La base mineral de los suelos

1.1. ¿Qué es la corteza terrestre y por qué es importante para la edafología?

La corteza terrestre es la capa sólida superior de nuestro planeta. A escala de toda la Tierra, es extraordinariamente delgada: su espesor varía de 5 a 10 km bajo los océanos y de 30 a 70 km bajo los continentes, mientras que el radio terrestre es de 6370 km. Sin embargo, es precisamente esta delgada capa la «fuente» de la que proceden todos los suelos de nuestro planeta (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

¿Por qué interesa la corteza terrestre al edafólogo? Porque:

1. La corteza terrestre es la proveedora de material original. Todos los componentes minerales de los suelos provienen de las rocas que constituyen la corteza.

2. La composición de la corteza terrestre determina el conjunto potencial de elementos químicos que pueden pasar al suelo y estar disponibles para las plantas.

3. La diversidad de rocas de la corteza terrestre es la causa principal de que los suelos de diferentes territorios difieran tanto, incluso en condiciones climáticas idénticas.

1.2. Composición química de la corteza terrestre

Veamos la «cocina química» de nuestro planeta. La composición química media de la corteza terrestre (tabla 1) nos da una idea de qué elementos construyen los minerales, y a partir de los minerales, las rocas (Scheffer et al., 2018).

Tabla 1. Composición química media de la corteza terrestre

Fuente: Scheffer et al. (2018)

Presten atención a dos puntos clave, de suma importancia para la edafología:

Primero. Casi la mitad de la masa de la corteza terrestre (47 %) es oxígeno. ¡En términos volumétricos, el oxígeno ocupa casi el 90 %! Esto significa que las redes cristalinas de los minerales se construyen principalmente con iones de oxígeno grandes, y todos los demás elementos se «encajan» en los huecos entre ellos. Por eso todos los minerales silicatados —y los silicatos constituyen más del 90 % del volumen de la corteza— tienen una estructura tetraédrica: cuatro iones de oxígeno rodean a un ion de silicio (White, 2006; Eash et al., 2016).

Segundo. En masa, el oxígeno ocupa el primer lugar y el silicio el segundo. Sus compuestos —la sílice (SiO₂) y los silicatos— son los componentes principales de la corteza terrestre. Por lo tanto, no es casualidad que la mayoría de los minerales del suelo sean silicatos y aluminosilicatos (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

1.3. Composición mineral y de rocas de la corteza terrestre

Pasemos de los elementos químicos a los minerales y las rocas. Según los datos de la tabla 2, más del 90 % del volumen de la corteza terrestre está formado por minerales silicatados.

Tabla 2. Composición mineral de la corteza terrestre

Fuente: Scheffer et al. (2018)

En cuanto a las rocas que componen la corteza terrestre, la distribución es la siguiente (según la misma fuente):

• Basaltos, gabros y otras rocas ígneas básicas — 42,6 % del volumen
• Gneises — 21,4 %
• Granitos, granodioritas, dioritas, sienitas — 22,0 %
• Esquistos cristalinos — 5,1 %
• Arcillas, argilitas — 4,2 %
• Rocas carbonatadas — 2,0 %
• Arenas, areniscas — 1,7 %

Esta distribución es importante recordarla: las rocas básicas (basálticas) predominan en la corteza terrestre debido a la corteza oceánica, mientras que en la superficie de los continentes son más frecuentes las rocas ácidas (granitos) y las formaciones sedimentarias (Scheffer et al., 2018).

1.4. La corteza terrestre como fuente de rocas parentales

Para la edafología no solo importa de qué está hecha la corteza en su conjunto, sino también qué rocas afloran en la superficie. Según datos geológicos, en la superficie continental se distribuyen:

• Rocas sedimentarias — cubren aproximadamente el 75 % de la superficie de los continentes (Weil & Brady, 2017; White, 2006)
• Rocas ígneas y metamórficas — afloran en aproximadamente el 25 % de la superficie terrestre (Eash et al., 2016)

Son estas rocas, al aflorar, las que se convierten en materiales parentales. Entran en la zona de interacción activa con la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera —y se inicia el proceso de meteorización, que examinaremos en detalle en la próxima conferencia.

1.5. Por qué rocas diferentes forman suelos diferentes — primera respuesta

Ahora podemos dar la primera y más general respuesta a nuestra pregunta clave. Rocas diferentes forman suelos diferentes porque:

1. La composición química inicial de las rocas determina qué conjunto de elementos químicos llegará al suelo. Por ejemplo, los granitos son ricos en cuarzo y feldespatos potásicos, mientras que los basaltos lo son en plagioclasas cálcicas y minerales ferromagnesianos. En consecuencia, los suelos sobre granitos serán más ácidos y pobres en calcio y magnesio que los suelos sobre basaltos (Buol et al., 2011; Foth, 1990).

2. La composición mineral de las rocas determina qué minerales arcillosos secundarios se formarán. Sobre granitos, en climas húmedos, se forman caolinita e hidróxidos de aluminio, mientras que sobre basaltos —montmorillonita y minerales arcillosos ricos en hierro (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

3. Las propiedades físicas de las rocas (porosidad, fracturación, dureza) influyen en la velocidad y profundidad de la meteorización. Los granitos, con su estructura gruesa, se descomponen físicamente más rápido y dan perfiles más profundos que los basaltos de grano fino (Buol et al., 2011).

4. La presencia o ausencia de carbonatos determina cuánto tiempo la roca «resistirá» la acidificación y con qué rapidez comenzarán los procesos de lavado. El loess (roca carbonatada) da chernozems con reacción neutra, mientras que las arenas sin carbonatos dan podzoles con reacción ácida (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

1.6. Principales grupos de rocas como fuentes de formación de suelos

En edafología se distinguen tres grandes grupos de rocas, cada uno con su propia historia de formación y sus particularidades como material parental (Weil & Brady, 2017; Eash et al., 2016):

Rocas ígneas — se forman al solidificarse el magma. Se dividen en:

• Plutónicas (intrusivas) — enfriamiento lento en el interior, estructura gruesa (granito, gabro, diorita)
• Volcánicas (extrusivas) — enfriamiento rápido en la superficie, estructura fina o vítrea (riolita, basalto, andesita)

Las rocas ígneas son las rocas primarias, «originales». Con su meteorización comienza la formación de rocas sedimentarias y, en última instancia, de suelos.

Rocas sedimentarias — se forman a partir de productos de destrucción de otras rocas. Cubren la mayor parte de la superficie continental y, por tanto, son las rocas parentales más extendidas. Se dividen en:

• Clásticas (areniscas, conglomerados, brechas)
• Arcillosas (argilitas, esquistos arcillosos)
• Químicas (calizas, dolomías, yeso, sal gema)
• Organógenas (calizas de conchas, creta, carbones)

Rocas metamórficas — se forman por recristalización de rocas ígneas y sedimentarias bajo la acción de altas temperaturas y presiones. En composición son similares a las rocas originales, pero tienen estructura diferente (gneises, esquistos, cuarcitas, mármoles).

Cada uno de estos grupos, como veremos más adelante, tiene su propio conjunto característico de minerales y elementos químicos, lo que determina en última instancia las propiedades de los suelos que se forman sobre ellos.

Conclusión de la sección

Así, nos hemos familiarizado con qué es la corteza terrestre, su composición y por qué estos conocimientos son importantes para el edafólogo. Hemos visto que:

1. La corteza terrestre está compuesta principalmente por silicatos y aluminosilicatos —esto determina la composición mineralógica de los futuros suelos.

2. El oxígeno y el silicio son los elementos principales de la corteza; forman la base de las redes cristalinas de los minerales.

3. Los tres tipos de rocas (ígneas, sedimentarias y metamórficas) son las tres fuentes principales de materiales parentales.

4. Las diferencias en la composición química, mineralógica y física de estas rocas son la causa principal de que sobre rocas diferentes se formen suelos diferentes.

En la siguiente parte pasaremos al examen detallado de cada grupo de rocas y de los minerales que las componen.

2.1. Origen y características generales

Las rocas ígneas son las rocas primarias de la corteza terrestre. Se forman por el enfriamiento y cristalización del magma fundido que asciende desde las profundidades de la Tierra hacia su superficie (Weil & Brady, 2017; Eash et al., 2016). En este sentido, las rocas ígneas pueden llamarse «progenitoras» de todas las demás rocas, porque su destrucción proporciona el material para las rocas sedimentarias, y su transformación —para las metamórficas.

Según las condiciones de enfriamiento del magma, se distinguen dos grupos principales (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017):

Rocas plutónicas (intrusivas) — se forman por enfriamiento lento del magma en el interior de la corteza. Como el enfriamiento es muy lento —miles y millones de años— los minerales crecen formando grandes cristales bien desarrollados. Estas rocas tienen estructura holocristalina, de grano grueso. El ejemplo clásico es el granito, que se presenta como masas granulares rosadas o grises.

Rocas volcánicas (extrusivas) — se forman por enfriamiento rápido del magma en la superficie terrestre. La velocidad de enfriamiento es alta, por lo que los cristales no crecen hasta tamaños grandes; la roca resulta microcristalina, criptocristalina o incluso vítrea (obsidiana). Un ejemplo es el basalto, a menudo de color gris oscuro a negro y textura muy densa. Si en esta roca se encuentran grandes cristales individuales en una matriz de grano fino, la estructura se denomina porfídica (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

¿Por qué es importante esta distinción para la edafología? Las rocas plutónicas (granitos), debido a su grano grueso, se descomponen más rápidamente por meteorización física (la expansión térmica de diferentes minerales crea tensiones internas), por lo que sobre ellas se forman espesores mayores de material suelto (regolito) (Buol et al., 2011). Las rocas volcánicas (basaltos) son más resistentes a la desintegración física, pero sus minerales son químicamente más activos, por lo que la meteorización química es más rápida y profunda (Scheffer et al., 2018).

2.2. Clasificación de las rocas ígneas por contenido de sílice

El principal criterio de clasificación de las rocas ígneas es el contenido de dióxido de silicio (SiO₂). Este indicador determina qué minerales predominarán en la roca y, por tanto, qué elementos químicos llegarán al futuro suelo (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

Se distinguen cuatro grupos (tabla 3):

Tabla 3. Clasificación de las rocas ígneas por contenido de SiO₂

Compilado a partir de: Scheffer et al. (2018); Weil & Brady (2017); Eash et al. (2016); White (2006)

Obsérvese la gama de colores: las rocas ácidas (granitos) son claras, rosadas, grises, porque contienen muchos minerales claros (cuarzo, feldespatos). Las rocas básicas y ultrabásicas son oscuras, casi negras o verde oscuro (gabro, basalto, peridotita) debido a la abundancia de minerales ferromagnesianos oscuros (piroxenos, anfíboles, olivino). Esta relación entre color y composición es un rasgo diagnóstico importante en el campo (Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017).

2.3. Composición mineral de las principales rocas ígneas

2.4. Importancia de las rocas ígneas para la formación del suelo

Las rocas ígneas están distribuidas de manera desigual en la superficie terrestre. Según datos geológicos, afloran en aproximadamente el 25 % de la superficie terrestre, pero en regiones montañosas (Urales, Cáucaso, Siberia, montañas escandinavas, Escudo Canadiense) pueden ocupar grandes extensiones (Weil & Brady, 2017; Eash et al., 2016).

En el contexto de nuestra pregunta clave —por qué rocas diferentes dan suelos diferentes— las rocas ígneas ofrecen ejemplos elocuentes:

1. Sobre rocas ácidas (granitos) en clima húmedo se forman suelos ácidos, pobres en bases y de baja fertilidad. Ejemplo: podzoles y suelos sod-podzólicos sobre morrenas graníticas en la taiga septentrional. En la fracción arcillosa predominan caolinita, hidromicas e hidróxidos de hierro y aluminio (Scheffer et al., 2018; Buol et al., 2011).

2. Sobre rocas básicas (basaltos, gabros) incluso en clima húmedo se forman suelos más fértiles —suelos pardos, suelos ferralíticos— ricos en hierro y arcillosos. Contienen más bases y mayor capacidad de intercambio catiónico (Buol et al., 2011; Foth, 1990).

3. Sobre rocas ultrabásicas surgen suelos específicos con química singular, a menudo con problemas de toxicidad para las plantas (suelos serpentínicos). Tienen altas concentraciones de Mg, Ni, Cr, lo que afecta fuertemente la composición de la vegetación y limita el uso agrícola (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Además, es importante recordar que para la formación del suelo tiene importancia el tamaño de grano de la roca. Como señalan Scheffer et al. (2018), los granitos de grano grueso se prestan mejor a la meteorización física y forman cortezas de meteorización más potentes que los basaltos de grano fino, aunque estos últimos son químicamente más activos. Esto crea una interesante paradoja: sobre granitos se acumula más rápidamente material suelto, pero es más pobre en bases, mientras que sobre basaltos la meteorización química es más profunda, pero la desintegración física es más lenta.

Las rocas ígneas son solo el comienzo del camino. En la siguiente sección veremos cómo estas rocas se descomponen y se redepositan para formar rocas sedimentarias, que cubren el 75 % de la superficie terrestre y sirven como fuente principal de materiales parentales en la mayoría de las regiones agrícolas del mundo.

3.1. Origen y características generales

Las rocas sedimentarias son las rocas más extendidas en la superficie terrestre. Cubren aproximadamente el 75 % de la superficie de los continentes (Weil & Brady, 2017; Eash et al., 2016), y por tanto son la principal fuente de materiales parentales para la mayoría de los territorios agrícolas. Según datos geológicos, las rocas sedimentarias constituyen solo alrededor del 8 % del volumen de la corteza terrestre, pero su proporción aumenta drásticamente en la superficie (Scheffer et al., 2018).

La diferencia clave entre las rocas sedimentarias y las ígneas radica en su origen. Las rocas sedimentarias se forman a partir de productos de destrucción de otras rocas (ígneas, metamórficas o incluso sedimentarias preexistentes) mediante sedimentación —deposición de material en el fondo de cuerpos de agua o en la superficie terrestre, seguida de compactación y cementación (diagénesis). Como expresan gráficamente los autores de los manuales, «las rocas sedimentarias son rocas que alguna vez fueron y que han pasado por un ciclo de meteorización, transporte y deposición» (Weil & Brady, 2017; White, 2006).

Este hecho tiene una importancia fundamental para la edafología. Las rocas sedimentarias ya son productos de la meteorización en cierta medida. Muchos minerales ya han sido transformados, parte de los compuestos solubles se han perdido y los minerales resistentes (cuarzo, minerales arcillosos) están enriquecidos en comparación con las rocas ígneas originales. Por lo tanto, los suelos que se forman sobre rocas sedimentarias a menudo heredan propiedades que no están directamente relacionadas con los procesos que ocurren en las condiciones actuales, sino que reflejan la historia de meteorización y transporte del material (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

3.2. Clasificación de las rocas sedimentarias

En edafología y geología se suelen dividir las rocas sedimentarias según su génesis (modo de formación) en tres grandes grupos (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017):

1. Clásticas (detríticas) — formadas por acumulación mecánica de fragmentos de diversos tamaños, cementados posteriormente por un «pegamento» natural (material arcilloso, calcita, sílice, óxidos de hierro).

2. Arcillosas — compuestas principalmente por minerales arcillosos formados por meteorización química y depositados en ambientes acuáticos tranquilos.

3. Químicas y organógenas — formadas por precipitación química a partir de soluciones (sales, carbonatos) o por acumulación de restos de organismos (esqueletos calcáreos, caparazones silíceos, restos vegetales).

Además, en edafología se presta gran atención a los depósitos sedimentarios no consolidados —arenas, arcillas, loess, depósitos glaciares, aluviones, etc.— que a menudo son el sustrato directo para la formación del suelo, sin pasar por la etapa de roca sólida (Mukha et al., 2003; Ganzhara et al., 2002).

3.3. Rocas y depósitos clásticos

Las rocas clásticas se clasifican por el tamaño de las partículas que las componen (tabla 4) y por el grado de cementación.

Tabla 4. Clasificación de las rocas clásticas por tamaño de partícula

Compilado a partir de: Weil & Brady (2017); White (2006); Scheffer et al. (2018)

Las areniscas son las rocas clásticas cementadas más extendidas. Están compuestas principalmente por granos de cuarzo (más del 75 % —areniscas cuarzosas), pero también pueden contener feldespatos (arcosas) o fragmentos de rocas (grauvacas). El cemento —calcita, óxidos de hierro, sílice o material arcilloso— determina la resistencia de la arenisca a la meteorización: las areniscas con cemento carbonatado se descomponen más rápido, las de cemento silíceo son muy resistentes (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

Los suelos sobre areniscas, especialmente las cuarzosas, suelen ser ligeros en textura (arenosos, franco-arenosos), tienen baja capacidad de retención de agua, son pobres en nutrientes minerales, fuertemente ácidos en climas húmedos y propensos a la podzolización (Ganzhara et al., 2002; Weil & Brady, 2017). Sobre grauvacas (ricas en feldespatos) los suelos pueden ser más fértiles.

Las arenas sueltas están muy extendidas como rocas parentales (arenas de dunas, arenas fluvioglaciares, arenas aluviales antiguas). Están compuestas casi enteramente por cuarzo, por lo que su potencial químico es extremadamente bajo. Los suelos sobre arenas —podzoles, suelos sod-podzólicos arenosos— son pobres, requieren grandes dosis de fertilizantes, pero tienen buena permeabilidad y aireación, lo que en condiciones de exceso de humedad puede ser una ventaja (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017).

3.4. Rocas y depósitos arcillosos

Las rocas arcillosas están compuestas predominantemente por partículas < 0,002 mm, es decir, minerales arcillosos. Se forman en condiciones acuáticas tranquilas —en fondos de lagos, lagunas, áreas marinas profundas, donde las partículas en suspensión sedimentan en ausencia de turbulencia (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

Las argilitas y esquistos arcillosos son rocas arcillosas cementadas. Las argilitas son masivas y al meteorizarse dan una estructura finamente laminar o astillosa. Los esquistos arcillosos tienen una estratificación pronunciada (fisilidad), lo que facilita su desintegración física. La composición mineral de las rocas arcillosas es diversa: predominan hidromicas (illita), caolinita, montmorillonita, clorita y minerales interestratificados (Scheffer et al., 2018; Mukha et al., 2003).

Las arcillas sueltas (arcillas loéssicas, arcillas lacustres-glaciares, arcillas marinas) son sustratos directos para la formación del suelo. Se caracterizan por alta dispersidad, gran superficie específica, alta capacidad de intercambio catiónico, baja permeabilidad, alta capacidad de retención de agua, tendencia a la hinchazón y contracción.

Los suelos sobre rocas arcillosas (sod-podzólicos arcillosos, bosques grises, chernozems arcillosos, solonetz, vertisoles) difieren marcadamente de los arenosos: son más fértiles (si no son salinos), tienen alta capacidad de absorción, grandes reservas de humedad, pero mala aireación, difíciles de labrar y propensos a formar costras y encostramiento (Mukha et al., 2003; Weil & Brady, 2017). La mineralogía de la fracción arcilla es especialmente importante: la presencia de montmorillonita hace que el suelo sea muy hinchable y contractible, formando vertisoles, mientras que la caolinita es menos activa, típica de suelos ferralíticos (Scheffer et al., 2018).

3.5. Rocas sedimentarias químicas

Estas rocas se forman por precipitación química a partir de soluciones acuosas. Las más importantes para la formación del suelo son:

Rocas carbonatadas — calizas (CaCO₃), dolomías (CaMg(CO₃)₂), margas (mezcla de carbonato con material arcilloso). Constituyen aproximadamente el 25 % de todas las rocas sedimentarias. Las calizas puras, al disolverse, dejan muy poco residuo insoluble (menos del 5 %), lo que da lugar a suelos finos pero ricos en arcilla y materia orgánica (rendzinas, terra fusca) sobre rocas carbonatadas (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017). Las margas dan suelos más potentes (pararendzinas, chernozems, suelos grises forestales) debido a su mayor contenido de componente arcilloso.

Las rocas carbonatadas ejercen un fuerte efecto tampón: neutralizan la acidez durante mucho tiempo, impiden el desarrollo de la meteorización ácida, mantienen un alto contenido de calcio y magnesio en la solución del suelo, lo que favorece la formación de agregados estables al agua y una alta fertilidad (Foth, 1990; Eash et al., 2016). En climas húmedos, los carbonatos se lavan gradualmente, pero mientras están presentes (incluso en horizontes profundos) influyen en todo el perfil.

Yeso (CaSO₄·2H₂O) y anhidrita (CaSO₄) — aparecen en regiones áridas y semiáridas. Los suelos sobre rocas yesíferas pueden acumular cantidades significativas de yeso en el perfil, afectando las propiedades físicas (concreciones yesíferas) y la composición química (alto contenido de sulfatos). El yeso también puede ser fuente de calcio y azufre para las plantas (Weil & Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

Sales (cloruros, sulfatos de sodio, potasio, magnesio) — se acumulan en regiones extraáridas. No son rocas parentales en el sentido habitual, pero pueden estar incluidas en depósitos sueltos, formando suelos salinos (solonchaks). Sus soluciones alteran el potencial osmótico y afectan a la vegetación (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

3.6. Rocas sedimentarias organógenas

Este grupo incluye rocas compuestas por restos de organismos:

• Calizas de conchas — compuestas por conchas de moluscos, corales, foraminíferos. Son similares a las calizas químicas pero a menudo más porosas.
• Creta — caliza de grano fino y suelta formada por esqueletos de cocolitofóridos.
• Diatomitas y trépoles — compuestas por sílice amorfa (ópalo) de frústulas de diatomeas. Al meteorizarse dan suelos silíceos con alto contenido de sílice opalina.
• Carbones (turba, lignito, hulla, antracita) — acumulaciones de restos vegetales en condiciones pantanosas. Los carbones no son rocas parentales en el sentido clásico (excepto la turba), pero en zonas donde afloran pueden formarse suelos específicos con alta acidez y toxicidad (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

3.7. Depósitos continentales especiales importantes para la formación del suelo

Una parte significativa de los suelos del mundo se forma no sobre rocas sólidas sino sobre depósitos cuaternarios no consolidados formados por glaciares, ríos, viento y gravedad. Estos depósitos tienen una enorme importancia agronómica.

Loess y francos loéssicos — depósitos eólicos compuestos principalmente por partículas de tamaño limo (0,05–0,01 mm), ricos en carbonatos, porosos, con alto contenido de minerales primarios. El loess cubre vastas extensiones en China, Europa (por ejemplo, Ucrania, el valle del Danubio), EE.UU. y Argentina. Los suelos sobre loess (chernozems, suelos grises forestales, castaños) se encuentran entre los más fértiles del mundo, gracias a su textura favorable, alto contenido de bases y buenas propiedades físico-hídricas (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003). El contenido de arcilla en el loess varía entre el 10–25 %, pero son ricos en limo fino, que proporciona una alta capacidad de retención de agua.

Depósitos glaciares (morrenas, arenas fluvioglaciares, arcillas varvadas lacustres-glaciares) — muy extendidos en el norte de Europa, América del Norte y Siberia. En Rusia ocupan enormes áreas. Sus principales tipos (según Ganzhara et al., 2002; Mukha et al., 2003):

• Till basal — mezcla no seleccionada de arcilla, arena, grava y cantos rodados, a menudo carbonatada. Los suelos sobre morrenas (sod-podzólicos, bosques grises, a veces chernozems) son diversos.
• Arenas fluvioglaciares — bien seleccionadas, a menudo sin carbonatos, arenas cuarzosas. Los suelos sobre ellas son podzoles pobres y suelos sod-podzólicos arenosos.
• Arcillas varvadas lacustres-glaciares — arcillas finamente estratificadas, a menudo con alto contenido de limo, fértiles si se drenan.

Aluvión — depósitos fluviales presentes en los valles de los ríos en todas las zonas climáticas. Son estratificados, de textura variada (desde arenas hasta arcillas) y a menudo ricos en nutrientes arrastrados desde las cuencas. Sobre el aluvión se forman suelos de llanura aluvial (aluviales césped, de pradera, pantanosos) que, con un régimen hídrico regulado, son muy productivos (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003).

Coluvión — depósitos de ladera movidos por gravedad (deslizamientos, escorrentía). Es material no seleccionado, a menudo pedregoso; los suelos sobre él son poco potentes, pero pueden ser fértiles en la parte baja de las laderas debido a la concentración de tierra fina (Scheffer et al., 2018).

Arenas eólicas — arenas de dunas de desiertos y costas. Generalmente cuarzosas, pobres, con malas propiedades hídricas. Los suelos sobre ellas son poco desarrollados, a menudo salinos en condiciones áridas (Weil & Brady, 2017).

3.8. Importancia de las rocas sedimentarias para la formación del suelo

En resumen, las rocas sedimentarias desempeñan un papel clave en la edafogénesis por varias razones:

1. Son el sustrato principal para la mayoría de los suelos agrícolas (75 % de la superficie continental). Comprender sus propiedades es fundamental para la agronomía.

2. Ya están parcialmente «meteorizadas» — en ellas ya se han formado minerales arcillosos, parte de los compuestos solubles se han perdido, lo que acelera el proceso de formación del suelo en comparación con las rocas ígneas, que comienzan a meteorizarse desde cero (Buol et al., 2011; White, 2006).

3. La diversidad de rocas sedimentarias (desde calizas hasta arenas) determina un amplio espectro de propiedades edáficas: desde ácidas y pobres (sobre areniscas y arenas) hasta fértiles (sobre loess, aluvión, rocas carbonatadas). Esta es una respuesta directa a nuestra pregunta clave.

4. Las rocas carbonatadas y el loess son fuente de calcio y magnesio, mantienen una alta capacidad tampón, impiden la acidificación y favorecen la formación de una estructura estable (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

5. Las rocas arcillosas determinan una alta capacidad de absorción, acumulación de humus y nutrientes, pero pueden crear problemas con el régimen hídrico y de aireación.

6. Los depósitos cuaternarios no consolidados (morrenas, loess, aluvión) son rocas «jóvenes» en tiempo geológico; los suelos sobre ellos a menudo aún se están desarrollando, lo que permite seguir las etapas iniciales de la edafogénesis (Scheffer et al., 2018; Mukha et al., 2003).

Así, las rocas sedimentarias no son solo «productos de destrucción», sino participantes activos en la formación del suelo, que transmiten a los suelos sus propiedades heredadas y crean la base para múltiples tipos de suelos, desde pobres podzoles hasta fértiles chernozems.

4.1. Origen y características generales

Las rocas metamórficas son rocas formadas por la transformación (metamorfismo) de rocas ígneas, sedimentarias o metamórficas preexistentes bajo la influencia de altas temperaturas, presiones y fluidos químicamente activos (soluciones acuosas, gases) en las zonas profundas de la corteza terrestre (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017). El metamorfismo es un proceso de «recristalización» en estado sólido: la roca no se funde, pero los minerales cambian, se reorganizan, crecen nuevos cristales y, a veces, cambia la composición química (metasomatismo). Como resultado, la roca adquiere una nueva estructura, textura y, a menudo, una nueva composición mineral que refleja las condiciones del metamorfismo (temperatura, presión, presencia de fluidos) (White, 2006; Eash et al., 2016).

Para la edafología, las rocas metamórficas son importantes por varias razones:

1. Afloran en territorios significativos — aproximadamente el 20–25 % de la superficie continental, especialmente en escudos antiguos y regiones montañosas. Por ejemplo, en Rusia: el Escudo Báltico, el Escudo Cristalino Ucraniano, el Escudo de Aldán, así como los Urales, Altái y el Cáucaso. En el mundo: el Escudo Canadiense, el Escudo Brasileño, el Escudo de África Occidental, los Alpes, el Himalaya, etc.

2. Su composición es en general similar a la de las rocas originales, pero la estructura y, a veces, la composición mineral están sustancialmente modificadas, lo que afecta a la meteorización física y a la estabilidad química.

3. Las rocas metamórficas suelen contener minerales específicos (granate, estaurolita, cianita, sillimanita, andalucita, epidota, actinolita, serpentina) que no se encuentran o son raros en las rocas ígneas y sedimentarias. Su presencia puede influir en la química de los suelos (por ejemplo, alto contenido de hierro, magnesio, aluminio y, a veces, elementos raros) y en la velocidad de meteorización.

4.2. Tipos de metamorfismo y su influencia en las rocas

En edafología es importante distinguir dos tipos principales de metamorfismo que conducen a la formación de diferentes rocas (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017):

Metamorfismo regional — transformación a gran escala de grandes volúmenes de rocas como resultado de movimientos tectónicos (orogénesis, hundimiento) y la acción de altas presiones y temperaturas en la corteza. Es característico de regiones plegadas y escudos antiguos. El metamorfismo regional crea texturas esquistosas (foliadas, con orientación paralela de minerales) —esquistosidad, gneisicidad—. Esto facilita la meteorización física a lo largo de los planos de foliación.

Metamorfismo de contacto — transformación local de rocas cerca de magma caliente intrudido en la corteza. Aquí el factor principal es la alta temperatura; la presión suele ser baja. El metamorfismo de contacto crea rocas masivas, a menudo de grano fino —corneanas— que son difíciles de meteorizar.

Para la formación del suelo, las rocas metamórficas regionales son más importantes porque ocupan grandes áreas y tienen esquistosidad pronunciada, que favorece la penetración profunda del agua y las raíces.

4.3. Principales rocas metamórficas y su importancia como parentales

4.4. Importancia de las rocas metamórficas para la formación del suelo (resumen)

Las rocas metamórficas en su conjunto desempeñan un papel importante, aunque algo menor en superficie que las sedimentarias, en la edafogénesis. Su importancia clave para nuestro curso puede resumirse en varios puntos:

1. A menudo tienen esquistosidad o bandeado pronunciados, lo que facilita la meteorización física y la penetración del agua y las raíces en el macizo rocoso. Por ello, sobre ellas se forman cortezas de meteorización más potentes que sobre rocas ígneas macizas de la misma composición.

2. Su composición química y mineral es similar a la de las rocas originales, pero puede estar modificada por el metamorfismo. Por ejemplo, los gneises se asemejan a los granitos, las anfibolitas a los gabros, las cuarcitas a las areniscas. Sin embargo, la recristalización puede producir nuevos minerales (granate, estaurolita, sillimanita, andalucita, cordierita) que al meteorizarse liberan elementos adicionales (aluminio, hierro, magnesio) y afectan a la capacidad tampón y acidez de los suelos.

3. Algunas rocas metamórficas tienen una composición única (serpentinitas, eclogitas), lo que lleva a la formación de suelos especiales con propiedades químicas extremas (alto Mg, bajo Ca, metales pesados tóxicos). Este es un claro ejemplo de cómo la diferente composición mineral de la roca determina propiedades edáficas radicalmente distintas, incluso en las mismas condiciones climáticas.

4. Las rocas metamórficas afloran a menudo en zonas montañosas y de colinas con relieve accidentado, lo que favorece el desarrollo de catenas y la formación de suelos con diferentes grados de erosión y redeposición.

4.5. Tabla comparativa de las principales rocas metamórficas y sus propiedades edafogénicas

4.6. Conclusión de la sección

Las rocas metamórficas representan un eslabón importante, aunque menos extendido en la superficie, en la cadena de materiales parentales. Se diferencian de las rocas ígneas y sedimentarias por la presencia de esquistosidad y minerales específicos, lo que influye directamente en la meteorización física y química, y por tanto en la profundidad, fertilidad y tipo de suelos formados. Las diferencias entre ortometamorfitas y parametamorfitas, así como entre gneises y esquistos, nos dan otra confirmación de la tesis clave: la composición y estructura de la roca predeterminan las principales características del suelo futuro.

En la siguiente parte pasaremos al examen detallado de los principales minerales que componen todas estas rocas y su significado geoquímico.

5.1. Minerales: definición y clasificación

Recordemos que un mineral es una sustancia cristalina natural, predominantemente inorgánica, química y estructuralmente homogénea, formada por procesos geológicos (Scheffer et al., 2018; White, 2006). La mayoría de los minerales tienen una red cristalina ordenada, aunque también existen amorfos (por ejemplo, ópalo, alófano).

En la corteza terrestre y en los suelos se encuentran miles de especies minerales, pero solo unos 20–30 minerales son formadores de rocas —es decir, constituyen la mayor parte de las rocas (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017). Son estos minerales los que estudiaremos.

Desde el punto de vista de la formación del suelo, todos los minerales se dividen en dos grandes grupos (Scheffer et al., 2018; Mukha et al., 2003; Ganzhara et al., 2002):

Minerales primarios (litogénicos) — se formaron durante la cristalización del magma (alta temperatura, alta presión) o durante el metamorfismo. Constituyen la base de las rocas ígneas y metamórficas, así como de muchas rocas sedimentarias. En los suelos, los minerales primarios predominan en las fracciones arena y limo. Su característica principal es que no están en equilibrio con las condiciones de la superficie terrestre (atmósfera, agua, ácidos orgánicos, biota), por lo que se meteorizan activamente.

Minerales secundarios (pedogénicos) — se forman durante la meteorización y la formación del suelo a bajas temperaturas y presiones. Son minerales arcillosos, óxidos e hidróxidos de hierro y aluminio, carbonatos, sulfatos, cloruros (que se forman en condiciones áridas), así como alófano e imogolita (en cenizas volcánicas). Predominan en la fracción arcilla de los suelos. Los minerales secundarios los examinaremos en detalle en conferencias posteriores; por ahora nos centraremos en los primarios.

5.2. Base cristaloquímica de los silicatos: el tetraedro de silicio-oxígeno

La gran mayoría de los minerales primarios (y muchos secundarios) son silicatos —compuestos de silicio y oxígeno con diversos cationes (Fe, Mg, Ca, Na, K, Al, etc.). Los silicatos constituyen más del 90 % de la masa de la corteza terrestre (Scheffer et al., 2018; White, 2006). Por lo tanto, empezaremos por ellos.

El bloque constructivo básico de todos los silicatos es el tetraedro de silicio-oxígeno (SiO₄)⁴⁻ (fig. 1). Es una estructura en la que un ion Si⁴⁺ está rodeado por cuatro iones O²⁻ en los vértices de un tetraedro (pirámide regular de cuatro caras). La relación de radios permite esta coordinación (White, 2006; Weil & Brady, 2017). En la red cristalina, los tetraedros pueden unirse compartiendo átomos de oxígeno, formando diversas estructuras:

• Islas (tetraedros aislados) — relación O:Si ≈ 4:1.
• Cadenas (tetraedros unidos en cadenas) — O:Si ≈ 3:1.
• Capas (tetraedros forman láminas continuas) — O:Si ≈ 2,5:1.
• Armazón (red tridimensional) — O:Si ≈ 2:1.

Estos tipos estructurales determinan las propiedades físicas (dureza, exfoliación, fragilidad) y la resistencia a la meteorización.

Además, en la estructura de los silicatos suele ocurrir la sustitución isomórfica —reemplazo de un ion por otro de radio similar sin cambiar la estructura. Por ejemplo, Al³⁺ puede sustituir a Si⁴⁺ en el tetraedro, y Fe²⁺, Mg²⁺ pueden sustituir a Al³⁺ en posiciones octaédricas. Estas sustituciones crean un exceso de carga negativa que se compensa con la inclusión de otros cationes (K⁺, Na⁺, Ca²⁺) en la estructura o en el espacio interlaminar (en minerales arcillosos) (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

Pasemos ahora a los minerales específicos.

5.3. Cuarzo (SiO₂)

El cuarzo es el óxido de silicio, sílice pura. Su estructura es de armazón, todos los tetraedros están unidos entre sí por los cuatro vértices, formando una red tridimensional fuerte (White, 2006; Weil & Brady, 2017). El cuarzo no contiene otros cationes (excepto Si), por lo que carece de nutrientes vegetales (excepto el propio silicio, que no es esencial para la mayoría de las plantas). El cuarzo es muy duro (7 en la escala de Mohs), no tiene exfoliación, es químicamente inerte a pH 2–9. Su solubilidad es muy baja: a 25 °C, la solubilidad de la sílice amorfa es de _{120 mg/L (como SiO₂), y la del cuarzo cristalino es de solo} 6–10 mg/L (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

En la formación del suelo, el cuarzo actúa como relleno inerte. Durante la meteorización de las rocas, el cuarzo prácticamente no cambia —permanece como granos de diversos tamaños, acumulándose en las fracciones arena y limo. Es el cuarzo el que confiere a los suelos su textura arenosa. Los suelos ricos en cuarzo (sobre cuarcitas, areniscas, granitos con alto contenido de cuarzo) suelen ser pobres en nutrientes, tienen baja capacidad de intercambio catiónico, son fuertemente ácidos en clima húmedo, pero bien aireados y se calientan rápidamente (Buol et al., 2011; Eash et al., 2016).

El cuarzo puede disolverse parcialmente durante una meteorización muy prolongada en condiciones tropicales (a pH > 9 o < 4), pero en climas templados prácticamente no se destruye. Por tanto, el cuarzo es un estándar de estabilidad para evaluar el grado de meteorización de las rocas (la relación cuarzo/feldespato se utiliza a menudo como índice de meteorización).

5.4. Feldespatos

Los feldespatos son un grupo de aluminosilicatos de estructura de armazón en los que parte del Si⁴⁺ en los tetraedros es reemplazado por Al³⁺, y el exceso de carga negativa resultante se compensa con cationes grandes (K⁺, Na⁺, Ca²⁺) situados en cavidades del armazón (Scheffer et al., 2018; White, 2006; Weil & Brady, 2017). Los feldespatos son los minerales más abundantes de la corteza terrestre: constituyen alrededor del 50 % de su volumen (Scheffer et al., 2018).

Por composición química, los feldespatos se dividen en dos grandes grupos:

1. Feldespatos potásicos (ortoclasa, microclina, sanidina) — fórmula general KAlSi₃O₈. Contienen potasio, casi nada de sodio y calcio. Aparecen en rocas ígneas ácidas (granitos, riolitas) y metamórficas (gneises). Al meteorizarse, los feldespatos potásicos liberan potasio —el nutriente más importante para las plantas. El proceso de hidrólisis puede representarse esquemáticamente (según Weil & Brady, 2017; Foth, 1990):

Es decir, en última instancia se forman minerales arcillosos (caolinita) y sílice disuelta, mientras que el potasio se libera a la solución del suelo, donde puede ser absorbido por las plantas o fijado en los interestratos de minerales arcillosos (illita) (Scheffer et al., 2018).

2. Plagioclasas — soluciones sólidas desde sódica (albita NaAlSi₃O₈) hasta cálcica (anortita CaAl₂Si₂O₈). Entre ellas existe una serie continua: oligoclasa (Na > Ca), andesina (Na ≈ Ca), labradorita (Ca > Na), bitownita (Ca predominante). Las plagioclasas están muy extendidas en rocas ígneas desde ácidas hasta básicas (cuanto más básica la roca, más cálcica es la plagioclasa) (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Al meteorizarse, las plagioclasas liberan sodio y calcio, así como aluminio y silicio. El sodio y el calcio son importantes para las plantas, especialmente el calcio (elemento estructural de las paredes celulares, regulador de muchos procesos). Las plagioclasas se meteorizan más rápido que los feldespatos potásicos, especialmente la anortita (la más cálcica). Como resultado de la hidrólisis de las plagioclasas se forman minerales arcillosos (caolinita, esmectitas) y, en condiciones de meteorización intensa, hidróxidos de aluminio (gibbsita) (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

Importancia para los suelos: los feldespatos son una de las principales fuentes de potasio, calcio y sodio en los suelos. Los cationes liberados no solo nutren a las plantas, sino que también influyen en la reacción de la solución del suelo (cuando se libera Ca²⁺ o K⁺, el pH aumenta; cuando se lavan, disminuye). Los suelos sobre rocas ricas en feldespatos (granitos, gneises, loess) suelen ser más fértiles que los de rocas pobres en feldespatos (cuarcitas, areniscas).

5.5. Micas

Las micas son minerales laminares (filosilicatos) con una estructura característica 2:1: dos láminas tetraédricas de silicio-oxígeno con una lámina octaédrica (con aluminio, magnesio, hierro) entre ellas (Scheffer et al., 2018; White, 2006). Las capas están unidas a través del espacio interlaminar, ocupado por cationes grandes (normalmente K⁺) que encajan en las cavidades «ditrigonales» de las láminas tetraédricas y forman enlaces fuertes. Debido a esta resistencia, las micas tienen una exfoliación basal perfecta (se separan fácilmente en láminas finas) y una resistencia química moderada.

Se distinguen dos grupos principales de micas:

1. Moscovita (mica potásica) — KAl₂(Si₃Al)O₁₀(OH)₂, dioctaédrica (Al³⁺ ocupa 2 de 3 posiciones octaédricas). La moscovita es de color claro, contiene hasta 9–11 % de K₂O. Es bastante resistente a la meteorización química (más lenta que la biotita), pero con meteorización prolongada, el K⁺ es desplazado gradualmente y la moscovita se transforma en hidromica (illita) o caolinita (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

2. Biotita (mica de hierro-magnesio) — K(Mg,Fe²⁺)₃(Si₃Al)O₁₀(OH)₂, trioctaédrica (las tres posiciones octaédricas ocupadas por Mg²⁺ o Fe²⁺). La biotita es de color oscuro, contiene menos potasio (hasta 6–10 % K₂O), pero mucho Fe y Mg. La biotita es menos resistente a la meteorización que la moscovita porque el Fe²⁺ se oxida fácilmente a Fe³⁺, alterando la estructura, y el K⁺ sale más rápidamente del espacio interlaminar (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Al meteorizarse las micas se liberan potasio, así como hierro, magnesio y aluminio. Las micas son una fuente importante de potasio en los suelos, especialmente la biotita, que cede K⁺ más fácilmente. Con el lavado parcial del potasio, las micas se transforman en vermiculita o esmectita (estructura expandible) y, con meteorización completa, en caolinita (Scheffer et al., 2018; White, 2006). Los suelos formados sobre rocas micáceas (gneises, esquistos, granitos con biotita) suelen tener un buen régimen de potasio, aunque en climas húmedos el potasio puede ser lavado.

5.6. Piroxenos y anfíboles (minerales ferromagnesianos)

Este es un grupo de silicatos de cadena que contienen mucho hierro y magnesio, así como calcio. Son característicos de rocas básicas y ultrabásicas (gabro, basalto, peridotita) y de algunas rocas metamórficas (anfibolitas, esquistos verdes).

Los piroxenos tienen cadenas simples de tetraedros (una cadena de SiO₄) — fórmula general M₂Si₂O₆, donde M = Ca, Mg, Fe, Al. El más común en rocas parentales es el augita — (Ca, Mg, Fe)₂Si₂O₆, así como hiperstena, enstatita, diópsido. Los piroxenos son de color verde oscuro a negro, a menudo en cristales prismáticos cortos con buena exfoliación en dos direcciones (White, 2006; Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Los anfíboles tienen cadenas dobles de tetraedros (dos cadenas paralelas unidas por oxígenos compartidos) — fórmula general M₇Si₈O₂₂(OH)₂, donde M = Ca, Mg, Fe, Al. El más común es la hornblenda (anfíbol de composición intermedia) — Ca₂(Mg,Fe,Al)₅(Si₈O₂₂)(OH)₂. Los anfíboles también son verde oscuro, con cristales prismáticos y exfoliación perfecta a 124° (a diferencia de los piroxenos, que tienen exfoliación a 90°). Los anfíboles contienen un grupo hidroxilo (OH), lo que los hace estructuralmente más cercanos a los silicatos laminares (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Resistencia a la meteorización: los piroxenos y anfíboles se meteorizan significativamente más rápido que los feldespatos y el cuarzo, especialmente los piroxenos (el olivino es aún más rápido —ver más adelante). Al meteorizarse liberan Fe, Mg, Ca en solución, mientras que el silicio y el aluminio pasan parcialmente a solución o participan en la formación de minerales arcillosos secundarios (esmectitas, vermiculitas, clorita) (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017). En condiciones oxidantes, el Fe²⁺ se oxida rápidamente a Fe³⁺ y precipita como óxidos e hidróxidos de hierro (goethita, hematita), que colorean los suelos de amarillo, pardo y rojo.

Importancia para los suelos: los minerales ferromagnesianos son la principal fuente de magnesio, hierro, calcio y micronutrientes (Mn, Zn, Cu) en los suelos. Los suelos formados sobre rocas ricas en piroxenos y anfíboles (basaltos, gabros, anfibolitas, esquistos verdes) suelen ser neutros o ligeramente alcalinos, tienen alta CIC, contienen muchos minerales arcillosos y son fértiles. A menudo están coloreados en tonos rojos y pardos debido a los óxidos de hierro. Sin embargo, en climas húmedos con lavado intenso pueden empobrecerse fuertemente en bases y convertirse en suelos ferralíticos ácidos.

5.7. Olivinos

El olivino es un silicato de isla (tetraedros aislados), fórmula química (Mg,Fe)₂SiO₄. Es una solución sólida entre forsterita (Mg₂SiO₄) y fayalita (Fe₂SiO₄). El olivino tiene color verde oliva, a menudo en granos redondeados en rocas ultrabásicas (peridotitas, dunitas) y a veces en basaltos (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

El olivino es uno de los minerales silicatados que se meteorizan más rápidamente. Por hidrólisis y oxidación se descompone formando hidróxidos de hierro y magnesio, así como sílice. Durante la meteorización suele formarse serpentina (silicato laminar de magnesio) —ya lo hemos mencionado en la sección sobre serpentinitas (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Importancia para los suelos: debido a su escasa presencia en superficie (el olivino se destruye rápidamente), los suelos directamente sobre rocas de olivino son raros (principalmente en áreas de rocas básicas jóvenes). Pero sus productos de meteorización (serpentina, esmectitas, hidróxidos de hierro) participan en la formación de suelos sobre rocas ultrabásicas, como ya se ha comentado.

5.8. Carbonatos (calcita, dolomita)

La calcita (CaCO₃) y la dolomita (CaMg(CO₃)₂) son minerales carbonatados, ampliamente distribuidos en rocas sedimentarias (calizas, dolomías, margas) y en algunas metamórficas (mármoles). No son silicatos; son sales del ácido carbónico. Su estructura cristalina se basa en iones CO₃²⁻ unidos a cationes Ca²⁺ y Mg²⁺ (White, 2006; Eash et al., 2016; Weil & Brady, 2017).

Los carbonatos se disuelven fácilmente en medio ácido, especialmente en presencia de dióxido de carbono, que forma ácido carbónico:

Este proceso subyace a los fenómenos kársticos (cuevas, sumideros) y al lavado de carbonatos de los suelos. En climas húmedos, los carbonatos son lavados de los horizontes superiores y el suelo se vuelve ácido. Sin embargo, mientras los carbonatos estén presentes (incluso en horizontes profundos), amortiguan el pH alrededor de 7–8,3 (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017). La reacción puede ser ligeramente alcalina debido a la hidrólisis de los carbonatos.

Importancia para los suelos: los carbonatos son la principal fuente de calcio y magnesio, y proporcionan una reacción neutra o ligeramente alcalina. Los suelos sobre rocas carbonatadas (rendzinas, chernozems sobre loess, castaños) suelen tener una alta estructuración (debido a los puentes de calcio entre partículas), buenas propiedades físicas y alta fertilidad (Buol et al., 2011; Eash et al., 2016). Además, los carbonatos neutralizan la acidez, impidiendo la podzolización y la ferralitización. En condiciones áridas, los carbonatos pueden acumularse en el perfil en forma de concreciones, pseudomicelio u horizontes duros (calcretas) (Scheffer et al., 2018).

5.9. Otros minerales importantes (brevemente)

Además de los mencionados, en las rocas parentales también se encuentran:

• Óxidos de hierro (magnetita Fe₃O₄, ilmenita FeTiO₃) — parte de la fracción pesada, estables, pueden ser fuente de hierro.
• Óxidos de titanio (rutilo, anatasa, brookita) — muy estables, se utilizan como indicadores de meteorización.
• Sulfuros (pirita FeS₂) — aparecen en rocas sedimentarias; al oxidarse dan ácido sulfúrico, causando una fuerte acidificación (suelos ácidos sulfatados) (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).
• Apatito Ca₅(PO₄)₃(OH,F,Cl) — fuente importante de fósforo en los suelos, aparece como mineral accesorio en rocas ígneas y en fosforitas sedimentarias.
• Yeso CaSO₄·2H₂O — aparece en zonas áridas, fuente de calcio y azufre, puede formar horizontes duros (costras yesíferas).

5.10. Resistencia de los minerales a la meteorización: serie de Bowen y su significado edáfico

En las rocas ígneas, los minerales cristalizan a partir del fundido en un orden determinado (serie de Bowen), que es simultáneamente una serie de resistencia a la meteorización química en la superficie. Esquemáticamente, esta serie es (según Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017; Foth, 1990):

Menos resistentes (cristalizan primero, se meteorizan primero):

• Olivino → piroxenos → anfíboles → biotita
• ↑
• (a temperaturas superficiales son inestables, se descomponen rápidamente)

Resistencia intermedia:

• Plagioclasas (de cálcicas a sódicas: anortita → albita) → feldespatos potásicos → moscovita

Más resistentes (cristalizan los últimos, perduran más):

• Cuarzo (el más resistente)

Esta serie explica por qué en las fracciones arenosas de los suelos, especialmente en los maduros, predomina el cuarzo, mientras que los minerales menos resistentes (olivino, piroxenos) desaparecen por completo en etapas tempranas de la meteorización. Cuanto más larga e intensa es la meteorización, más cuarzo y otros minerales resistentes (circón, rutilo, turmalina) se acumulan —estos se denominan minerales indicadores de meteorización (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

5.11. Relación entre la composición mineral de la roca y la fertilidad del suelo

Ahora podemos formular una dependencia directa:

• Rocas ricas en cuarzo y pobres en feldespatos y ferromagnesianos (cuarcitas, areniscas, granitos ácidos) → suelos pobres, ácidos, arenosos, con baja CIC, poco húmicos (podzoles, suelos sod-podzólicos arenosos).
• Rocas con muchos feldespatos (especialmente potásicos y cálcicos) → suelos de fertilidad media, con buen régimen de potasio y calcio, francos (suelos grises forestales, pardos, chernozems sobre loess).
• Rocas ricas en minerales ferromagnesianos (basaltos, gabros, anfibolitas) → suelos fértiles, ricos en Ca, Mg, Fe, arcillosos, neutros o ligeramente ácidos (cambisoles eutricos, suelos pardos sobre basaltos, suelos ferralíticos).
• Rocas con carbonatos → suelos de reacción neutra o alcalina, ricos en calcio y magnesio, con buena estructura y alta fertilidad (chernozems, castaños, rendzinas).
• Rocas con exceso de Mg y baja relación Ca/Mg (serpentinitas) → suelos con toxicidad por magnesio, específicos, a menudo de baja productividad.

Por tanto, conocer la composición mineral de la roca nos da la clave para predecir las principales propiedades del suelo futuro: su acidez, su dotación de nutrientes, su textura, su estructura e incluso su tendencia a la salinización o podzolización.

5.12. Conclusión de la sección sobre minerales

Hemos examinado los principales minerales formadores de rocas, su estructura, composición química, resistencia e influencia en los suelos. Estos minerales son «individuos», cada uno con su propio carácter. Son sus combinaciones en las rocas las que crean la infinita diversidad de suelos que observamos en el planeta.

En la siguiente parte pasaremos a la composición mineralógica de las rocas parentales en su conjunto y al significado geoquímico de los minerales individuales —es decir, a cómo los minerales específicos afectan a los elementos químicos en los suelos.

6.1. Regularidades en la distribución de los minerales según las fracciones granulométricas

Una de las regularidades fundamentales de la edafología es que diferentes minerales se concentran en diferentes fracciones granulométricas (Scheffer et al., 2018; White, 2006; Weil & Brady, 2017). Esta regularidad tiene una enorme importancia práctica, ya que la composición granulométrica determina muchas propiedades físicas y químicas de los suelos.

Fracción arena (2–0,05 mm) — está compuesta casi enteramente por minerales primarios resistentes a la meteorización. Predominan:

• Cuarzo (hasta 80–95 % en suelos maduros) — el más resistente;
• Feldespatos potásicos (ortoclasa, microclina) — relativamente resistentes;
• Plagioclasas ácidas (albita, oligoclasa) — si se conservan;
• Moscovita — en forma de escamas planas, a menudo en arenas gruesas;
• Minerales pesados (circón, rutilo, turmalina, granate, magnetita, ilmenita, apatito) — como granos raros, constituyen la «fracción pesada» con densidad > 2,9 g/cm³.

La fracción arena casi no contiene minerales arcillosos (son demasiado pequeños) y es muy pobre en nutrientes, excepto potasio (de feldespatos y micas) y a veces fósforo (de apatito) (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Fracción limo (0,05–0,002 mm) — ocupa una posición intermedia. Contiene:

• Cuarzo y feldespatos — como granos finos (principalmente primarios);
• Micas (moscovita, biotita) — como escamas finas;
• Carbonatos (calcita, dolomita) — especialmente en loess y rocas carbonatadas;
• Minerales secundarios (arcillosos) pueden estar presentes, pero a menudo como agregados.

La fracción limo determina muchas propiedades físico-hídricas de los suelos: capilaridad, capacidad de retención de agua, plasticidad (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Fracción arcilla (< 0,002 mm) — es el mundo de los minerales secundarios (pedogénicos), aunque también pueden aparecer fragmentos muy finos de minerales primarios (especialmente cuarzo y micas). Componentes principales:

• Silicatos laminares (minerales arcillosos): caolinita, montmorillonita, illita (hidromica), vermiculita, clorita, formaciones interestratificadas;
• Óxidos e hidróxidos de hierro (goethita, hematita, ferrihidrita), aluminio (gibbsita), manganeso, titanio (anatasa, rutilo);
• Compuestos amorfos y poco cristalinos (alófano, imogolita, ferrihidrita) — especialmente en suelos jóvenes y suelos sobre cenizas volcánicas;
• Carbonatos (en suelos calcáreos) — a menudo como microcristales;
• Yeso (en suelos áridos).

Es la fracción arcilla la que determina la capacidad de intercambio catiónico, la capacidad de retención de agua, la hinchazón y contracción, la capacidad de agregación y la capacidad tampón química de los suelos (Foth, 1990; White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Así, en cualquier suelo, la fracción arena es el «esqueleto» de minerales primarios estables, mientras que la fracción arcilla es la «matriz activa» de minerales arcillosos secundarios y óxidos (Ganzhara et al., 2002; Mukha et al., 2003).

6.2. Composición mineralógica de los principales tipos de rocas parentales

Consideremos ahora qué minerales predominan en los tipos específicos de rocas que afloran en la superficie y sirven como sustrato para la formación del suelo.

6.3. Composición mineralógica del suelo como reflejo de la roca y la edafogénesis

La composición mineralógica del suelo se forma bajo la doble influencia de:

1. Herencia de la roca — especialmente en las fracciones arena y limo, así como en la fracción arcilla de suelos jóvenes (en etapas tempranas de meteorización).

2. Transformaciones pedogénicas — formación de minerales secundarios, destrucción de minerales primarios inestables, transformación de unos minerales arcillosos en otros.

En la tabla 5 se presentan las asociaciones típicas de minerales arcillosos que se forman sobre diferentes rocas en diferentes condiciones climáticas (según Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003).

Tabla 5. Asociaciones típicas de minerales arcillosos según la roca y el clima

Fuentes: Scheffer et al. (2018); Weil & Brady (2017); Mukha et al. (2003); Ganzhara et al. (2002)

La tabla muestra cómo el clima «anula» la influencia de la roca. Por ejemplo, sobre una misma roca granítica, en la taiga se forman podzoles con arcillas de illita-vermiculita, mientras que en los trópicos, suelos ferralíticos con caolinita y gibbsita. Sin embargo, la roca sigue dejando su impronta: incluso en los trópicos, sobre basaltos los suelos serán más ricos en óxidos de hierro y esmectitas (en etapas iniciales) que sobre granitos.

6.4. Importancia agronómica de la composición mineralógica de las rocas

Para la agronomía, el conocimiento de la composición mineralógica de la roca parental permite predecir una serie de propiedades del suelo críticas para la agricultura.

Fertilidad (contenido de nutrientes):

• Potasio: rocas que contienen feldespatos potásicos y micas (granitos, gneises, loess, esquistos arcillosos) — fuente potencial de K, aunque su disponibilidad depende de la meteorización. Los suelos sobre loess y esquistos suelen estar bien provistos de potasio (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003).
• Calcio y magnesio: rocas que contienen carbonatos (calizas, dolomías, loess) — principal fuente de Ca y Mg. Los suelos sobre ellas a menudo no necesitan encalado y tienen buena estructura (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).
• Fósforo: rocas que contienen apatito (granitos, algunas rocas sedimentarias) pueden ser fuente de P, pero a menudo el fósforo en los suelos está fuertemente fijado y es poco disponible (especialmente en suelos ácidos y ferruginosos) (Foth, 1990).
• Hierro y micronutrientes: las rocas básicas y ultrabásicas proporcionan alto contenido de Fe, Mn, Zn, Cu, Co, Ni, Cr. Esto puede ser tanto un beneficio (en cantidad suficiente) como un problema (toxicidad de Cr, Ni en serpentinitas) (Buol et al., 2011).

Acidez del suelo:

• Rocas ricas en carbonatos → reacción neutra o ligeramente alcalina.
• Rocas pobres en bases (cuarcitas, areniscas, granitos ácidos) → suelos fuertemente ácidos en clima húmedo, que requieren encalado.
• Presencia de esmectitas (arcillas expandibles) puede aumentar la CIC y la capacidad tampón frente a la acidificación (White, 2006; Scheffer et al., 2018).

Propiedades físicas:

• Rocas que dan mucha arena cuarzosa → suelos ligeros, bien drenados, pero pobres y resistentes a la sequía.
• Rocas con alto contenido de minerales arcillosos, especialmente montmorillonita → suelos pesados, con mala aireación, propensos al encostramiento, pero con alta capacidad de retención de agua.
• Loess y francos loéssicos → equilibrio óptimo (textura franca) → mejores suelos para la agricultura (Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003).

Resistencia a la erosión:

• Los suelos sobre loess y francos son más susceptibles a la erosión eólica e hídrica que los arcillosos o arenosos, debido a la débil agregación de las partículas limosas.
• Los suelos con alto contenido de esmectitas y humus sobre rocas carbonatadas están mejor agregados y son más resistentes a la erosión (Scheffer et al., 2018).

6.5. Resumen: lo que hemos aprendido sobre la composición mineralógica de las rocas

1. Diferentes minerales se concentran en diferentes fracciones: arena — principalmente minerales primarios (cuarzo, feldespatos, micas); limo — mezcla de primarios y secundarios; arcilla — minerales arcillosos secundarios y óxidos.

2. La composición de la roca parental no es un conjunto aleatorio de minerales, sino una combinación regular que depende de la génesis de la roca (ígnea, sedimentaria, metamórfica) y de su historia (meteorización, composición).

3. La composición mineralógica determina directamente:

• el contenido de nutrientes (K, Ca, Mg, Fe, P, micronutrientes),
• la acidez del suelo,
• la textura,
• la capacidad de intercambio catiónico,
• la capacidad de retención de agua,
• la estructura y agregación,
• la tendencia a la salinización, podzolización o ferralitización.

4. Las rocas parentales más valiosas desde el punto de vista agronómico son aquellas que combinan:

• contenido moderado de minerales arcillosos (para CIC y retención de humedad),
• presencia de feldespatos y micas (para potasio y otras bases),
• presencia de carbonatos (para capacidad tampón y estructura),
• textura óptima (franca).

Tales rocas incluyen loess, francos loéssicos, margas, depósitos aluviales, morrenas carbonatadas y rocas ígneas básicas.

5. El clima es el principal «director» que determina qué minerales secundarios se formarán a partir de los primarios, incluso sobre la misma roca. Pero la roca fija el «guion» —el conjunto de materiales de partida con los que trabaja el clima.

7.1. Elementos biofílicos y sus fuentes en los minerales

Para la vida de las plantas se necesitan elementos químicos, que se dividen en macronutrientes (consumidos en grandes cantidades) y micronutrientes (consumidos en pequeñas dosis pero esenciales). Todos ellos, excepto el carbono, el hidrógeno y el oxígeno, entran en las plantas desde el suelo, y al suelo —desde los minerales en meteorización (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017). Por tanto, el conocimiento de en qué minerales se encuentran estos elementos es de suma importancia.

Tabla 6. Principales nutrientes vegetales y sus principales fuentes minerales

Compilado a partir de: Foth (1990); Weil & Brady (2017); White (2006); Scheffer et al. (2018)

Obsérvese: cada mineral es un «concentrador» de un conjunto específico de elementos. Por ejemplo, el cuarzo aporta solo silicio (y muy lentamente), mientras que el apatito aporta fósforo, vital para las plantas. Por tanto, la diversidad de minerales en la roca es la diversidad de nutrientes en el suelo futuro.

7.2. Series de movilidad geoquímica de los elementos

Durante la meteorización, los diferentes elementos se comportan de manera diferente: unos pasan rápidamente a la solución y son lavados, otros permanecen en su lugar y se acumulan, otros migran a corta distancia y se fijan como minerales secundarios. Para sistematizar estos procesos se utilizan series de movilidad de los elementos.

El académico A.E. Fersman y B.B. Polynov desarrollaron la serie clásica de movilidad en condiciones de meteorización oxidante. De forma simplificada, esta serie es (según Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017; Mukha et al., 2003):

Más móviles (fácilmente lixiviados):

Cl⁻, SO₄²⁻, Na⁺, Ca²⁺, Mg²⁺

Moderadamente móviles:

K⁺, SiO₂ (como ácido ortosilícico), Mn²⁺

Poco o nada móviles:

Fe³⁺, Al³⁺, Ti⁴⁺, P (como fosfatos), Ni²⁺, Co²⁺, Cr³⁺

Esta serie explica por qué en los suelos maduros de clima húmedo, los horizontes superiores están empobrecidos en calcio, sodio y magnesio (han sido lixiviados) y enriquecidos en cuarzo y óxidos de hierro y aluminio (permanecen en su lugar) (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

Sin embargo, es importante tener en cuenta que la movilidad depende del pH y de las condiciones redox. Por ejemplo:

• En medio ácido (pH < 5), Al³⁺ se vuelve móvil y puede ser lixiviado, mientras que en medio neutro precipita como hidróxido (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
• En condiciones reductoras (en suelos anegados), Fe³⁺ se reduce a Fe²⁺ y se vuelve móvil, lo que lleva a la formación de horizontes gley y concreciones (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Así, la movilidad de los elementos no está determinada solo por las propiedades del elemento en sí, sino también por el ambiente químico del suelo.

7.3. Papel geoquímico de los diferentes grupos de minerales

Sistematizamos ahora qué elementos entran en el suelo desde los distintos minerales y cómo afectan a los procesos edáficos.

7.4. Barreras geoquímicas y acumulación de elementos

En los suelos existen barreras geoquímicas —zonas donde se produce un cambio brusco de las condiciones (pH, Eh, concentración, sorción) que provoca la precipitación o fijación de elementos móviles. Las barreras desempeñan un papel clave en la formación de horizontes y en la distribución de elementos en el perfil.

Principales tipos de barreras geoquímicas en los suelos (según Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017):

1. Barrera carbonatada — al aumentar el pH (por ejemplo, al pasar de un medio ácido a un medio carbonatado) se produce la precipitación de carbonatos de calcio y magnesio. Es característica de los suelos sobre rocas carbonatadas y de las zonas de lavado (horizontes iluviales de calcio).

2. Barrera de hierro-manganeso (oxidante) — al pasar de condiciones reductoras a oxidantes, Fe²⁺ y Mn²⁺ se oxidan a Fe³⁺ y Mn⁴⁺ y precipitan como óxidos e hidróxidos. Esto da lugar a la formación de concreciones, ortstein, horizontes plínticos y coloración de los suelos (Scheffer et al., 2018; Foth, 1990).

3. Barrera de sorción — fijación de cationes y aniones en la superficie de minerales arcillosos y materia orgánica. Especialmente importante para el potasio (fijación en interestratos de illita y vermiculita), el fósforo (adsorción en óxidos de hierro y aluminio en suelos ácidos), el amonio (fijación en interestratos) y los metales pesados (unión a materia orgánica y óxidos) (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

4. Barrera ácido-base — al cambiar el pH, muchos elementos cambian su movilidad. En medio ácido (pH < 5), Al³⁺, Fe³⁺, Mn²⁺ se vuelven móviles y pueden ser tóxicos; en medio alcalino (pH > 8), Mo, Se, As se vuelven móviles, mientras que Ca, Mg, P pierden disponibilidad. Esta barrera es crítica para la agronomía, ya que determina la disponibilidad de casi todos los nutrientes (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

7.5. Importancia práctica de la geoquímica de los minerales para la agronomía

Pasemos ahora a las conclusiones más prácticas. ¿Qué aporta al agrónomo el conocimiento de la base mineral de los suelos?

1. Predicción de la fertilidad y necesidades de fertilizantes

• Suelos sobre rocas ricas en feldespatos potásicos y micas (granitos, gneises, loess, esquistos arcillosos) — potencialmente bien provistos de potasio (K). Sin embargo, la disponibilidad de K depende de la meteorización y la acidez. En suelos ácidos, el potasio puede ser lixiviado, y entonces se necesitan fertilizantes potásicos (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
• Suelos sobre rocas carbonatadas (calizas, dolomías, margas) — bien provistos de calcio y magnesio, normalmente no necesitan encalado. Por el contrario, pueden sufrir deficiencias de hierro, zinc, manganeso (debido al pH alto) (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
• Suelos sobre rocas básicas (basaltos, gabros, anfibolitas) — ricos en hierro, magnesio, calcio, a menudo contienen micronutrientes. Sin embargo, en condiciones ácidas (trópicos) pueden empobrecerse fuertemente en bases y requerir encalado y fertilizantes fosfatados (el P se fija fuertemente en óxidos de Fe y Al) (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).
• Suelos sobre areniscas y cuarcitas — extremadamente pobres, requieren casi todos los nutrientes, especialmente potasio, fósforo, magnesio y micronutrientes. Sin embargo, son fácilmente drenables y pueden ser cultivados con fertilización intensiva (Weil & Brady, 2017).

2. Diagnóstico de acidez y remediación

• Presencia de carbonatos en la roca o en el suelo (efervescencia con HCl) — indicio de reacción neutra o alcalina y ausencia de necesidad de encalado. Si no hay carbonatos y el clima es húmedo, el suelo es probablemente ácido y requiere encalado y enmiendas orgánicas (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
• Suelos sobre rocas con pirita (algunas arcillas marinas, depósitos carboníferos) pueden, al ser drenados, dar una reacción fuertemente ácida (suelos ácidos sulfatados) y requieren encalado con grandes dosis (Scheffer et al., 2018; Foth, 1990).

3. Predicción del régimen hídrico y de las mejoras por riego

• La textura y el tipo de minerales arcillosos afectan directamente a la permeabilidad y la capacidad de retención de agua. Los suelos sobre arcillas montmorilloníticas (esmectitas) se hinchan fuertemente, se contraen y tienen lenta infiltración, lo que requiere laboreo especial y drenaje (White, 2006; Weil & Brady, 2017).
• Los suelos sobre arcillas caoliníticas (suelos tropicales meteorizados) — menos hinchables, mejor drenados, pero pueden tener baja CIC.

4. Predicción de fitotoxicidad

• Los suelos sobre serpentinitas y rocas ultrabásicas pueden tener altos contenidos de Ni, Cr, Co, tóxicos para muchos cultivos. En estas áreas se requiere la selección de especies tolerantes o agromelioración (por ejemplo, aplicación de calcio para mejorar la relación Ca/Mg) (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).
• El alto contenido de Fe y Mn en condiciones reductoras (suelos anegados) puede provocar toxicidad por Fe²⁺ y Mn²⁺ para el arroz y otros cultivos (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

5. Evaluación de la resistencia de los suelos a la degradación

• Los suelos sobre rocas ligeras (arenas, areniscas) son más propensos a la erosión que los arcillosos. El conocimiento de la mineralogía ayuda a elegir medidas antierosivas (barreras forestales, acolchado) (Weil & Brady, 2017).
• Los suelos con alto contenido de montmorillonita pueden estar sujetos a fuertes contracciones y agrietamiento, lo que afecta al sistema radicular y al suministro de agua (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

7.6. Respuesta general a la pregunta clave de la conferencia

Hemos llegado al punto principal —la respuesta a la pregunta planteada al inicio de la conferencia:

¿Por qué rocas diferentes forman suelos diferentes?

La respuesta puede formularse en varios niveles:

1. Nivel mineralógico. Rocas diferentes consisten en conjuntos diferentes de minerales. Cada mineral es fuente de elementos químicos específicos y posee una resistencia determinada a la meteorización. En consecuencia, el suelo que se forma sobre la roca «hereda» su composición química (conjunto de elementos) y sus propiedades físicas (estructura, dispersividad, porosidad), que dependen directamente de los minerales (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017; Scheffer et al., 2018).

2. Nivel geoquímico. Durante la meteorización, los nutrientes (K, Ca, Mg, Fe, P, micronutrientes) se liberan de diferentes minerales a diferentes velocidades y en diferentes cantidades, y se forman minerales secundarios (caolinita, esmectita, illita, hidróxidos de Fe y Al). Estos minerales secundarios determinan la capacidad de intercambio catiónico, la acidez, la capacidad tampón, la retención de agua, la agregación —es decir, todas las propiedades agronómicas clave del suelo (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017; White, 2006).

3. Nivel fisicoquímico. La presencia o ausencia de carbonatos, el exceso o defecto de bases, la naturaleza de los minerales arcillosos (expandibles o no), el contenido de óxidos de hierro y aluminio —todo esto está determinado por la composición inicial de la roca y predetermina la reacción del suelo (pH), su régimen hídrico-aéreo, su capacidad de estructuración y su resistencia a las presiones antrópicas (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Así, la roca sirve como «capital inicial» de la formación del suelo. El clima, el relieve, los organismos y el tiempo son «inversores» y «gestores» que pueden aumentar o disminuir este capital, pero no pueden crearlo de la nada. Una roca pobre (arena cuarzosa), incluso con el clima más favorable, no dará un chernozem, mientras que una roca rica (basalto, loess) incluso en condiciones desfavorables puede dar un suelo más fértil que una roca pobre en las mismas condiciones.

7.7. Resumen final de toda la conferencia

Hemos recorrido un largo camino: desde la corteza terrestre, pasando por las rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas, hasta los minerales principales y su papel geoquímico. Resumamos.

1. La corteza terrestre está compuesta principalmente por silicatos y aluminosilicatos, donde los elementos principales son el oxígeno y el silicio. Crean la base para la mayoría de los minerales del suelo.

2. Las rocas ígneas son el material primario del que todo comienza. Su composición (ácida, básica, ultrabásica) determina qué minerales y elementos entrarán en el suelo.

3. Las rocas sedimentarias son las más extendidas en la superficie terrestre. Ya están parcialmente «meteorizadas» y contienen minerales arcillosos y carbonatos, lo que las convierte en la base de muchos suelos fértiles.

4. Las rocas metamórficas son rocas alteradas por temperatura y presión. A menudo tienen estructura esquistosa, que facilita la meteorización, y pueden contener minerales únicos (serpentina, granate) que afectan a la química del suelo.

5. Los minerales principales son los bloques constructivos de las rocas. El cuarzo es inerte, los feldespatos aportan K, Na, Ca, las micas aportan K, Mg, Fe, los ferromagnesianos aportan Fe, Mg, Ca y micronutrientes, los carbonatos aportan Ca, Mg y capacidad tampón. Cada mineral es una «fábrica» de nutrientes específicos.

6. La composición mineralógica de las rocas es una combinación regular de minerales que determina directamente la textura, la capacidad de intercambio catiónico, la acidez, la capacidad de retención de agua y la fertilidad del suelo futuro.

7. El significado geoquímico de los minerales es la encarnación práctica del vínculo «roca → suelo → planta». Los elementos liberados de los minerales se vuelven disponibles para las plantas, configuran la acidez, participan en la estructuración y determinan el valor agronómico del suelo.

Palabras finales para los oyentes:

Ahora poseen un conocimiento fundamental sobre la base mineral de los suelos. Comprendiendo de qué minerales está compuesta la roca, pueden predecir las propiedades del suelo: si será ácido o neutro, fértil o pobre, arenoso o arcilloso, fácil de labrar o pesado.

En la próxima conferencia pasaremos a los procesos de meteorización y formación del suelo —a cómo a partir de minerales y rocas, bajo la acción del clima y los organismos, se forma ese medio fértil que llamamos suelo. Recuerden: los minerales no son solo «piedras muertas»; son el depósito de elementos del que se construye la vida en el suelo.