello permite separarlos de losconstituyentes livianos como el cuarzo y los feldespatos (densidad menor de 2,8) y facilita sudeterminación cuali y cuantitativa; el proceso se lleva a cabo en las fracciones gruesas (algunasubfracción de la arena). En las fracciones finas como la arcilla, los piroxenos y anfíboles son de muy

rara ocurrencia porque su baja estabilidad permite que sean eliminados por meteorización química antesde alcanzar un estado de subdivisión mecánica tan avanzado.

Grupo de la olivina

Los minerales que integran este grupo son nesosilicatos, es decir que su estructura consiste detetraedros de SiO4 que no comparten ninguno de los oxígenos con los tetraedros vecinos. Del punto devista químico son silicatos de hierro y magnesio, en los cuales el Fe2+ y el Mg están octaédricamentecoordinados por seis átomos de oxígeno. Junto con los piroxenos y anfíboles constituyen el llamadogrupo de minerales ferromagnesianos.

El grupo de la olivina está constituido en realidad por una serie que comprende en un extremo a laforsterita, Mg2SiO4 y en el otro a la fayalita, Fe2SiO4. Las olivinas son en la práctica minerales queresponden a la fórmula general de un silicato mixto, (Mg,Fe)2SiO4, con proporciones de Mg y Fevariables entre los extremos de la serie.

La olivina es un silicato de color gris verdoso oscuro, común en rocas ígneas básicas como peridotitas,dunitas y algunos basaltos. En contacto con los agentes meteóricos se altera muy fácilmente, por lo quesu ocurrencia en los suelos es poco importante. Su identificación está sujeta a las condiciones yamencionadas para el caso de los piroxenos y anfíboles.

Grupo de las micas

Las micas forman parte del grupo de los filosilicatos, que incluye también a los minerales arcillosos desilicatos, y que es uno de los más importantes en la composición de los suelos.

Las micas verdaderas son filosilicatos 2:1 en los que existen dos unidades estructurales básicas queconstituyen agrupamientos laminares bidimensionales, en forma de hojas. Una unidad básica es la deconfiguración tetraédrica, con un ion central de silicio rodeado por cuatro de oxígeno; el Si4+ está amenudo parcialmente sustituido por Al3+. En estos minerales, tres de los cuatro oxígenos de cadatetraedro están compartidos con tetraedros vecinos, lo que da como resultado una configuración deanillos hexagonales de tetraedros. El cuarto oxígeno de cada unidad no está compartido con ningúntetraedro vecino.

La otra unidad está constituida por seis iones oxidrilo y oxígeno en configuración octaédrica, rodeandoun catión que puede ser Al3+, Fe2+ o Mg2+. De esta manera, cada catión octaédrico esta coordinado conseis aniones que son normalmente cuatro oxígenos apicales de los tetraedros adyacentes y dosoxidrilos. Si el ion central de los octaedros es bivalente todas las posiciones octaédricas están ocupadas(estructura trioctaédrica); por el contrario, los iones trivalentes sólo ocupan 2/3 de las posicionesoctaédricas, quedando la tercera libre. (estructura dioctaédrica)

Los filosilicatos pueden tener una estructura en la que cada lámina octaédrica está unida por amboslados a sendas láminas tetraédricas, conformando así una capa constituida por las tres láminas:estructura 2:1. Ella es la más común en los filosilicatos primarios o micas verdaderas que ocurren en lossuelos y rocas. El espacio entre dos capas adyacentes, donde los oxígenos basales de las mismas seenfrentan unos a otros se denomina intercapa. En las micas, las intercapas están normalmenteocupadas por cationes no hidratados, potasio en la mayoría de los casos, y sodio o calcio con frecuenciamucho menor.

La estructura básica de una mica típica, como la muscovita, está representada en la figura 8 y en formamás esquemática en la figura 14 que permite aprecia con mayor claridad las diferencias entre los planosatómicos, las láminas que resultan de su asociación, y las capas conformadas por láminas, según loexpuesto. En ambas figuras se observa con claridad la posición enfrentada de los oxígenos basales dedos capas consecutivas y la posición entre éstas del catión de intercapa. En las micas, el espesor totalde una capa 2:1 más el de la intercapa es de 10 Å, lo que constituye un rasgo característico y permite suidentificación por difractometría de rayos X.

Figura 8. Estructura de la muscovita (mica blanca).

Cuando no hay sustitución de Si por Al en los tetraedros, los filosilicatos del tipo estructural 2:1 son:

pirofilita: Si8Al4O20(OH) dioctaédrica con Al3 en los octaedros, y talco: Si8Mg6O20(OH)4 -trioctaédrico, con Mg2+ en los octaedros.

Ambos minerales son muy raros en los suelos, en los que los filosilicatos primarios más frecuentes sonlos que presentan sustitución de Si por Al en los tetraedros con iones K+ entre las capas de mica. Lasmicas de este tipo más frecuentes en suelos y rocas son la muscovita y la biotita que responden a lasfórmulas químicas siguientes:

muscovita: K2Al2Si6Al4O20(OH)4, dioctaédrica, y biotita: K2Al2Si6(Fe2+,Mg)O20(OH)4, trioctaédrica

En el cuadro 10 se presentan las fórmulas y carga eléctrica de las capas de algunas micas dioctaédricasy trioctaédricas típicas, incluyendo la muscovita y biotita, así como otras menos frecuentes.

Cuadro 10. Fórmulas y carga de capa de micas dioctaédricas y trioctaédricas.

CATIONES

Intercapa Tetraedros Octaedros

MINERAL

CARGA DE

CAPA (X) Dioctaédricas

Muscovita 1 K Si3Al Al2

Paragonita 1 Na Si3Al Al2

Margarita 2 Ca Si2Al2 Al2

Trioctaédricas

Biotita 1 K Si3Al (Mg, Fe2+)3

Flogopita 1 K Si3Al Mg3

En la muscovita, paragonita, biotita y flogopita, la sustitución del 25% del silicio tetraédrico por aluminiogenera una carga negativa en exceso que es compensada por el ion monovalente potasio de intercapa.

Este potasio está retenido de manera muy enérgica porque el exceso de carga negativa se origina en lalámina directamente adyacente a la intercapa (ver figuras 13 y 14), con lo cual la distancia entre la carganegativa y el catión que la balancea es muy reducida.

En la margarita, el aluminio sustituye al 50% del silicio tetraédrico, lo cual genera dos cargas que soncompensadas por el calcio bivalente en la intercapa.

En los casos ya mencionados de la pirofilita y del talco, en que no hay sustituciones isomórficas, no segeneran excesos de carga negativa por lo cual ambos minerales son eléctricamente neutros y enconsecuencia no poseen cationes en la intercapa.

El cuadro 10 muestra también las diferencias en la composición de los octaedros que están ocupados ensu totalidad por cationes bivalentes en las micas trioctaédricas (Mg,Fe2+)3 pero solamente en dos decada tres en las dioctaédricas (Al3+)2.

Tal como se verá más adelante, los filosilicatos secundarios tales como las montmorillonitas yvermiculitas poseen una sustitución menor de silicio por aluminio en los tetraedros y algo de sustituciónde aluminio por magnesio o hierro bivalente en la capa octaédrica. Como consecuencia de ello, la cargaeléctrica de las capas es siempre menor de 1 (0,68 a 0,90), lo que no permite la presencia de cationestan fuertemente retenidos en las intercapas. En estos casos, los cationes en tal posición no están fijadossino que pueden ser fácilmente desplazados por otros, siendo así intercambiables, lo que se discutirá alconsiderar las propiedades físico químicas de los minerales arcillosos.

El color de las micas es blanco en la muscovita y se oscurece al aumentar el contenido de Fe (biotita:mica negra). Las micas ocurren en rocas diversas: granitos, gneisses, micaesquistos, algunas areniscas,etc. La muscovita es bastante resistente, pero la biotita se altera con facilidad; en ambos casos hayliberación de potasio, del cual las micas constituyen la principal fuente.

Las micas verdaderas más comunes (muscovita y biotita) se pueden identificar fácilmente a simple vistapor el hábito foliáceo característico de ambas, en tanto que el color permite distinguir una de otra. Almicroscopio petrográfico la identificación y diferenciación es también sencilla. El análisis por rayos X estambién sencillo, siendo característica la reflección basal de 10 Å, común a todos los filosilicatos 2:1. Eltema será tratado con mayor detalle al considerar los minerales arcillosos.

En el cuadro 11 se presenta la composición media de todos los minerales primarios que fueronconsiderados anteriormente, con la excepción de cuarzo que, salvo por la presencia de impurezas,posee SiO2 únicamente como constituyente. En el caso de las plagioclasas, que forman una serieisomórfica entre un extremo sódico y otro cálcico, los contenidos de Na y Ca varían en sentido inverso.Así, el contenido de calcio de dicho grupo de minerales varía entre 5 y 15% alrededor del valor medio de8,1%, en tanto que el de sodio varía 3 a 9% en torno a la media de 5,8% (cuadro 4). Variacionescomparables ocurren con los contenidos de aluminio en todos lo minerales en que se producensustituciones isomórficas de Si por Al. También se observan variaciones en los contenidos de Ca, Mg yFe de los inosilicatos.

Cuadro 11. Composición química media de algunos minerales

Si se consideran las cifras del cuadro 11, resulta evidente que los minerales primarios constituyenfuentes variables para la reposición a largo plazo de varios de los principales nutrientes que las plantasabsorben del suelo. Así, el potasio será aportado fundamentalmente por las micas (muscovita y biotita) yfeldespatos potásicos, el calcio por las plagioclasas, piroxenos y anfíboles, y el hierro y el magnesio porla biotita, inosilicatos y olivina.

Los valores del cuadro 11 aparecen representados gráficamente en la figura 9

Figura 9. Representación gráfica de la composición de los principales minerales primarios del suelo (seomite el cuarzo por ser 100% SiO2).

La meteorización de los minerales primarios es el proceso por el cual estos nutrientes son liberadosdesde las estructuras cristalinas de aquellos, donde no son asimilables por los vegetales, hacia lasolución del suelo o hacia las formas intercambiables en los coloides del suelo, las que seránconsideradas al desarrollar las propiedades de la fracción coloidal. Si la meteorización es muy avanzada,como ocurre en los suelos más antiguos de las superficies estables de los trópicos, la reserva denutrientes en los minerales primarios es nula y toda pérdida por lixiviación o extracción por cultivos queno sea compensada por el reciclaje a través de los vegetales o por el agregado de fertilizantes será unapérdida neta, conducente al empobrecimiento irreversible de los suelos en su contenido de nutrientesaprovechables por las plantas.

Otros minerales accesorios

Aunque del punto de vista de su abundancia los piroxenos, los anfíboles y la olivina son mineralesaccesorios en los suelos, por las razones ya indicadas, los minerales considerados en este título lo sontambién no sólo en los suelos sino en las rocas. Siempre ocurren en cantidades muy pequeñas aunque aveces tienen un rol importante como fuente de algunos elementos esenciales en la nutrición de lasplantas.

Muy frecuentemente son también importantes para determinar el origen del material parental de lossuelos y para detectar discontinuidades litológicas en el mismo. Aunque su cantidad absoluta es siemprepequeña, su número es muy elevado y de allí deriva su rol clave indicado en el párrafo anterior.

Brevemente, se mencionan a continuación los más importantes.

Apatito [Ca10(F,OH,Cl)2(PO4)6]. Es el único mineral primario fuente de fósforo, uno de los principalesnutrientes para las plantas. Ocurre en basalto y otras rocas máficas y, secundariamente en rocas mássilíceas.

Turmalina [Na(Mg,Fe)3Al6(BO3)3Si6O18(OH)4]. Es fuente de boro, esencial para las plantas. La turmalinaes muy resistente a la alteración química y ocurre en muchos sedimentos, siempre en cantidades bajas.

Epidoto [Ca2(Al,Fe)3(SiO4)3(OH)]. Es característico de rocas metamórficas, como muchas del zócalocristalino uruguayo.

Rutilo y anatasa (TiO2). Minerales de titanio muy resistentes, presentes en casi todos los sedimentos,sobre todo si han sufrido varios ciclos de meteorización y transporte.

Andalusita, silimanita y disteno o cianita (Al2SiO5). Estos silicatos de aluminio son característicos de lasrocas metamórficas y de los sedimentos derivados de ellas.

Granate. Los granates constituyen en realidad una familia de minerales (silicatos de Mg, Fe, Ca, Mn, Al yCr), frecuentes en rocas metamórficas y muchos sedimentos.

Estaurolita [FeAl4(SiO4)2O2(OH)2]. Ocurre en algunas rocas metamórficas y sedimentarias; en Uruguayes típico de areniscas de Tacuarembó y Rivera. Su alterabilidad es mediana.

Circón (ZrSiO4). Mineral muy resistente y por ello común en sedimentos muy meteorizados, lo que loasemeja a los óxidos de titanio. En Uruguay se asocia a la estaurolita y la turmalina en areniscas deTacuarembó y Rivera y en los suelos derivados de ellas.

Magnetita (Fe3O4) e ilmenita (FeTiO3). Minerales de hierro que ocurren en rocas ricas en dicho elemento,como los basaltos y en muchos suelos y sedimentos como consecuencia de su elevada resistencia a lameteorización.

MINERALES SECUNDARIOS DE LOS SUELOS

A diferencia de los minerales primarios, los minerales secundarios son aquellos que se forman en elambiente superficial (ambiente de formación del suelo), a bajas presiones y temperaturas y en medioacuoso (Ford, 1984). Los minerales secundarios de los suelos son principalmente las arcillas silicatadas(filosilicatos secundarios), los óxidos metálicos libres, y diversas sales solubles o medianamentesolubles.

Los minerales arcillosos aparecen en el suelo porque fueron heredados directamente como tales delmaterial parental o por mecanismos de alteración física, química y estructural, vinculados a los procesosde meteorización de las rocas y minerales, sobre lo que se volverá más adelante.

Composición mineralógica de las fracciones granulométricas de los suelos

Desde el punto de vista mineralógico, existen ciertas relaciones generales entre las fraccionesgranulométricas del suelo y los minerales que las componen (Fassbender, 1975) tal como puedeobservarse en la Figura 10. En general, se cumple que en las fracciones de menor tamaño del suelo(tamaño menor a 0.002 mm) dominan los minerales secundarios mientras que en las fracciones demayor tamaño dominan los minerales primarios. Sin embargo, esto no implica que no existanexcepciones; así, es común encontrar algunos minerales primarios en las fracciones más finas, tal es elcaso de la presencia de cristales de cuarzo de muy pequeño tamaño en la fracción arcilla de numerosossuelos.

En la figura 10 también puede observarse la mayor proporción de silicatos tanto primarios comosecundarios sobre otros minerales constituyentes del suelo.

Figura 10. Composición mineralógica de las fracciones granulométricas del suelo.

CLASIFICACION DE LOS MINERALES SECUNDARIOS DE LOS SUELOS

Los minerales secundarios de los suelos, de acuerdo con su composición química y con su estructura seclasifican en tres grupos principales:

• Minerales arcillosos

• Óxidos de hierro, aluminio y manganeso

• Carbonatos, sulfatos y otras sales solubles

Los minerales arcillosos son los minerales secundarios más abundantes en los suelos de las regiones declima templado y por eso se enfatizará su estudio.

Los óxidos, si bien se encuentran presentes en casi todos los suelos, solamente son abundantes enaquellos formados en climas tropicales (lateritas y similares).

Los carbonatos son frecuentes en muchos suelos de zonas secas y subhúmedas, a veces en todo elperfil, pero sobre todo en horizontes profundos (C). Lo mismo ocurre en algunos suelos de climas máshúmedos, como en Uruguay, desarrollados sobre sedimentos calcáreos o algunos otros materiales queliberan CaCO3 durante la meteorización.

Diferencias entre los términos arcilla y mineral arcilloso

La palabra arcilla se deriva del griego "argilos" cuyo significado es blanco, y hace referencia al color delos materiales usados en la elaboración de la cerámica. Es así, que se utiliza esta palabra con caráctergenérico para hacer referencia a cualquier material de consistencia terrosa, que al mezclarse con aguaadquiera cierta plasticidad.

En Edafología el término arcilla hace referencia a un tamaño de partículas, comprendiendo a aquellas demenos de 2 µm (0.002 mm) de diámetro. En los climas templados, esta fracción se encuentra formadamayoritariamente por minerales arcillosos en sentido estricto, aunque también es posible encontraralgunos minerales primarios, otros minerales secundarios (óxidos, carbonatos) y materiales sinestructura cristalina como ya ha sido mencionado.

Importancia del estudio de los minerales arcillosos en la ciencia del suelo

Los minerales arcillosos son constituyentes esenciales en los suelos de las regiones templadas einfluyen en la mayoría de sus propiedades, por lo cual poseen un enorme significado en la vida vegetal.Algunas propiedades del suelo directamente vinculadas a los minerales arcillosos son:

Propiedades físicas:

• Granulometría

• Retención de agua.

• Conductividad hidráulica (permeabilidad).

• Infiltración.

• Consistencia.

Propiedades químicas:

• Capacidad de intercambio de iones.

• Acidez del suelo.

• Poder buffer o tampón de los suelos.

• Fijación y disponibilidad de nutrientes para las plantas.

Propiedades biológicas:

• Formación de complejos órgano - minerales.

• Regulación del hábitat de los microorganismos.

Los minerales arcillosos también actúan en el desarrollo del perfil, a través de los movimientos deeluviación e iluviación y su estudio proporciona importante información edafogenética de valiosa utilidaden la clasificación de suelos (Brady, 1984).

DEFINICION DE LOS MINERALES ARCILLOSOS

Desde el punto de vista químico, los minerales arcillosos se clasifican como silicatos secundarios, esdecir que son sales con estructura cristalina que surgen de la combinación del ácido silícico (H4SiO4) condiferentes cationes alcalinos, alcalino térreos y demás cationes metálicos. Los principales cationes quelos componen además del Si4+ son: Al3+, Fe3+, Mg2+, K+, Na+ y Ca2+.

En la clasificación estructural de los silicatos, los minerales arcillosos se ubican dentro de los filosilicatospor la disposición laminar o en hojas de los cationes y aniones que los componen y son muy semejantesa las micas o filosilicatos primarios estudiados en el capítulo anterior.

Otra característica de los minerales arcillosos es su baja cristalinidad la cual se manifiesta enimperfecciones de la red cristalina. Además, sus cristales en general no crecen más allá de unos pocosmicrómetros siendo sólo visibles con microscopio electrónico, por lo que su tamaño de partícula asícomo sus propiedades los ubican dentro del rango de los coloides.

No obstante ello, algunas especies de minerales arcillosos se presentan en tamaños de partícula visiblesal ojo desnudo, como ocurre con la vermiculita trioctaédrica derivada de la biotita (Bossi et al., 1987).

Por su estructura laminar y por el pequeño tamaño de partícula, los minerales arcillosos presentan unagran superficie por unidad de peso expuesta al contacto con el medio (superficie específica), siendo éstauna de las principales características que les confiere un destacado papel en la naturaleza.

ESTRUCTURA

Como ya ha sido mencionado, los minerales arcillosos pertenecen al grupo de los filosilicatos o silicatoslaminares, es decir, que las unidades que forman la estructura de estos minerales son láminas u hojasformadas por cationes y aniones de diferente naturaleza.

En la estructura cristalina de estos minerales se distinguen dos unidades fundamentales que ya fuerondescritas al considerar la estructura de los filosilicatos primarios. y se presentan en las figuras 11 a y b.

Los tetraedros formados por cuatro oxígenos con el catión Si4+ en el centro.Los octaedros de oxígeno yoxidrilos, al centro de los cuales se pueden encontrar cationes diversos, principalmente Al3+, Mg2+, Fe2+,Fe3+, etc.

Figura 11a.

Figura 11b.

Estas unidades se disponen formando dos tipos de laminas básicas o elementales, que en las distintasespecies mineralógicas pueden variar su composición química y su disposición. Son las láminastetraédrica y octaédrica ya mencionadas.

En la lamina tetraédrica de sílice (SiO4), tres de los cuatro oxígenos de cada tetraedro se comparten contres tetraedros vecinos para compensar sus cargas, de modo que constituyen una hoja. Cada oxígenounido a dos iones silicio, recibe una valencia de cada uno y satisface así su carga. Este tipo de uniónpermite la extensión de la estructura, en forma análoga a lo que ocurre con los compuestos del carbonoen la química orgánica, por lo que a veces se lo describe con el nombre de polimerización.

La hoja tetraédrica tiene simetría hexagonal, observándose los anillos de seis oxígenos y todos losoxígenos apicales no compartidos (con una valencia libre), se encuentran en un mismo plano orientadosen la misma dirección.

El Si4+ del centro de los tetraedros, puede ser reemplazado - al menos en parte - isomórficamente porAl3+ ya que presentan parecido radio iónico y la estructura no se altera en forma significativa. Cuandoocurre este tipo de sustitución (sustitución isomórfica), la lámina tetraédrica se descompensa

eléctricamente pues existen cargas negativas de los oxígenos que quedan sin compensar o dicho de otramanera, existe déficit de cargas positivas.

En la lamina de alúmina, Al(OH)6,constituida por octaedros que incluyen un catión (Al3+, Mg2+, Fe2+, Fe3+)situado en el centro de seis oxidrilos, los octaedros se unen entre sí compartiendo aristas, es decir,compartiendo oxidrilos con octaedros vecinos, tal como se vio en la figura 7. Cuando el catión central delos octaedros es trivalente (Al3+) sólo se necesita que dos tercios de los huecos centrales octaédricosestén ocupados para balancear la capa eléctricamente figura 11a). En cambio, cuando el catión centrales bivalente (Mg2+, Fe2+) se necesita que todos los huecos centrales estén ocupados (figura11b).

Esto sirve de base para la división de los minerales arcillosos según la composición química de la láminaoctaédrica: se dice que son di octaédricos cuando el catión central es trivalente; se dice que sontrioctaédricos cuando el catión central es bivalente.

Figura 12. Componentes elementales de las capas de los minerales arcillosos: (a) lámina dioctaédrica; (b)lámina trioctaédrica.

Al igual que ocurre en la lámina tetraédrica, los cationes centrales, pueden ser sustituidos por cationesde menor carga pero parecido radio iónico de forma tal que la estructura no se altere (ej. Al3+ por Mg2+).Esto origina un desbalance eléctrico en la estructura, pues "faltan cargas positivas" o lo que es lo mismo,existe un exceso de cargas negativas no compensadas. Estas cargas son compensadas a través dediferentes mecanismos, ya considerados parcialmente al tratar los filosilicatos primarios.

Si la electronegatividad es elevada, como ocurre en las micas verdaderas, la neutralidad se alcanza porla ocurrencia de los iones K+ ubicados en la intercapa, que neutralizan completamente las cargasnegativas. No habiendo remanentes de tales cargas, estos filosilicatos no desarrollan una capacidad deintercambio catiónico (ya definida).

A su vez, las cargas negativas originadas por sustituciones isomórficas – tanto en los tetraedros como enlos octaedros – se denominan estructurales, porque se generan dentro de las unidades estructuralesbásicas del mineral y son de carácter permanente, no influidas por el medio externo (solución acuosa delsuelo).

Aparte de estas cargas permanentes, los minerales arcillosos presentan una carga llamada variable odependiente del pH ya que varía según la acidez del medio. Esta carga se origina por la disociación deiones H+ de los grupos SiOH y AlOH expuestos en los bordes de ruptura de las capas de las arcillas.

Las posiciones de intercambio generadas por este mecanismo son dependientes del pH porque seoriginan por la disociación de iones H+ que ocurre cuando se incrementa el pH del suelo. Dichadisociación es responsable del poder buffer o poder amortiguador del suelo porque la liberación de H+ esun mecanismo natural del suelo para amortiguar el ascenso del pH. Si la tendencia en la solución delsuelo es hacia la disminución del pH, las reacciones de la figura se desplazan hacia la izquierda, con unefecto amortiguador similar pero en sentido contrario.

Las cargas negativas permanentes o estructurales y las variables o dependientes del pH coexisten encasi todos los minerales arcillosos, aunque la proporción de unas y otras varían significativamente entrelas diferentes arcillas, siendo ello un rasgo distintivo de cada una de ellas.

Unión de las láminas tetraédricas y octaédricas para formar los cristales de los minerales

Los cristales de los minerales arcillosos se forman por la unión de las laminas elementales tetraédricas yoctaédricas, desarrollando lo que se denominan capas, y el apilamiento de estas capas en direcciónvertical.

La unión se realiza a través de compartir los oxígenos apicales con una valencia libre de la láminatetraédrica. Estos oxígenos actúan como puentes de unión entre tetraedros y octaedros, permitiendo unaverdadera fusión entre ellos. Cada uno de estos oxígenos, resulta ser común a un tetraedro de la láminatetraédrica y a dos octaedros (si el catión central es Al3+, lámina dioctaédrica) o tres octaedros (si elcatión central octaédrico es Mg2 o Fe2+, lámina trioctaédrica).

CLASIFICACION DE LOS MINERALES ARCILLOSOS

Las capas que por apilamiento vertical forman la estructura de los minerales arcillosos, puedenclasificarse según el número de hojas elementales que las compongan en: CAPA TIPO 1:1, CAPA TIPO2:1 Y CAPA TIPO 2:1:1 dando origen de esta forma a los distintos tipos estructurales de mineralesarcillosos, según se observa en la figura 13.

Figura 13. Diferentes arreglos de las láminas tetraédricas y octaédricas y tipos estructurales de mineralesarcillosos.

Dentro de cada tipo estructural, aparecen diferencias entre los minerales en cuanto a:

o Tipo de catión en tetraedros y octaedros

o Proporción de sustituciones isomórficas y lugar en que ocurren

o Espaciados entre capas y espaciado basal

o Expansibilidad

o Capacidad de intercambio catiónico

o Presencia o ausencia de cationes fijados en la intercapa

o Forma y tamaño de las partículas

o Superficie específica (superficie por unidad de volumen)

Estas diferencias permiten distinguir distintas especies mineralógicas dentro de cada grupo estructural,tal como se observa en el cuadro 12.

Cuadro 12. Esquema de clasificación de los filosilicatos de la AIPEA, luego de las conferencias de Madrid(1972) y México (1976), simplificado.

En los suelos, y particularmente en los suelos del Uruguay, no se han encontrado todas las especiesminerales citadas en el cuadro 12, sino que sólo algunas de ellas son de real importancia comoconstituyentes de la fracción arcilla.

MINERALES ARCILLOSOS DE TIPO ESTRUCTURAL 1:1

Se reconoce un único grupo de minerales conocido como grupo de las kanditas, el cual consta deespecies trioctaédricas y dioctaédricas. La especie de mayor importancia como componente de sueloses la caolinita, la cual aparece casi como único mineral arcilloso en muchos suelos de regiones tropicalesy subtropicales. Es común encontrarla asimismo en algunos suelos del Uruguay, a veces comodominante pero más frecuentemente como accesoria.

CAOLINITA

Es el mineral arcilloso de estructura y composición química más simple. Su fórmula química es:Al2Si2O5(OH).

La estructura se conforma por el apilamiento vertical de capas tipo 1:1, es decir, capas formadas por unalámina tetraédrica y una lámina (di)octaédrica que se unen al compartir los oxígenos apicales de lalámina tetraédrica.

Las capas estructurales sucesivas se unen enérgicamente mediante puentes de hidrógeno desarrolladosentre los oxígenos basales de la lámina tetraédrica y los oxidrilos de la lámina octaédrica, dejando unespaciado basal característico de 7 Å, tal como se observa en la figura 5.

Presenta Si4+ en la lámina tetraédrica y Al3+ en la dioctaédrica, no presentando casi sustitucionesisomórficas ni en los tetraedros ni en los octaedros, por lo cual la carga neta de origen reticular seconsidera de valor cero. Sin embargo, la existencia de defectos reticulares y la existencia de gruposfuncionales capaces de disociar iones H+ origina algunas cargas negativas en las partículas, lo quepermite que la caolinita presente cierta capacidad de intercambio catiónico, la cual es en consecuenciacasi exclusivamente dependiente del pH o variable.

Figura 13. Esquema de la estructura de la caolinita.

Principales propiedades de importancia agronómica

Las propiedades más importantes de la caolinita, del punto de vista agronómico, son las enumeradasseguidamente y de las que dependen a su vez propiedades importantes de los suelos y las prácticas demanejo más adecuadas para su uso productivo.

Espaciado basal fijo, por lo cual este mineral se presenta como noexpansible, debido a la difícil penetración de moléculas de agua en laintercapa dada la existencia de puentes de hidrógeno.

Superficie específica muy baja, del orden de 30 800 m2 g-1, debido a sugran tamaño relativo y a que las superficies de intercapa no son"activas". Esta propiedad le confiere una baja "reactividad" con el medio.

Muy baja carga negativa estructural, no originada por sustitucionesisomórficas sino por imperfecciones de la estructura, que le otorga aeste mineral una muy baja capacidad de intercambio catiónico de tipovariable o dependiente del pH. La CIC varía en el entorno de 3 – 15 o 5 -10 cmol Kg-1, según diversos autores.

Condiciones de formación

La caolinita de los suelos se origina típicamente a través del mecanismo de neoformación y másraramente a través de transformaciones de otros minerales. Como se deduce de las fórmulas y de sucomposición, sus condiciones de formación implican un medio que estimule el lavado de cationesalcalinos, alcalinotérreos y hierro debido fundamentalmente a dos razones (Besoain, 1982):

Los iones bivalentes precipitan la sílice, y si la relación SiO2 :Al2O3 fuese mayor que 2(relación de la caolinita) se formaría un mineral diferente.

Si existiesen Ca y Mg en el sistema, su presencia podría interferir en la formación decaolinita, debido a que la estructura de ésta no posee esos cationes.

MINERALES ARCILLOSOS DE TIPO ESTRUCTURAL 2:1

Dentro de este tipo estructural de minerales, se reconocen tres grupos. Dos de ellos - esmectitas yvermiculitas - se caracterizan por ser expansibles, mientras que el tercero - illitas - se presenta como noexpansible.

GRUPO DE LAS ESMECTITAS

Dentro de este grupo existen especies minerales dioctaédricas y trioctaédricas. La especie de mayorocurrencia en los suelos del Uruguay es de tipo dioctaédrico y se denomina montmorillonita, si bien paraalgunos suelos del Uruguay derivados de basalto se ha constatado la presencia de beidellita (Rossignol,1981).

Montmorillonita

La característica distintiva de la montmorillonita es la expansión reversible (aumento del espaciadobasal) de la red mineral al adsorber agua y moléculas orgánicas en la intercapa. Esta expansión se dacon mayor intensidad que en otros grupos de minerales y constituye la base de su diferenciación.

La estructura se conforma por el apilamiento vertical de capas de tipo 2:1. La lámina tetraédrica estácompuesta casi exclusivamente por tetraedros con Si4+ como catión central, aunque puede ocurrir unpequeño porcentaje de sustitución de este catión por Al3+, no superior al 5%.

Las láminas octaédricas son de tipo dioctaédrico, en las que ocurre el mayor desbalance eléctrico de laestructura por sustitución de parte de los cationes Al3+ por Mg2+ o por Fe2+, tal como se observa en lafigura 20; esta sustitución puede alcanza un promedio de 20%.

Presenta un espaciado basal variable de acuerdo con la cantidad de cationes solvatados y de agua queexista en la intercapa. Los cationes mencionados son fundamentalmente Ca2+ y Na+, los cuales entranen la intercapa para compensar déficit de cargas generados por sustituciones isomórficas en la redcristalina y pueden moverse con relativa facilidad desde la intercapa a la solución del suelo dada la pocaenergía con la cual se encuentran adsorbidos.

Figura 14. Esquema de la estructura de la montmorillonita.

Propiedades de importancia agronómica

Al igual que en el caso de la caolinita, la montmorillonita presenta un conjunto de propiedades de granimportancia agronómica que se reflejan en los suelos en que esta arcilla está presente en cantidadessignificativas.

Expansión de la red por moléculas de agua. La expansión incrementa el espaciado basaldesde 12.4 hasta 6 Å, que se corresponde con un número entero de moléculas de agua,como se observa en la figura 6. La causa de este fenómeno es que los planos deoxígeno de cada capa, se encuentran superpuestos a planos de oxígenos de unidadesvecinas. Esto determina que la unión entre ellas sea muy débil (fuerzas de Van derWaals) y que la facilidad de penetración de cationes hidratados y moléculas de agua enla intercapa sea muy grande (Dixon, 1977).

Alta superficie específica, del orden de 800 m2 g-1, debido a su pequeño tamaño relativoy a que la superficie de intercapa es "activa" a diferencia de lo que ocurre en la caolinita.

Alta carga negativa estructural o permanente originada principalmente por sustitucionesisomórficas en la capa octaédrica (Al3+ por Mg2+) la cual es compensada por cationessolvatados que pueden intercambiarse con los de la solución del suelo con relativafacilidad. La carga negativa variable (dependiente del pH) representa solamente unapequeña proporción de la carga total. Esta característica es común a todos los mineralesarcillosos 2:1, cuya carga variable es relativamente menor. La capacidad de intercambiocatiónico de la montmorillonita es de 80 – 100 cmol Kg-1.

Figura 15. Expansión de la red de la montmorillonita.

Condiciones de formación

La formación de montmorillonita se limita a ambientes con adecuado abastecimiento de cationesalcalinotérreos (Mg2+, Ca2+) y hierro, drenaje limitado y pendientes muy suaves.

Puede originarse por transformación a partir de la meteorización de las micas primarias (muscovita,biotita) e illitas o por neoformación a partir de materiales básicos (ej. basalto).

GRUPO DE LAS ILLITAS

El término illitas designa a minerales arcillosos que se asemejan a las micas (filosilicatos primarios) enmuchas de sus características, difiriendo de éstas en el mayor contenido de agua, menor cantidad desustituciones de Si4+ por Al3+ en la capa tetraédrica y menor contenido de potasio en la intercapa. Se lasconoce también por los nombres de hidromica, mica fina o simplemente mica, aunque este últimonombre se presta a confusión con el del grupo de minerales primarios que integran la muscovita y labiotita.

En el grupo se encuentran especies dioctaédricas y trioctaédricas. Las dioctaédricas presentan similitudcon la estructura de la muscovita, mientras que las especies trioctaédricas presentan similitud estructuralcon la biotita. Las especies de mayor ocurrencia en los suelos del Uruguay son las de tipo dioctaédrico ypor tal motivo se dará mayor énfasis a su estudio.

Estructura de las illitas dioctaédricas

Son minerales formados por el apilamiento de capas de tipo 2:1. Presentan Al3+ como único catiónoctaédrico, y el origen de la carga reticular se encuentra en las sustituciones isomórficas de Si4+ por Al3+

(aproximadamente 20%) que ocurren en los tetraedros. Este déficit de carga es compensado por laentrada de potasio en la intercapa, el cual no se mueve con facilidad hacia la solución del suelo alcontrario de lo que ocurre con los cationes compensantes en las intercapas de la montmorillonita. Elespaciado basal de la illita es de 10 Å, estable, igual que en las micas verdaderas. La estructura de estemineral se presenta en la figura 16.

Figura 16. Esquema de la estructura de la illita dioctaédrica.

Las principales diferencias de la illita o hidromica con las micas verdaderas son su menor tamaño departícula (< 2µ?m), y consecuentemente mayor superficie espec¨ica (del orden de 100 m2), menossustitución de Si4+ por Al3+ en la capa tetraédrica, menor contenido de potasio y mayor contenido de H2Oen la intercapa, y el desarrollo de una capacidad de intercambio catiónico de 20 - 40 cmol Kg-1, aunquealgunos autores señalan que puede variar en el entorno de 10 - 40 cmol Kg-1. La carga permanente essuperior a la variable, aunque no tanto como en la montmorillonita.

Propiedades de interés agronómico

También la illita posee propiedades específicas de importancia que se reflejan en los suelos en queocurre dicha arcilla, una de las más frecuentes en los suelos del Uruguay, lo de pone de relieve suimportancia agronómica.

La presencia de potasio en la intercapa provoca que las illitas sean no expansibles, pueslas capas permanecen fuertemente unidas a través de este "cemento iónico" (Jackson,1965). El potasio se fija debido a que se encuentra muy cercano al lugar dedescompensación de cargas y porque por su tamaño y su baja carga no se solvata y seajusta en cambio muy bien al tamaño de intercapa ocupando las cavidades que seforman entre tetraedros opuestos.

Menor superficie específica con relación a la montmorillonita, debido a que la superficiede intercapa prácticamente no puede considerarse activa debido a la presencia depotasio "fijado".

Menor carga negativa estructural si se compara con la montmorillonita, originada ensustituciones isomórficas en las capas tetraédricas. Esta carga es compensada poriones potasio que se comportan como difícilmente intercambiables con los cationes de lasolución del suelo. Los suelos con arcillas illíticas tienen una muy buena reserva depotasio que puede liberarse en el mediano plazo pero que resulta difícilmenteintercambiable a corto plazo con los cationes de la solución del suelo.

Condiciones de formación

Se deriva comúnmente de la transformación de micas primarias, por pérdida de potasio desde losespacios de intercapa hacia la solución del suelo, con lo cual se inicia una progresiva apertura de lasintercapas. Las illitas se seguirán alterando en el medio edáfico por progresiva salida del K+ "fijado" ysustitución por otros cationes tales como Mg2+, Na+, Ca2+, con introducción de agua y el incrementoconsecuente de la capacidad de intercambiar esos cationes con la solución del suelo para dar lugar almineral denominado vermiculita.

La ocurrencia de illita en suelos derivados de materiales parentales carentes de micas ha llevado avarios autores a formular la hipótesis de que la illita puede originarse por neoformación a partir decompuestos más simples producidos en la meteorización de otros minerales primarios que no seanmuscovita o biotita. En Uruguay es quizás la arcilla más frecuente en los suelos lo cual, considerando lagran diversidad de materiales generadores de los suelos, muchos de ellos sin micas o con cantidadesdespreciables, apoya tal hipótesis que sin embargo no ha sido verificada con certeza por falta deestudios específicos.

GRUPO DE LAS VERMICULITAS

En este grupo, al igual que en los otros grupos de minerales arcillosos, es posible reconocer especiesdioctaédricas y especies trioctaédricas.

Las especies trioctaédricas ocurren principalmente como derivadas de la biotita, pudiendo presentarseen tamaños de cristal megascópico (fundamentalmente en yacimientos). Los suelos derivados de rocascon biotita, suelen presentar vermiculita trioctaédrica de este origen.

Las vermiculitas dioctaédricas se originan en su mayoría por procesos de transformación de micasdioctaédricas (muscovita) e illitas. Estas son las especies que predominan en los suelos y por tal motivose dará mayor énfasis a su estudio.

Estructura de las vermiculitas dioctaédricas

Los cambios con respecto a las illitas de las cuales derivan, son la pérdida de potasio hasta sueliminación total y su reemplazo por Ca2+ o Mg2+ hidratados, lo que expande el espaciado basal a 14 Å.Además, se incrementan las sustituciones isomórficas de Si4+ por Al3+ en las capas tetraédricas, quellegan a ser de mayor magnitud que para las esmectitas.

Propiedades de importancia agronómica

Las vermiculitas poseen algunas características de importancia, en cierta medida intermedias entre lasde las esmectitas e illitas que se mencionan seguidamente, pero en el Uruguay no cobran relevanciadebido a que las vermiculitas no han sido hasta ahora identificadas como componentes frecuentes de lossuelos.

Son minerales que presentan carácter expansivo pero más reducido que el de lasesmectitas. La explicación a este fenómeno es la diferencia de carga y las diferencias enel lugar de origen de estas cargas: las vermiculitas exhiben mayor magnitud de carga lacual se encuentra ubicada en las capas tetraédricas (más cercana al lugar decompensación). De esta forma, las capas resultan más difícilmente "separables". Sinsometerla a ningún tratamiento, exhibe un espaciado basal de 14 Å el cual porhidratación puede pasar a no más de 15 - 16 Å, a diferencia de los 21 Å o más a los quepueden llegar las esmectitas de los suelos.

Mayor carga negativa estructural, originada en las sustituciones isomórficas de Si4+ porAl4+ en las capas tetraédricas. Esta carga negativa es compensada por cationessolvatados adsorbidos a la superficie del mineral, los que se comportan como fácilmenteintercambiables con los de la solución del suelo. La capacidad de intercambio catiónicode la vermiculita es muy elevada, de 100 – 150 cmol Kg-1.

Condiciones de formación

La vermiculita forma parte de la secuencia de alteración que produce la transformación de las micasprimarias a esmectitas, muy común en los climas templados húmedos como el del Uruguay. Dichasecuencia puede representarse como sigue:

MINERALES ARCILLOSOS DE TIPO ESTRUCTURAL 2:1:1

Se clasifican de esta manera en virtud de que en la intercapa presentan una lámina octaédrica (di otrioctaédrica) en lugar de agua y/o cationes hidratados como algunos minerales arcillosos de tipo 2:1.Esta lámina es estructuralmente independiente de la capa 2:1, de forma que puede ser removida y/oreemplazada sin afectar mayormente la estructura 2:1. Son más frecuentes en los suelos las cloritas conuna intercapa dioctaédrica, llamada tradicionalmente de gibsita [Al(OH)3] aunque la bibliografía másmoderna la denomina capa de hidroxialuminio. De hecho se acepta que muchas cloritas edáficasprovienen de la precipitación de complejos hidroxialuminio en la intercapa de vermiculitas omontmorillonitas (fenómeno de hidroxialuminación).

Es un grupo de minerales muy complejos, de gran variabilidad química y de gran diversidad de origen.La composición variable se relaciona con la magnitud de las sustituciones isomórficas que presentan. Elaluminio puede reemplazar al silicio en los tetraedros, siendo muy variable la extensión de estasustitución pudiendo alcanzar valores tan altos como 50%. En la lámina octaédrica las sustitucionestambién son de gran amplitud, entre Mg2+, Fe2+ y Al3+, Fe3+, etc. En la figura 9 se aprecia la estructura deuna clorita trioctaédrica.

Figura 17 Esquema de la estructura de una clorita trioctaédrica.

Las cloritas no son frecuentes en los suelos del Uruguay e incluso no pueden señalarse evidenciasterminantes de su existencia en los mismos, aunque es posible que ocurra en forma de mineralesinterestratificados, que se describen en el siguiente párrafo.

Las cloritas poseen un espaciado basal fijo de 14 Å debido a que la intercapa de hidroxialuminio estárígidamente unida a los grupos 2:1 (Te:Oc:Te) impidiendo toda entrada de moléculas de agua o decationes hidratados y por lo tanto la expansión del mineral como ocurre en cambio en las esmectitas. Laeliminación de la capa de hidroxialuminio por tratamiento químico adecuado en el laboratorio conduce ala transformación de las cloritas en arcillas 2:1 de tipo expansivo.

MINERALES ARCILLOSOS INTERLAMINADOS O INTERESTRATIFICADOS

Los minerales arcillosos interestratificados no son especies simples de minerales arcillosos, sino que sonproductos intermedios de transformación de los filosilicatos y se presentan como "mezclas" de capas dediferentes minerales arcillosos (figura 18). Es muy común encontrarlos en los suelos de regiones declima templado húmedo como es el caso del Uruguay.

Los filosilicatos de los suelos y sedimentos poseen con bastante frecuencia algún tipo deinterestratificación de diferentes minerales 2:1 y 2:1:1. Así, pueden ocurrir mezclas binarias de mica yvermiculita, clorita y vermiculita, clorita y mica o vermiculita y montmorillonita; también pueden ocurrirmezclas de tres y cuatro componentes.

A su vez, la interestratificación puede ser perfectamente regular - del tipo ABABABAB para componentesA y B - o con una secuencia enteramente al azar o en un grado intermedio cualquiera entre esosextremos.

La existencia de interestratificados es beneficiosa para las plantas porque acentúan propiedades delsuelo importantes para la nutrición vegetal; por ejemplo, un interestratificado que presente capas deillitas mezcladas con capas de montmorillonitas, poseerá una reserva de cationes disponibles en el cortoplazo en las capas expansivas y una reserva de potasio de liberación lenta en las capas de illitas.

La figura 18 representa esquemáticamente la estructura de un ejemplo de mineral arcillosointerestratificado y su evolución gradual a esmectita pura.

Figura 18 Esquema de un mineral arcilloso interestratificado formado por láminas de illitas y de esmectitas ysu evolución.

Los interestratificados son productos originados durante la meteorización; como ésta es particularmenteactiva en los suelos, no es extraño entonces que aquellos ocurran con tanta frecuencia en el medioedáfico.

La precipitación de revestimientos de sesquióxidos hidratados y con carga sobre las superficies cargadasnegativamente de los filosilicatos ha sido reconocida como un fenómeno característico de los suelos yque posee una influencia fundamental sobre propiedades químicas tal como la fijación de fosfatos.

La precipitación de hidroxialuminio, sesquióxidos hidratados y posiblemente hidróxidos de magnesio enlas intercapas de la montmorillonita y la vermiculita produce estructuras cuyas propiedades sonintermedias entre las de los minerales expansibles y las de la clorita. El fenómeno se esquematiza en lafigura 25, que permite además observar el carácter heterogéneo de la presencia de "islas gibsíticas" enlas intercapas, en espacios que en otro caso estarían ocupados por agua y cationes intercambiables,como es característico de la vermiculita y la montmorillonita. Como consecuencia de la precipitación degrupos hidroxi-Al en las intercapas, la capacidad de intercambio catiónico y la superficie específica se

reducen, a la vez que el espacio basal se hace más resistente al colapso por calentamiento. Por elcontrario, cuando los grupos hidroxi-Al son extraídos por soluciones extractantes adecuadas (citrato,soda, etc.) las capas de arcilla adquieren los espaciados característicos de la vermiculita o de lamontmorillonita.

Figura 19. Estructura esquemática de un intergrado clorita-filosilicato expansivo 2:1 y su relación con losmiembros extremos vermiculita (izquierda) y clorita (derecha); (a) vista lateral; (b) vista en corte.

Resumiendo los principales conceptos sobre los filosilicatos secundarios de los suelos puede expresarselo siguiente:

La composición química de las arcillas es bastante variable, nosolamente a causa de las sustituciones isomórficas, que tambiénocurren en las arcillas de las rocas, sino a causa de los procesos dealteración química que son muy activos en el medio edáfico.

Relacionado a lo anterior, los procesos de meteorización también sonresponsables de la existencia de imperfecciones y anomalías en laestructura de las arcillas de los suelos, lo que constituye otra diferenciacon las arcillas de yacimientos.

En los suelos son frecuentes los minerales interestratificados, lo cualtambién está relacionado con la meteorización, ya que la transformaciónde un mineral en otro es una de las formas de origen de las arcillas en lameteorización. Estos interestratificados pueden considerarse estadiosintermedios de la meteorización, en algunos casos.

Como la alteración química va acompañada de la alteración física, queprovoca una disminución del tamaño de las partículas, en el suelo que

es un medio propicio para los procesos de alteración, las arcillas suelenaparecer en partículas de tamaño más pequeño, promedialmente, queen las rocas sedimentarias. La vermiculita es quizá la única arcilla que aveces ocurre en las fracciones gruesa del suelo (limo y arena).

Los filosilicatos secundarios de los suelos no aparecen nunca puros,sino que normalmente están, al menos parcialmente, revestidos deóxidos libres, de hierro fundamentalmente. En algunos suelos tropicalesfuertemente meteorizados los revestimientos de óxidos son continuos yespesos y engloban incluso minerales primarios protegiéndolos así de laalteración química. Los revestimientos sesquioxídicos bloquean cargaspositivas de los filosilicatos y reducen así la capacidad de intercambiocatiónico operativa de los suelos.

El cuadro 13 resume los valores característicos de las propiedades de intercambio catiónico de losminerales arcillosos, los óxidos de hierro y la materia orgánica, así como la superficie específica de losmismos que es otro propiedad importante de los coloides.

ORIGEN DE LOS MINERALES ARCILLOSOS DEL SUELO

Los minerales arcillosos aparecen en el suelo básicamente a través de tres mecanismos que seenumeran seguidamente (Besoain, 1982).

Herencia. En este caso, los minerales arcillosos se han conservadointactos y hay un simple aporte detrítico; ellos ya existan como tales enla roca parental a partir de la que se desarrolla el suelo. La herenciapuede provenir de rocas sedimentarias arcillosas, consolidadas o no,que es el caso más común, pero también de rocas metamórficas comogneisses, micaesquistos, etc. En este último caso, el aporte se hacebajo forma de micas y cloritas primarias.

Cuadro 13. Propiedades de intercambio de coloides inorgánicos y minerales del suelo

Transformación. Se denominan así a los cambios que modifican un filosilicato, primario o secundario,pero que no alteran su estructura en 2 o 3 capas. Como ejemplos de transformaciones puedenmencionarse los siguientes:

En el proceso de transformación de los filosilicatos no hay alteración de su estructura básica, pero sí haysí cambios físicos importantes que modifican substancialmente sus propiedades y su comportamiento enaspectos significativos para el crecimiento vegetal. Dichos cambios son o pueden ser: pérdida de K+ deintercapa, hidratación, aumento del espaciado basal, aumento de la capacidad de intercambio catiónico,hidroxialuminación de la intercapa, desarrollo de la expansibilidad, ingreso de cationes hidratados en laintercapa, etc. Los cambios que ocurren durante la transformación y su intensidad dependen de lanaturaleza del filosilicato que se forma durante el proceso. En el proceso de transformación, la alteraciónque sufren los minerales no disloca el retículo estructural sino que ocurren fundamentalmente adiciones,sustracciones o reemplazos parciales de alguno de los constituyentes de la red cristalina.

Neoformación. En este proceso, la estructura cristalina de los minerales primarios es desbaratadacompletamente durante la meteorización química y los elementos constituyentes, liberados en forma decompuestos simples o en forma iónica, se recombinan dando lugar a filosilicatos secundarios estables enlas condiciones ambientales en que son sintetizados. Es necesario señalar, sin embargo, que laneoformación de arcillas se produce a partir de diversos silicatos (tectosilicatos, inosilicatos), incluyendotambién a los filosilicatos, tanto primarios como secundarios. En efecto, si la meteorización es muyintensa, las micas y arcillas 2:1 o 2:2 pueden ser inestables y alterarse con formación de caolinita ogibsita. Estos últimos minerales son, en este caso, minerales neoformados y no producto de unatransformación ya que su formación requiere la destrucción total de la estructura filitosa original (2:1 o2:2) y el reordenamiento de los productos resultantes en una estructura filitosa 1:1 en el caso de lacaolinita, o no filitosa en el de la gibsita.

Puede deducirse entonces, que la presencia de los minerales secundarios en los suelos se encuentra lamayor parte de las veces asociada a un proceso de destrucción, descomposición y transformación de losminerales presentes en el material generador del suelo. A este proceso, que ocurre en la superficie de lacorteza terrestre se le denomina meteorización y será discutido más adelante. Sin embargo, convieneresumir ya este proceso en la siguiente ecuación general, lo cual permitirá comprender mejor la relaciónantes mencionada.

OXIDOS E HIDROXIDOS DE LA FRACCION ARCILLA

A medida que los suelos alcanzan estados avanzados de meteorización y lixiviación, el Si se agota másrápidamente que otros elementos como Al, Fe y Ti que se acumulan, en términos relativos, en forma deóxidos más o menos hidratados. Estos compuestos también integran la fracción coloidal de los suelos, sino se agregan en forma de nódulos y concreciones, recubriendo más o menos completamente a laspartículas de los filosilicatos; estos óxidos pueden ser amorfos o cristalinos.

Constituyen productos de neoformación provenientes de la alteración de sedimentos y suelos y debido aque no se encuentran unidos química o estructuralmente a los silicatos, se les denomina óxidos ehidróxidos libres.

Condiciones de ocurrencia

Se encuentran en todos los suelos pero abundan en las regiones tropicales con precipitación elevada yfuerte pérdida de sílice y de bases, donde los óxidos de Fe y Al son dominantes (Oxisoles). En el cursode la formación y meteorización del suelo, de los 9 cationes más comunes de las rocas sólo cinco (Si, Al,Fe, Ti y Mn) forman óxidos estables. De estos elementos, el silicio tiende a perderse más rápidamenteque los otros, proceso que se acentúa a medida que la alteración avanza.

OXIDOS Y OXIHIDROXIDOS DE IMPORTANCIA EN LOS SUELOS

Alofano.

Alofano es la denominación de una serie de compuestos amorfos (geles) de variada composición peroque incluyen siempre Al2O3, SiO2 y H2O; óxido de hierro y fosfatos pueden estar también presentes, peroel alofano es normalmente deficiente en fósforo y tienen además un alto poder de fijación de fosfatos.También es muy elevada la capacidad de retención de agua, la que se pierde por calentamiento, enforma abundante entre 100 y 150ºC y más gradualmente, a medida que la temperatura se eleva hastamás de 400ºC.

La capacidad de intercambio catiónico es más alta cuando se la determina después de un pretratamientocon una solución de Na2CO3 y mucho más baja cuando la muestra es pretratada con solución de acetatode sodio regulada a pH 3.5. La diferencia entre ambas determinaciones es de aproximadamente 100meq/100g de alofano y constituyen un criterio importante para detectar la presencia de ese compuesto.

El alofano posee una estructura muy porosa y, bajo clima húmedo, facilita el lavado de los suelos por locual éstos se empobrecen de manera acentuada.

El alofano es un componente característico de suelos derivados de cenizas volcánicas, a los que imparteun color muy oscuro al formar un complejo muy enérgico con el humus.

Oxidos de aluminio

El aluminio liberado por la meteorización de los alúminosilicatos y que no se recombina con sílice delmismo origen precipita como Al(OH)3.nH2O. Al perder agua, cristaliza paulatinamente formándosefundamentalmente gibsita ?Al(OH)3 que es el óxido de aluminio más frecuente en los suelos. Suocurrencia se limita sin embargo a suelos de regiones tropicales que han sufrido una pérdida intensa desílice.

Otros compuestos de este grupo son los oxihidróxidos de aluminio: boemita, ?G(AlO-OH), y di¨?sporoa¦?(AlO-OH). El primero puede acumularse junto a la gibsita en suelos tropicales muy meteorizados dandolugar a los depositos conocidos como bauxita, te de aluminio para la industria. El diasporo es menosfrecuente y se origina por accisn hidrotermal, un proceso geolsgico y no edafolsgico.

No se han identificado sxidos de aluminio en los suelos del Uruguay. Si bien su presencia no ha sidoobjeto de estudios espec?ficos, las condiciones de su formacisn no son las existentes en el pa?s.

Oxidos de hierro

De igual manera que en el caso del aluminio, el hierro liberado por la meteorizacisn se precipita enformas amorfas que paulatinamente se cristalizan, produci?ndose diversos minerales.

La hematita, a(Fe2O3), es uno de los más comunes y le confiere a los suelos un color rojo brillante. Esparticularmente común en suelos tropicales donde las altas temperaturas y una estación seca favorecenla deshidratación de la ferrihydrita, un óxido mal cristalizado de Fe3+, no reconocido años atrás comomineral propiamente dicho porque se le consideraba entonces un compuesto amorfo. Hoy se acepta encambio que la ferrihydrita es el precursor necesario para la hematita. En el Uruguay, la hematita se haidentificado en suelos profundos y ácidos, de color rojo (Acrisoles), del Depto. de Rivera.

La goethita, (a?FeO-OH), un oxihidr¨®xido de hierro, es el otro compuesto de hierro importante en lossuelos, a los que imparte su color pardo rojizo oscuro; si ocurre finamente dividida su color se hace m¨?samarillento y a veces se le denomina limon, aunque este término no tiene ya validez y su uso esactualmente desaconsejado. Se origina por precipitación de soluciones de Fe2+ bajo condiciones de lentaoxidación y alta concentración de hierro, o por cristalización directa a partir de soluciones con o Fe3+

aunque el proceso puede ser retardado o inhibido por la presencia de niveles altos de materia orgánica.La goethita es el óxido de hierro más ampliamente difundido en los suelos y generalmente es el único deorigen edafogénico en las regiones frías y templadas. Es un compuesto abundante en forma deconcreciones de algunos Oxisoles y en el horizonte B de algunos Espodosoles. En Uruguay ha sidoidentificado en el horizonte B de suelos profundos y ácidos derivados de rocas graníticas y areniscas nocalcáreas, caracterizados por una matriz pardo amarillenta o grisácea y generalmente con moteadosrojizos o amarillentos. Su ocurrencia, al igual que la de la hematita, es quizás más difundida, pero lamineralogía de los óxidos de hierro libres ha sido poco investigada en los suelos del país. No parece sinembargo probable que estos óxidos ocurran, al menos significativamente, en suelos diferentes a aquellosen que su presencia ha sido verificada.

La ferrihydrita (Fe5HO8.4H2O) es un óxido mal cristalizado que por ordenamiento interno y deshidrataciónorigina hematita. La formación de ferrihydrita es favorecida por una tasa alta de liberación de hierro en lameteorización de minerales primarios, una baja adsorción de silicio (el que inhibe la cristalización de laferrihydrita) y una rápida descomposición de la materia orgánica que disminuye la complexación delhierro y su mantenimiento bajo forma de complejos solubles o seudosolubles. Si las condiciones lopermiten, la ferrihydrita evoluciona lentamente a goethita o a hematita, pero puede acumularse si laformación de estos dos últimos compuestos está inhibida por las condiciones ambientales y químicas.

Otros óxidos de hierro que aparecen en los suelos son la lepidocrocita, ?(FeOOH), y la magnetita(Fe3O4). La primera es un oxihidróxido de color es anaranjado común en los suelos pantanosos muypobremente drenados, pero su presencia no ha sido verificada en los suelos de Uruguay. La magnetitaocurre en la fracción arena, heredada de la roca parental, y es de color oscuro.

Como es normal en los suelos de regiones templadas, los suelos del Uruguay presenta generalmente uncontenido de óxidos de hierro libres relativamente bajo. En la mayoría de los suelos, el horizonte A noposee más de 0,3 a 1,0% de Fe2O3 (generalmente menos) y el horizonte B un tenor similar o algo mayor.En los suelos más ácidos, el horizonte A posee 0,4 a 3,0% (según la textura liviana o media,respectivamente) y el B entre 1,0 y 5,0 % de Fe2O3. Los suelos superficiales derivados de basaltoposeen 2,5 - 5,0% de Fe2O3.

En el cuadro 14 se resumen las propiedades de mayor importancia de los principales óxidos de hierro, lamayoría de los cuales son de ocurrencia verificada en suelos del Uruguay.

Cuadro 14. Propiedades de óxidos de hierro de los suelos

PROPIEDAD GOETHITA HEMATITA LEPIDOCROCITA FERRIHYDRITA

FORMULA FeOOH Fe2O3 FeOOH Fe5HO8.4H2O

DENSIDAD 4,37 5,26 4,09 3,96

COLOR Pardo amarillento Rojo fuerte Anaranjado Pardo rojizo

OCURRENCIA · Muy frecuente

· Clima y suelosdiversos

· Disperso o ennódulos

· Frecuencia menora la hematita

· En suelostropicales

· Ausente en suelosjóvenes

· Frecuenciamenor a lade hematitay goethita

· Sueloshidromórficos

· Asociada aveces a lagoethita

· En drenes ocauces de pococaudal

Los óxidos y oxihidróxidos de hierro se determinan analíticamente por extracción con ditionito y citrato desodio, aceptándose que la técnica extrae el "Fe edafogénico total" o "Fe libre". Es una extracción pocoselectiva por lo que se la considera como la mejor estimación disponible actualmente del hierro libre enlos suelos, en forma de compuestos de grado de cristalinidad muy variable, desde los minerales biencristalizados (goethita, hematita, lepidocrocita) hasta los paracristalinos (ferrihydrita).

La extracción con oxalato de amonio buffereado a pH 3,0 es una técnica utilizada para determinar loscompuestos de hierro libre pobremente cristalizados tales como la ferrihydrita y el Fe unido al humus;compuestos no cristalinos o paracristalinos de Al, Mn y Si (alofano, imogolita, diversos óxidos ehidróxidos) también son extraídos por el oxalato acidificado. Este extractante es utilizado entonces paraextraer los compuestos más "reactivos" de Fe, Al y Si que son justamente los de menor grado decristalinidad.

La relación entre el hierro extraído por oxalato y por ditionito-citrato (Feo/Fed) se utiliza como estimaciónde la proporción relativa de ferrihydrita en los suelos y es una medida aproximada de la proporción de Felibre "activo" en los suelos. Por lo expresado arriba acerca de la influencia de la materia orgánica sobrela formación de algunos óxidos de hierro, los suelos ricos en humus poseen una proporción menor de Feen forma de compuestos bien cristalizados, particularmente hematita. El hecho ha sido verificado endiversos suelos del Uruguay, en los que la hematita ocurre solamente en suelos pobres en humus y, loque es más significativo, porque en la gran mayoría de los suelos la relación Feo/Fed disminuye con laprofundidad, siguiendo muy aproximadamente la disminución del contenido de materia orgánica.

Propiedades de importancia agronómica

Los óxidos y oxihidróxidos de hierro poseen propiedades importantes del punto de vista agronómico quese reflejan en las propiedades físicas y químicas de los suelos, particularmente cuando su contenido esalto o medio. En las condiciones del Uruguay y según ya se mencionó, el contenido de hierro libre esbajo en la mayoría de los suelos - con las excepciones citadas - por lo cual su influencia sobre laspropiedades de los suelos no es muy marcada. En los suelos ricos en hierro (y aluminio libre), como sonlos de las regiones tropicales, la influencia de esos componentes sobre las propiedades del suelo esmucho más fuerte y, en el caso de los suelos en estados de meteorización muy avanzada - pobres enfilosilicatos secundarios - la química del suelo está controlada principalmente por los óxidos libre.

Las propiedades importantes de los óxidos de hierro son las siguientes.

Contribuyen, junto con la materia orgánica a pigmentar el suelo. El tipo de óxidodeterminará el color que es un factor de importancia en la clasificación de los suelos y endiversas propiedades relacionadas a la temperatura.

Contribuyen a la formación de agregados, a la cementación, formación de nódulos, etc.Los suelos con contenido elevado de óxidos de hierro tienen generalmente unaestructura porosa muy estable, lo que les confiere una buena permeabilidad aún cuandosu textura sea muy fina.

Presentan elevada superficie específica; muchas veces se disponen comorecubrimientos de las partículas de arcilla, restándoles actividad química.

Presentan un comportamiento anfótero, lo que determina que presenten carga positivapor encima de su punto isoeléctrico, carga cero en el punto isoeléctrico y carga negativapor encima del punto isoeléctrico, contribuyendo de esta manera al poder buffer oamortiguador de los suelos. El pH del punto isoeléctrico de los óxidos y oxihidróxidos deFe y Al enumerados arriba es muy fuertemente ácido, llegando a ser tan bajo como 2,1para la hematita y no superando 5,4 en el caso de la lepidocrocita, aunque los hidróxidosamorfos de Fe y Al poseen un pH isoeléctrico de 8,3 – 8,5 (Fassbender, 1975).

Algunos elementos constituyentes de óxidos son importantes en la nutrición de losvegetales; tal es el caso del manganeso, que es un elemento esencial en la nutrición deplantas y animales.

Intervienen en la dinámica de algunos nutrientes; por ejemplo la movilidad del fósforo esdependiente de los óxidos de hierro y aluminio, los cuales lo retienen y lo hacen nodisponible para las plantas.