Meteorización de los minerales

Actualizado: 24 Julio 2026 Русский English

Estimados oyentes, hoy comenzamos nuestra conversación sobre el proceso más asombroso y enigmático: cómo una roca sólida e inerte se transforma en la cuna de la vida, en suelo. Empezaremos desde el principio, desde el primer paso de este largo camino, y responderemos a la pregunta: ¿qué fuerzas ponen en marcha este mecanismo? ¿Cómo millones de años de materia inanimada adquieren un alma y se convierten en un medio fértil?

Nuestro objetivo principal es comprender los principios básicos que nos ayudarán posteriormente a desenvolvernos en la infinita diversidad de los suelos del mundo. Todo este largo proceso se denomina meteorización. La meteorización no es solo destrucción, es un proceso de transformación que incluye tanto la descomposición de minerales antiguos como la síntesis de otros nuevos, los cuales determinan las propiedades del futuro suelo (Birkeland, 1984; Weil & Brady, 2017). Y antes de que comiencen las complejas reacciones químicas, la roca debe ser preparada, triturada, para que cada grano de arena y cada pequeño cristal estén listos para el cambio. Este primer papel preparatorio lo desempeña la meteorización física.

1. Meteorización física: Rompedores de la roca dura

La meteorización física es el proceso de desintegración mecánica de la roca y los minerales en fragmentos más pequeños sin que se modifique su composición química ni su estructura mineralógica (Birkeland, 1984; Eash et al., 2016). Imagine que toma un trozo de roca y lo rompe con un martillo: ha cambiado su tamaño, pero no su composición. En la naturaleza, el papel de ese martillo lo desempeñan diversos agentes físicos. Aunque la composición química no cambia, la importancia de la meteorización física para la formación del suelo es colosal: aumenta la superficie de la roca, abriendo el acceso a futuras reacciones químicas y a la actividad biológica. En este sentido, la meteorización física es el gran preparador (Foth, 1990).

Meteorización por temperatura (Termoclastia)

Uno de los principales agentes de destrucción son los cambios de temperatura. Durante el día, los rayos del sol calientan la superficie de la piedra, y por la noche se enfría. Los minerales que componen la roca se expanden y contraen a diferentes velocidades y en diferentes grados (Birkeland, 1984; Eash et al., 2016). Por ejemplo, los minerales oscuros se calientan y enfrían más rápido que los claros. Esto crea tensiones internas en los límites de los granos y, con el tiempo, al repetirse día tras día durante miles de años, esa tensión provoca el agrietamiento y descamación de la roca.

Este proceso es especialmente eficaz en regiones con marcadas oscilaciones térmicas diarias, como los desiertos, donde la superficie de la piedra puede alcanzar los 80 °C durante el día y enfriarse hasta los 20 °C por la noche (Scheffer et al., 2018). A este proceso se le denomina a veces «exfoliación», cuando de la superficie de la roca se desprenden capas, como la piel de una cebolla (Weil & Brady, 2017).

Meteorización por heladas (Crioclastia)

Un destructor aún más poderoso es el agua que se congela. Al congelarse, el agua se expande aproximadamente un 9% y genera una presión colosal (Birkeland, 1984). Si el agua penetra en las grietas, arañazos y poros de la piedra, al congelarse actúa como una cuña, ensanchando esas grietas. El proceso repetido de congelación y descongelación provoca que grandes bloques se rompan en numerosos fragmentos angulosos. Este proceso es más activo en regiones frías y en las altas montañas, donde los ciclos de congelación-descongelación se repiten decenas o cientos de veces al año (Weil & Brady, 2017). No es casualidad que en muchas cumbres montañosas veamos campos de pedregales, que son el resultado directo de la meteorización por heladas.

Meteorización por sales

En las regiones áridas, donde el agua a menudo se evapora en lugar de infiltrarse, la meteorización por sales desempeña un papel fundamental. El agua contiene sales disueltas. Cuando se evapora de la superficie o de las grietas de la roca, las sales cristalizan. Los cristales de sal crecen y ejercen presión sobre las paredes de los poros y las grietas, lo que también contribuye a la desintegración de la roca (Birkeland, 1984). Este proceso, al igual que el de las heladas, se ve muy potenciado por los ciclos repetidos de humedecimiento y secado (Scheffer et al., 2018). La meteorización por sales es uno de los principales factores que crean las caprichosas formas de meteorización en los desiertos.

Otros factores

La meteorización física también incluye la abrasión —la fricción y el desgaste de las partículas entre sí por acción del agua, el viento o el hielo (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017)—, la destrucción por raíces de árboles, que al penetrar en las grietas actúan como cuñas naturales (Birkeland, 1984), e incluso el efecto del fuego. En los incendios forestales, la superficie de la piedra se calienta rápidamente y se expande, mientras que las capas internas permanecen frías, lo que provoca descamación y grietas (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

2. Meteorización química: El renacimiento de la materia

Si la meteorización física es el destructor, la meteorización química es el creador. Cambia la esencia misma de los minerales, su composición química y su red cristalina. Es aquí, en las reacciones químicas, donde la roca sólida e inerte comienza a «cobrar vida» y a transformarse en esa sustancia fina y activa capaz de retener agua, nutrir a las plantas y dar origen a la vida. El principal agente de este proceso es el agua, pero no solo como disolvente, sino como reactivo químico activo. La reacción clave que desencadena este renacimiento es la hidrólisis. La examinaremos en detalle y veremos cómo el feldespato se convierte en caolinita.

2.1. Hidrólisis: El corazón de la meteorización química

La hidrólisis (del griego hydor — agua y lysis — descomposición) es una reacción química de intercambio entre un mineral y el agua, en la que los iones de hidrógeno (H⁺) del agua sustituyen a los cationes metálicos (K⁺, Na⁺, Ca²⁺, Mg²⁺) en la red cristalina del mineral (Eash et al., 2016; White, 2006). Este proceso es el principal «motor» que transforma los minerales primarios en secundarios.

Ejemplo: Transformación de feldespato en caolinita

El ejemplo clásico y más claro de hidrólisis es la transformación de la ortoclasa (feldespato potásico) en caolinita. Esta es, en esencia, el alfa y el omega de la meteorización para muchas rocas. Analicemos este proceso paso a paso utilizando la ecuación de la reacción (Foth, 1990; White, 2006; Weil & Brady, 2017):

Material de partida: Ortoclasa — KAlSi₃O₈

Reactivos: Agua (H₂O) y dióxido de carbono (CO₂), que al disolverse en agua forma el ácido carbónico (H₂CO₃). El ácido carbónico es el principal proveedor de iones H⁺ en la solución del suelo. Se forma como resultado de la respiración de las raíces de las plantas y de los microorganismos (Buol et al., 2011).

Productos de la reacción: La hidrólisis de la ortoclasa puede representarse como un proceso complejo cuyo esquema general es el siguiente:

$$\underset{ortoclasa}{2KAlSi_3O_8} + \underset{ácido carbónico}{2H_2CO_3} + \underset{agua}{9H_2O} \to \underset{caolinita}{Al_2Si_2O_5(OH)_4} + \underset{ácido silícico}{4H_4SiO_4} + \underset{iones potasio}{2K^+} + \underset{iones bicarbonato}{2HCO_3^-}$$

¿Qué ha ocurrido en esta ecuación?

1. Ataque de protones: Los iones de hidrógeno (H⁺) del ácido carbónico «atacan» la red cristalina de la ortoclasa. Desplazan a los iones de potasio (K⁺), que pasan a la solución del suelo. Los iones de potasio son un valioso nutriente para las plantas que queda disponible para las raíces (Foth, 1990).

2. Destrucción del armazón: La pérdida de potasio hace que la red sea inestable. El agua continúa interactuando con el armazón de aluminosilicato restante, rompiendo los enlaces entre el silicio y el aluminio. Este proceso es, en esencia, el «desentramado» de la compleja estructura tridimensional del feldespato.

3. Síntesis de un nuevo mineral: Las moléculas de ácido silícico (H₄SiO₄) y los iones de aluminio formados durante la hidrólisis se reordenan en una nueva estructura. Los tetraedros de silicio y los octaedros de aluminio se unen en capas, formando la red cristalina del mineral arcilloso: la caolinita (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

4. Formación de productos solubles: El ácido silícico y los bicarbonatos (HCO₃^-) son compuestos solubles. Pueden ser eliminados del suelo con el agua de filtración (proceso de lixiviación) o participar en otras reacciones químicas (Weil & Brady, 2017).

Este proceso es la base de toda la formación del suelo. A partir del feldespato insoluble y masivo nace la caolinita, finamente dispersa y químicamente activa. Son estos minerales arcillosos, junto con los sesquióxidos, los que más tarde se convertirán en el principal escenario de todos los procesos de intercambio iónico que determinan la fertilidad del suelo. Obsérvese que para cada molécula de feldespato se necesitan muchas moléculas de agua y de ácido carbónico. Sin agua y sin actividad biológica (que aporta CO₂), esta reacción sería imposible o se produciría miles de veces más lentamente (Weil & Brady, 2017).

2.2. Otros tipos de meteorización química

Además de la hidrólisis, en la meteorización química intervienen otros procesos:

Oxidación: Es la reacción de los minerales con el oxígeno. La más importante para la formación del suelo es la oxidación del hierro (Fe²⁺ → Fe³⁺). En los minerales primarios (por ejemplo, olivino, biotita), el hierro se encuentra en forma ferrosa (divalente). En contacto con el aire y en presencia de agua, se oxida a forma férrica (trivalente) y forma hidróxidos de hierro insolubles (hematita — Fe₂O₃, goethita — FeOOH) (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017). Estos compuestos son los que confieren a la mayoría de los suelos sus característicos tonos amarillos, anaranjados y rojos (Foth, 1990).

Hidratación: Adición de moléculas de agua a un mineral. Por ejemplo, la transformación del sulfato de calcio anhidro (anhidrita) en yeso (CaSO₄·2H₂O). Aunque no cambia la fórmula química de forma radical, la hidratación aumenta el volumen del mineral, lo que puede favorecer la destrucción física de la roca (White, 2006).

Disolución: Es la disolución congruente, en la que el mineral pasa completamente a la solución sin formar un nuevo sólido. Un buen ejemplo es la disolución de la calcita (CaCO₃) en agua que contiene dióxido de carbono:

$$CaCO_3 + H_2CO_3 \to Ca^{2+} + 2HCO_3^-$$

Este proceso da lugar a la formación de cuevas kársticas y a la destrucción de las rocas calizas (Birkeland, 1984; Eash et al., 2016). El yeso (CaSO₄·2H₂O) y la halita (NaCl) también se disuelven fácilmente.

Formación de complejos (quelación): Es un proceso muy importante pero a menudo pasado por alto. Los ácidos orgánicos liberados por microorganismos, líquenes y raíces de plantas forman con los iones metálicos (especialmente Fe y Al) complejos estables solubles en agua, los quelatos. Estos quelatos «extraen» los metales de la red cristalina de los minerales, acelerando considerablemente su destrucción. Es un proceso en el que la química se entrelaza estrechamente con la biología, un puente hacia nuestra siguiente sección (Birkeland, 1984; Weil & Brady, 2017).

Hemos visto cómo la química, con la ayuda del agua y los ácidos, reestructura el mundo mineral, transformando los cristales masivos en arcillas finísimas. Pero el motor de este proceso, la fuente de ese ácido carbónico y de los complejos ácidos orgánicos, es la vida. Los organismos vivos no solo utilizan los productos de la meteorización, sino que también la dirigen activamente.

3. Meteorización biológica: La vida como arquitecto

Si la meteorización física es el martillo, y la química es el agua y el ácido, la meteorización biológica es el hábil artesano que combina sus esfuerzos y los orienta en la dirección adecuada. La meteorización biológica es la transformación de minerales y rocas bajo la influencia de los organismos vivos y de los productos de su actividad (Mukha et al., 2003). Es la vida la que hace que el proceso de formación del suelo sea irreversible y dirigido.

La meteorización biológica no es un proceso aislado, sino un catalizador poderosísimo que acelera tanto la meteorización física como la química en órdenes de magnitud. Sin vida en la Tierra, el suelo tal como lo conocemos simplemente no existiría. Como señaló el eminente científico V. I. Vernadsky, los procesos de meteorización, especialmente en la biosfera, son siempre biogénicos y bióticos, y la vida microscópica desempeña en ellos un papel primordial (Mukha et al., 2003).

3.1. Plantas: Raíces como cuñas y fábricas químicas

El papel de las plantas en la meteorización es polifacético.

Acción física: Las raíces de los árboles y de las grandes hierbas penetran en las microfisuras de la roca. A medida que crecen, la raíz se engrosa, y la presión que ejerce sobre las paredes de la grieta puede alcanzar 1–1.5 MPa (Scheffer et al., 2018). ¡Es comparable a la presión del agua al congelarse! Las raíces actúan como cuñas naturales, separando y rompiendo incluso las rocas más duras.

Acción química: Las raíces de las plantas liberan en la rizosfera —la zona alrededor de la raíz— una amplia gama de ácidos orgánicos (cítrico, málico, oxálico) y compuestos orgánicos complejos quelantes (Birkeland, 1984). Estas sustancias disuelven activamente los minerales, extrayendo de ellos los nutrientes necesarios. Además, las raíces, como todos los organismos vivos, respiran y liberan dióxido de carbono (CO₂), que al disolverse en agua forma ácido carbónico, el principal agente de la hidrólisis (Buol et al., 2011). La concentración de CO₂ en el aire del suelo puede ser decenas o cientos de veces superior a la de la atmósfera, por lo que las soluciones del suelo son mucho más agresivas con los minerales.

3.2. Microorganismos: Ejércitos invisibles

Las bacterias, los hongos, los actinomicetos y las algas son los participantes invisibles pero más numerosos y activos de la meteorización.

Producción de ácidos: Los microorganismos son poderosos productores de ácidos orgánicos e inorgánicos. Por ejemplo, algunas bacterias oxidan el azufre hasta ácido sulfúrico y el nitrógeno hasta ácido nítrico, creando un entorno extremadamente agresivo para los minerales (Eash et al., 2016; Mukha et al., 2003). Los hongos secretan ácidos cítrico y oxálico, que disuelven activamente los silicatos.

Formación de complejos: Los microorganismos excretan sustancias orgánicas complejas que forman con los iones metálicos (Fe, Al, Mn) complejos estables solubles en agua: quelatos. Estos quelatos «extraen» los metales de la red cristalina, destruyendo el mineral desde el interior (Birkeland, 1984; Weil & Brady, 2017).

3.3. Líquenes: Pioneros de la vida

Los líquenes son organismos simbióticos formados por un hongo y un alga (o cianobacteria). Son los primeros en colonizar las rocas desnudas y se convierten en auténticos «pioneros» de la meteorización (Eash et al., 2016).

Destrucción física: Las hifas del hongo penetran mecánicamente en la roca, desmenuzando su superficie (Mukha et al., 2003).
Ataque químico: Los líquenes producen ácidos orgánicos específicos (por ejemplo, ácido oxálico) que disuelven activamente los minerales. Los estudios demuestran que las costras de meteorización bajo los líquenes son significativamente más gruesas y están más alteradas químicamente que en las superficies no colonizadas (Birkeland, 1984). Por ejemplo, bajo una capa de líquenes puede producirse un enriquecimiento de hierro seis veces mayor (véase la comparación de la meteorización con y sin líquenes en Birkeland, 1984, Tabla 3-3).

3.4. Fauna del suelo: Mezcla y aceleración

Los animales que viven en el suelo —lombrices de tierra, hormigas, termitas, roedores— actúan como «mejoradores» (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

Bioturbación: Mezclan activamente la masa del suelo, transportando partículas de los horizontes inferiores a los superiores y viceversa. Esta mezcla favorece el contacto de las partículas minerales frescas con los ácidos orgánicos, el agua y el oxígeno, lo que acelera enormemente todos los procesos de meteorización.
Aireación: La actividad excavadora de los animales crea galerías y poros, mejorando la aireación del suelo y facilitando la penetración del agua y del aire en profundidad (Scheffer et al., 2018).
Trituración: Al pasar el suelo y los restos vegetales a través de su tracto digestivo, las lombrices y otros invertebrados trituran aún más las partículas minerales, aumentando su superficie para las reacciones químicas.

Hemos visto cómo la vida no solo utiliza los resultados de la meteorización, sino que la dirige y acelera activamente, integrando la física y la química en un único proceso. Con la aparición de la vida en la Tierra, la meteorización se convirtió en un proceso biogeoquímico.

Ahora que sabemos cómo se destruyen y transforman los minerales, surge una pregunta lógica: ¿con qué rapidez ocurre? ¿Y por qué algunos minerales desaparecen en miles de años, mientras que otros permanecen prácticamente inalterados durante millones de años? Las respuestas a estas preguntas las encontraremos en las siguientes secciones de nuestra conferencia, dedicadas a las velocidades de meteorización y a la serie de estabilidad de Goldich.

4. Velocidades de los procesos: El tiempo como gran creador

El tiempo es el quinto factor, y quizás el más misterioso, de la formación del suelo. No podemos verlo, pero podemos medir su obra observando hasta dónde han llegado los procesos de transformación. La velocidad de la meteorización no es una constante. Es una magnitud que depende de múltiples variables, y comprender estas dependencias es la clave para entender la cubierta edáfica de la Tierra (Jenny, 1941; Weil & Brady, 2017).

4.1. ¿De qué depende la velocidad de la meteorización?

Imagine una reacción química. Su velocidad depende de la temperatura, de las concentraciones de los reactivos, de la superficie de contacto y de la presencia de catalizadores. Del mismo modo, la meteorización:

Clima (temperatura y humedad): Son los principales reguladores. En química existe una regla empírica: al aumentar la temperatura 10 °C, la velocidad de la mayoría de las reacciones químicas se multiplica por 2 o 3 (Weil & Brady, 2017). Por eso, en los trópicos cálidos y húmedos la meteorización es órdenes de magnitud más rápida que en la fría Ártica o en el desierto árido. El agua es el disolvente y reactivo universal. Sin agua, las reacciones de hidrólisis y oxidación se detienen prácticamente.

Propiedades de la roca (composición mineralógica y estructura): Esta es nuestra «serie de estabilidad de Goldich», de la que hablaremos con más detalle en el próximo capítulo. Algunos minerales, como el cuarzo, son prácticamente inalterables químicamente, mientras que otros, como el olivino, se «consumen» en apenas unos miles de años (Birkeland, 1984; White, 2006). Además, una roca porosa y fracturada tiene una enorme superficie para las reacciones, en comparación con una roca maciza y densa.

Superficie de contacto: La meteorización física prepara el material, aumentando su superficie. Imagine un cubo de 1 cm de lado. Su área es de 6 cm². Si fragmentamos ese cubo en cubitos de 1 mm, la superficie total aumentará a 600 cm². ¡En la misma proporción aumentará la velocidad de las reacciones químicas (Foth, 1990)! Por tanto, los procesos de meteorización física y química actúan siempre en estrecha colaboración, potenciándose mutuamente.

Presencia de organismos vivos: Como ya hemos comentado, los microorganismos, las plantas y sus exudados son catalizadores poderosísimos. Aportan ácidos, quelantes y aumentan la concentración de CO₂ cientos de veces, acelerando drásticamente todas las reacciones.

Tiempo: La velocidad de la meteorización no es constante en el tiempo. Suele ser máxima en las etapas iniciales, cuando el material fresco y reactivo comienza a ser sometido a la acción de los agentes. Con el tiempo, a medida que se forman minerales secundarios y costras protectoras en la superficie, la velocidad puede disminuir, acercándose al llamado estado estacionario (steady state), un equilibrio dinámico en el que la velocidad de formación de nuevos minerales se iguala a la de su destrucción (White, 2006; Weil & Brady, 2017).

4.2. Estimaciones cuantitativas de las velocidades

¿Cómo se mide esta velocidad en cifras reales? Existen varios enfoques.

Química de las aguas fluviales: Es uno de los métodos más utilizados. Analizando la composición del agua que drena de una cuenca hidrográfica y conociendo la superficie de la cuenca, se puede calcular cuántas toneladas de sustancias disueltas son arrastradas del territorio al año. Esto proporciona una estimación integrada de la velocidad de denudación química (Birkeland, 1984). Por ejemplo, los estudios muestran que en las montañas, donde los procesos son intensos, la denudación química puede alcanzar decenas de toneladas por kilómetro cuadrado al año (Strakhov, 1967).

Datos de velocidades para minerales concretos: Se ha intentado estimar cuántos años tardaría en disolverse completamente un cristal de 1 mm para diferentes minerales (Birkeland, 1984, Tabla 3-12). He aquí esas cifras (Lasaga, 1984):

Olivino: ~100 años
Diópsido (piroxeno): ~6 800 años
Albita (feldespato sódico): ~80 000 años
Ortoclasa (feldespato potásico): ~520 000 años
Moscovita (mica): ~2 700 000 años
Cuarzo: ~34 000 000 años

Estas cifras muestran claramente por qué en los suelos desaparecen primero los olivinos y piroxenos, mientras que el cuarzo permanece incluso en los depósitos más antiguos y meteorizados. Obsérvese la diferencia de velocidad entre los feldespatos y las micas.

Cronosecuencias de campo: Es un método clásico en edafología. Los investigadores buscan una serie de suelos formados sobre el mismo material y en las mismas condiciones climáticas, pero con edades diferentes (por ejemplo, terrazas fluviales). Estudiando el grado de desarrollo de los horizontes del suelo (por ejemplo, la acumulación de arcilla en el horizonte Bt) en estas terrazas, se puede construir una curva de la evolución de la meteorización en función del tiempo (Weil & Brady, 2017). Los estudios en California (Arkley, 1964, citado en Foth, 1990) mostraron que para que se produzca un aumento apreciable del contenido de arcilla en el horizonte podzólico se necesitan decenas de miles de años. Por ejemplo, un suelo de 1000 años no presentaba signos de iluviación de arcilla, mientras que uno de 10 000 años ya tenía 1.4 veces más arcilla en el horizonte B que en el A. Esto demuestra que la formación de arcillas es un proceso geológico muy lento.

Modelización cinética: Los científicos modernos utilizan ecuaciones cinéticas complejas para describir la velocidad de disolución de los minerales. Estas ecuaciones tienen en cuenta múltiples factores: la superficie específica, la temperatura, el pH de la solución, la presencia de inhibidores, etc. (Scheffer et al., 2018). Una de esas ecuaciones muestra que la velocidad de disolución de un mineral es directamente proporcional a su grado de insaturación en la solución. Es decir, cuanto más rápido eliminemos los productos de la meteorización (por ejemplo, mediante agua corriente), más rápida será la reacción.

4.3. Conclusión general

Las velocidades de meteorización son extremadamente variables. Pueden ir desde varios milímetros al año para minerales fácilmente solubles en los trópicos, hasta un milímetro en miles de años para el cuarzo en la Ártica seca.

Ideas clave de esta sección:

1. El clima es el director de orquesta: El calor y la humedad aceleran enormemente todos los procesos.

2. El mineral determina el destino: Los minerales fácilmente solubles desaparecen primero, dejando tras de sí cuarzo resistente y arcillas secundarias.

3. El tiempo es el factor decisivo: Incluso los procesos lentos, a lo largo de millones de años, crean cambios colosales, formando profundas cortezas de meteorización.

4. La vida es un acelerador: El factor biológico puede aumentar la velocidad de la meteorización en órdenes de magnitud.

Ahora sabemos que el tiempo juega un papel enorme, pero actúa de forma selectiva. Unos minerales desaparecen casi instantáneamente (en términos geológicos), otros permanecen casi eternos. Esta selectividad es la clave para entender la composición mineralógica de cualquier suelo.

¿Qué mineral desaparecerá primero y cuál permanecerá finalmente? La respuesta a esta pregunta la da la serie de estabilidad de Goldich, que analizaremos en el próximo capítulo.

5. Serie de estabilidad de Goldich: ¿Quién sobrevive en el mundo del suelo?

Imagine que una roca es una comunidad compleja de minerales. Cuando llega a las condiciones de la superficie terrestre, comienza una lucha por la supervivencia. Unos minerales «se rinden» casi de inmediato, otros resisten durante millones de años. Esta jerarquía de estabilidad fue descrita por el petrólogo estadounidense Samuel Goldich en 1938. Su serie de estabilidad es, en esencia, la inversa de la serie de Bowen, que describe el orden de cristalización de los minerales a partir del magma (Goldich, 1938; Buol et al., 2011; White, 2006). Lo que cristaliza en último lugar a altas temperaturas resulta ser lo más estable en la superficie terrestre.

5.1. Estructura de la serie de Goldich

La serie de Goldich tiene forma de Y invertida (o, vista desde arriba, de Y) y se divide en dos ramas principales (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011):

Rama izquierda (máfica — de colores oscuros):

Aquí se encuentran los minerales ricos en hierro y magnesio, que cristalizan a las temperaturas más altas.

El menos estable — Olivino: (Mg,Fe)₂SiO₄. Es un inosilicato en el que los tetraedros de silicio no están unidos directamente entre sí, sino que se mantienen unidos únicamente por enlaces débiles con los iones de magnesio y hierro. Por tanto, el olivino es el primero en destruirse (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Piroxenos (p. ej., Augita): Son silicatos de cadena. Los tetraedros de silicio se unen en cadenas, pero entre las cadenas hay enlaces débiles con cationes. Son más estables que el olivino, pero aún se meteorizan con facilidad (White, 2006).

Anfíboles (p. ej., Hornblenda): Son silicatos de doble cadena, donde dos cadenas están unidas. Los enlaces dentro de las bandas son más fuertes, por lo que la estabilidad aumenta (Foth, 1990).

Biotita: Es una mica, un silicato laminar. Aunque ya es un silicato en capas, la biotita, como veremos, tiene su particularidad. En la serie clásica de Goldich se sitúa por encima (menos estable) en comparación con la siguiente rama. Sin embargo, como discutiremos más adelante, los datos modernos ajustan su posición (Buol et al., 2011).

Rama derecha (feldespática — de colores claros):

Aquí se encuentran los feldespatos, que cristalizan a temperaturas más bajas.

Anortita (CaAl₂Si₂O₈): Feldespato cálcico. Contiene mucho calcio, que se lava fácilmente. Los feldespatos tienen estructura de armazón, pero la presencia de aluminio y de iones calcio los hace vulnerables (Birkeland, 1984).

Albita (NaAlSi₃O₈): Feldespato sódico. Más estable que la anortita, ya que el sodio es menos susceptible a la hidrólisis que el calcio, y el contenido de aluminio es menor (White, 2006).

Ortoclasa (KAlSi₃O₈): Feldespato potásico (microclina). El más estable de los feldespatos. El potasio se mantiene firmemente en la estructura, y los tetraedros de aluminio constituyen solo una cuarta parte del total (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Unión de las ramas:

Moscovita: Mica clara. Es un silicato laminar muy estable, sin hierro. En la serie de Goldich se sitúa en el límite de las dos ramas, como eslabón, y es uno de los minerales más estables después del cuarzo.

Corona de la serie:

Cuarzo (SiO₂): El más estable. Es un silicato de armazón en el que cada átomo de oxígeno está unido a dos átomos de silicio. Esta estructura es máximamente resistente, y el ataque químico sobre el cuarzo es mínimo. Por eso el cuarzo domina en las arenas y es el principal mineral en los suelos más meteorizados (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

5.2. ¿Por qué esta secuencia?

La estabilidad viene determinada por dos factores clave (Foth, 1990; White, 2006):

1. Grado de conexión de los tetraedros de silicio-oxígeno: Cuantos más tetraedros SiO₄ estén unidos entre sí mediante átomos de oxígeno compartidos, más fuerte y estable será la estructura. En el olivino no están unidos en absoluto; en el cuarzo lo están completamente. Por tanto, la resistencia estructural aumenta desde los tetraedros aislados hasta el armazón tridimensional.

2. Fuerza de los enlaces entre cationes y oxígeno: El enlace más fuerte es Si–O, luego Al–O, mientras que los enlaces con metales alcalinos y alcalinotérreos (K, Na, Ca, Mg) son considerablemente más débiles. Por ello, los minerales ricos en calcio y magnesio se destruyen más fácilmente que aquellos en los que predomina el silicio.

5.3. Importante aclaración: Biotita y vermiculita

En la serie clásica de Goldich, la biotita se sitúa en el límite con los anfíboles. Sin embargo, investigaciones modernas con difracción de rayos X han demostrado que la biotita puede transformarse muy rápidamente en vermiculita. Esta reacción es esencialmente una transformación, no una destrucción completa. La estructura 2:1 se conserva, pero cambia la composición del espacio interlaminar. Por tanto, la biotita debe considerarse menos estable de lo que se pensaba anteriormente, y en la serie suele colocarse antes de la hornblenda (Buol et al., 2011; Birkeland, 1984). Es decir, la biotita puede «desaparecer» como mineral, pero dar origen a otro silicato laminar.

5.4. Significado práctico de la serie de Goldich

Esta serie no es solo una clasificación académica. Permite a los edafólogos leer literalmente la historia de la meteorización:

Los suelos jóvenes contendrán todo el espectro de minerales, incluyendo olivino, feldespatos y biotita.
Los suelos de edad media pierden olivino, piroxenos y anfíboles. En ellos quedan feldespatos, biotita y moscovita.
Los suelos antiguos están empobrecidos en casi todos los minerales primarios, excepto el cuarzo, y en ellos comienzan a dominar los minerales secundarios, de los que hablaremos en el próximo capítulo.

Ahora sabemos qué mineral «sobrevive» en el proceso de meteorización y cuál será destruido para dar vida a algo nuevo. Y esta nueva etapa —la formación de minerales secundarios— es la culminación de todo el proceso. A partir de los fragmentos y los iones nacen las arcillas, esas partículas que determinan la fertilidad del suelo.

¿Qué son estos minerales secundarios? ¿Cómo están estructurados y por qué son tan importantes? Hablaremos de ello en el próximo capítulo, el sexto de nuestra conferencia.

6. Minerales secundarios: Nuevo nacimiento a partir de lo viejo

Los minerales secundarios son aquellos que se forman en la superficie terrestre como resultado de la meteorización química de los minerales primarios, ya sea por transformación de los mismos o por neoformación (síntesis) a partir de los productos de su descomposición (Foth, 1990; Buol et al., 2011). Este es, en esencia, un nuevo mundo mineral que surge sobre los restos del antiguo. Los minerales secundarios son mucho más finos que los primarios (generalmente < 0.002 mm, es decir, pertenecen a la fracción arcilla), y son ellos los que confieren a los suelos sus propiedades únicas: plasticidad, hinchamiento, elevada capacidad de adsorción (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

6.1. Dos vías de formación de los minerales secundarios

Existen dos mecanismos principales de nacimiento de los minerales secundarios (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011):

1. Transformación: Es la vía «blanda». El mineral primario original conserva su estructura cristalina básica (generalmente laminar), pero en ella se producen cambios sustanciales: eliminación o sustitución de cationes en el espacio interlaminar, oxidación del hierro, etc. Un ejemplo clásico es la transformación de biotita en vermiculita. Durante la meteorización, se elimina el potasio de los espacios interlaminares de la biotita y el hierro se oxida, lo que provoca la expansión de la red y la formación de vermiculita (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011). Este proceso no requiere la disolución completa del mineral; se produce «in situ».

2. Neoformación (síntesis): Es la vía «radical». El mineral primario se disuelve por completo y sus componentes iónicos (Si, Al, Fe, Mg, Ca, etc.) pasan a la solución del suelo. A partir de esta solución, cuando se alcanzan determinadas condiciones (pH, concentración, temperatura), comienzan a cristalizar nuevos minerales, completamente diferentes. Así es como nace la caolinita a partir de los productos de la hidrólisis del feldespato. La neoformación es el proceso principal para la mayoría de los minerales arcillosos en los suelos (White, 2006).

6.2. Principales grupos de minerales secundarios

Los minerales secundarios pueden dividirse en varios grupos principales, cada uno con su estructura y significado.

Minerales arcillosos (arcillas silicatadas)

Es el grupo más importante, y son el producto de la hidrólisis de los silicatos. Todos ellos pertenecen a los filosilicatos —silicatos laminares. Su estructura se basa en dos tipos de capas (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018):

Capa tetraédrica: Formada por tetraedros de silicio-oxígeno (SiO₄) unidos en una red plana infinita.
Capa octaédrica: Formada por octaedros en cuyo centro se encuentra un átomo de aluminio (Al), magnesio (Mg) o hierro (Fe), rodeado por grupos hidroxilo (OH).

La combinación de estas capas da lugar a diferentes tipos de minerales arcillosos:

Minerales del grupo de la caolinita (1:1): Caolinita y haloisita. Constan de una capa tetraédrica y una octaédrica. Las capas están fuertemente unidas por enlaces de hidrógeno, por lo que la caolinita no se hincha, tiene una pequeña superficie específica y una baja capacidad de intercambio catiónico (5-15 cmol(c)/kg). La caolinita es el producto final de la meteorización de muchos silicatos en suelos ácidos y bien drenados (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; Foth, 1990).

Minerales del grupo de las hidromicas (2:1): Illita (hidromoscovita). Estructura 2:1 — dos capas tetraédricas con una octaédrica entre ellas. En el espacio interlaminar se encuentran iones de potasio (K⁺), que unen fuertemente las capas, por lo que la illita no se hincha o lo hace débilmente, pero tiene una alta capacidad de intercambio catiónico (20-40 cmol(c)/kg). La illita es producto de la meteorización incompleta de las micas y está muy extendida en suelos jóvenes y en suelos de clima templado (Scheffer et al., 2018; White, 2006).

Minerales del grupo de la vermiculita (2:1): Vermiculita. Estructura 2:1, pero en el espacio interlaminar se encuentran cationes hidratados (Ca²⁺, Mg²⁺), que se retienen más débilmente que el K⁺. Por tanto, la vermiculita se hincha, pero moderadamente, y tiene una capacidad de intercambio catiónico muy alta (100-150 cmol(c)/kg). Es producto de la meteorización de la biotita y la clorita (Buol et al., 2011; Foth, 1990).

Minerales del grupo de la esmectita (2:1): Montmorillonita, beidellita. Estructura 2:1, pero el espacio interlaminar está ocupado por cationes hidratados y una gran cantidad de agua. El enlace entre las capas es muy débil, por lo que las esmectitas se hinchan fuertemente, poseen una enorme superficie específica y una capacidad de intercambio catiónico muy alta (80-120 cmol(c)/kg). Las esmectitas son características de suelos con reacción alcalina, mal drenaje y ricos en bases (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017).

Minerales del grupo de la clorita (2:1:1): Clorita. Estructura 2:1, pero en el espacio interlaminar se encuentra una capa de hidróxido, similar a la brucita Mg(OH)₂ o al hidróxido de aluminio. Esto hace que la clorita no se hinche y tenga una capacidad de intercambio catiónico moderada. Aparece tanto como primaria (en rocas metamórficas) como secundaria (producto de meteorización). En los suelos se forman a menudo las llamadas cloritas edáficas (o minerales con hidroxi-intercalados), cuando en el espacio interlaminar de esmectitas y vermiculitas se introducen hidróxidos de aluminio (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

Minerales amorfos

Es un grupo de minerales que no tienen una red cristalina estricta. Poseen una enorme superficie específica y una alta reactividad.

Alófana e imogolita: Son aluminosilicatos con orden de corto alcance. La alófana tiene aspecto de partículas esféricas huecas (diámetro 3-5 nm), y la imogolita de tubos. Se forman durante la meteorización rápida de cenizas volcánicas, así como en suelos podzólicos. Su capacidad de intercambio catiónico depende en gran medida del pH (carga variable) (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018).

Óxidos e hidróxidos

Es un grupo muy importante que se forma por oxidación e hidrólisis del hierro, aluminio, manganeso y silicio.

Aluminio: Gibbsita (Al(OH)₃). Es el principal mineral en suelos muy meteorizados de los trópicos (suelos ferralíticos). Se forma cuando la concentración de silicio en la solución es muy baja, y el aluminio precipita en forma de hidróxido (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

Hierro: Goethita (α-FeOOH) y hematita (α-Fe₂O₃). La goethita (pardo-amarillenta) y la hematita (roja) son los minerales de hierro más comunes en los suelos. Determinan el color de los suelos y participan en la agregación de partículas. La ferrihidrita (Fe₅HO₈·4H₂O) es un hidróxido de hierro amorfo, poco cristalizado, que suele ser el primer producto de la oxidación del hierro y aparece en suelos jóvenes y en podzoles (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Manganeso: Birnessita, vernadita, etc. Los óxidos de manganeso suelen aparecer como manchas negras y concreciones. Tienen una alta capacidad de adsorción de metales pesados.

Silicio: Ópalo (SiO₂·nH₂O). Es sílice amorfa, que puede formarse en suelos de regiones áridas, así como en forma de fitolitos (cuerpos de ópalo vegetal) (Birkeland, 1984).

6.3. Patrones de formación de minerales secundarios (Estabilidad y condiciones)

La formación de uno u otro mineral secundario obedece a estrictas leyes termodinámicas. Dos factores desempeñan un papel clave: la concentración de sílice (H₄SiO₄) en la solución del suelo y el pH (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011; White, 2006).

Alta concentración de silicio (Si) y reacción alcalina: Se forman minerales 2:1 — esmectitas (montmorillonita). Esto ocurre en condiciones de mal drenaje, en regiones áridas, donde la eliminación de los productos de meteorización es difícil.

Concentración media de silicio y reacción ácida: Se forman minerales 1:1 — caolinita. Es la situación clásica para las regiones húmedas con buen drenaje, donde el silicio se lixivia activamente, pero no completamente.

Baja concentración de silicio (menos de 10⁻⁵ mol/L) y reacción ácida: Se forma gibbsita (Al(OH)₃). Es la etapa de desilicación, característica de los suelos tropicales antiguos y muy meteorizados.

Este patrón se demuestra claramente en los diagramas de estabilidad de minerales (véanse, por ejemplo, Buol et al., 2011, Figura 4.10; Birkeland, 1984, Figura 2.26). Comprender estas interrelaciones permite predecir la composición mineralógica del suelo y, por tanto, sus propiedades.

6.4. Importancia de los minerales secundarios para las propiedades del suelo

Son los minerales secundarios los que determinan las propiedades agronómicas más importantes del suelo:

1. Capacidad de adsorción (Capacidad de intercambio catiónico — CIC): Los minerales arcillosos y el humus son los principales portadores de cationes intercambiables (Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, Na⁺, H⁺, Al³⁺). Cuanto mayor es la CIC, más nutrientes puede retener el suelo y estar disponibles para las plantas (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017). Los minerales 2:1 (esmectita, vermiculita) tienen una CIC mucho mayor que la caolinita.

2. Propiedades físicas (estructura, régimen hídrico): Las arcillas expansivas (esmectitas) aumentan mucho de volumen al humedecerse y, al secarse, producen profundas grietas. Esto influye en la densidad del suelo, el régimen de aire y agua. La caolinita, por el contrario, no se hincha y forma suelos más sueltos y permeables (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

3. Fertilidad: Los suelos con alto contenido de minerales 2:1 (por ejemplo, los Chernozems) suelen ser más fértiles, ya que retienen mejor el potasio y otros cationes. Los suelos muy meteorizados con caolinita y gibbsita son generalmente pobres en bases y requieren fertilización (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Por tanto, los minerales secundarios no son simplemente productos de destrucción. Son nuevos bloques de construcción a partir de los cuales se crea la fertilidad del suelo. Se forman según leyes estrictas, dependiendo del clima, del material original y del tiempo, y es su composición la que determina cómo será el suelo.

Ahora que sabemos en qué consiste la segunda mitad «viva» de la fase sólida del suelo, podemos resumir. Toda nuestra conferencia ha estado dedicada a un único proceso: la transformación de la roca en suelo. Y el principal resultado visible de este proceso es la formación de arcillas. En el capítulo final, sintetizaremos y mostraremos cómo todas las etapas de la meteorización —desde la fragmentación física hasta la síntesis de minerales secundarios— se funden en un único proceso continuo de formación de arcillas, que es la quintaesencia de la transformación de la roca sólida en suelo.

7. Formación de arcillas: Cómo nace la fertilidad

Hemos llegado al momento más importante y hermoso de nuestra conferencia. Hemos visto cómo la física fragmenta la piedra, cómo la química reestructura su composición, cómo la vida dirige y acelera estos procesos. Ahora veremos cómo todo esto se une en un único proceso continuo y grandioso: la formación de arcillas. Precisamente la formación de arcillas es el resultado visible que convierte la roca inerte en suelo —un medio complejo, activo y fértil (Birkeland, 1984; Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).

7.1. ¿Qué es la arcilla del suelo y por qué es tan importante?

La arcilla del suelo no son solo partículas finas. Es una categoría especial de partículas minerales de tamaño inferior a 0.002 mm (2 micras), que poseen propiedades fundamentalmente diferentes a las de la arena y el limo más gruesos (Buol et al., 2011; Scheffer et al., 2018). La arcilla es la «caballo de batalla» del suelo. Es la arcilla la que:

Retiene agua: La enorme superficie específica y las fuerzas capilares permiten a la arcilla retener una cantidad significativa de humedad disponible para las plantas (Foth, 1990; Weil & Brady, 2017).
Fija nutrientes: Los minerales arcillosos poseen carga negativa y son capaces de retener en su superficie cationes (K⁺, Ca²⁺, Mg²⁺, NH₄⁺), que luego pueden ser utilizados por las raíces de las plantas. Este fenómeno se denomina intercambio catiónico (Birkeland, 1984; White, 2006).
Forma la estructura del suelo: Las partículas de arcilla, al combinarse con la materia orgánica y los óxidos de hierro, forman agregados —terrones— que confieren al suelo porosidad, asegurando el acceso del aire y el agua a las raíces (Scheffer et al., 2018).

Por tanto, la formación de arcillas no es solo un cambio en la composición mineralógica, sino la creación de la base para todo el ecosistema edáfico.

7.2. Mecanismos de formación de arcillas

Los minerales arcillosos en el suelo pueden formarse por dos vías principales: transformación y neoformación (síntesis). Ambos procesos ya los hemos mencionado brevemente, pero ahora los examinaremos con más detalle.

Transformación: Reorganización «blanda»

La transformación es un proceso en el que el mineral primario se modifica sin que se destruya por completo su red cristalina (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011). Es como reformar una casa: se cambia la decoración interior y las instalaciones, pero las paredes y el techo siguen siendo los mismos.

Ejemplo clásico: Biotita → Vermiculita

La biotita es una mica oscura (mineral trioctaédrico 2:1) que contiene iones de potasio (K⁺) en el espacio interlaminar. Durante la meteorización se producen los siguientes cambios:

1. Oxidación del hierro: El hierro de la capa octaédrica se oxida (Fe²⁺ → Fe³⁺). Esto aumenta la carga positiva de la capa, debilitando el enlace con el potasio interlaminar (Birkeland, 1984; Scheffer et al., 2018).

2. Desplazamiento del potasio: El potasio debilitado es sustituido por cationes hidratados (Ca²⁺, Mg²⁺) procedentes de la solución del suelo (Buol et al., 2011).

3. Expansión de la red: Los cationes hidratados son de mayor tamaño que el K⁺, por lo que la distancia interlaminar aumenta de 1.0 nm (biotita) a 1.4 nm (vermiculita) (Foth, 1990; Scheffer et al., 2018).

Como resultado, la estructura 2:1 se conserva, pero el mineral adquiere nuevas propiedades: se vuelve expansivo y su capacidad de intercambio catiónico aumenta bruscamente. Este proceso demuestra cómo incluso pequeños cambios químicos pueden transformar radicalmente las propiedades de un mineral.

Otros ejemplos de transformación:

Moscovita → Illita: Proceso análogo, pero más lento, ya que la moscovita (mica dioctaédrica) es más estable.
Clorita → Vermiculita/Esmectita: Eliminación de la capa interlaminar de hidróxido de la clorita.
Esmectita → Clorita edáfica: Introducción de hidróxidos de aluminio en el espacio interlaminar de la esmectita en medio ácido (Buol et al., 2011).

Neoformación (Síntesis): «Nacimiento de nuevo»

Esta vía es más radical. El mineral primario original se destruye por completo (se disuelve) mediante la hidrólisis, y a partir de los productos de su descomposición —iones y moléculas— se sintetiza un mineral completamente nuevo (White, 2006). Ya no es una reforma, sino la construcción de un nuevo edificio con los ladrillos del antiguo.

Ejemplo clave: Feldespato → Caolinita

Ya hemos examinado esta reacción en detalle en el capítulo sobre meteorización química. La hidrólisis del feldespato provoca que todos sus componentes (K⁺, Si⁴⁺, Al³⁺) pasen a la solución. Cuando la concentración de silicio y aluminio en la solución alcanza un cierto nivel, comienzan a cristalizar en una nueva estructura mineral: la caolinita (capa 1:1, dioctaédrica) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Condiciones para la síntesis de diferentes minerales arcillosos:

El tipo de mineral arcilloso que se sintetiza depende de la composición química de la solución, del pH y de las condiciones de drenaje (Buol et al., 2011; Weil & Brady, 2017):

Esmectita (2:1): Se forma en medios alcalinos, con altas concentraciones de silicio, magnesio y bases (Ca, Na). Es característico de suelos mal drenados o de regiones áridas.
Caolinita (1:1): Se forma en medios ácidos, con concentración media de silicio. Es el «punto medio»: suelos bien drenados con una eliminación moderada de silicio.
Gibbsita (Al(OH)₃): Se forma en medios muy ácidos, cuando la concentración de silicio es extremadamente baja (menos de 10⁻⁵ mol/L). Es la etapa de desilicación completa, característica de los suelos tropicales antiguos y muy meteorizados (suelos ferralíticos) (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

7.3. Formación de óxidos e hidróxidos: Hierro y aluminio

Además de los silicatos arcillosos, en los suelos están muy extendidos los óxidos e hidróxidos de hierro, aluminio y manganeso. Su formación está estrechamente relacionada con los procesos redox (Scheffer et al., 2018; Weil & Brady, 2017).

Hierro:

En los minerales primarios, el hierro se encuentra en forma divalente (Fe²⁺). Durante la meteorización se oxida a forma trivalente (Fe³⁺).

A continuación, el Fe³⁺ se hidroliza formando hidróxidos y óxidos poco solubles:

Ferrihidrita (Fe₅HO₈·4H₂O): Amorfa, poco cristalizada. Suele ser la primera fase que se forma en una oxidación rápida. Aparece en suelos jóvenes y en podzoles (Birkeland, 1984).
Goethita (α-FeOOH): Pardo-amarillenta, cristalina. Es el mineral de hierro más común en los suelos. Se forma por oxidación lenta (Scheffer et al., 2018).
Hematita (α-Fe₂O₃): Roja, cristalina. Se forma en condiciones cálidas y secas, a menudo a partir de la ferrihidrita. La hematita es la que confiere a los suelos rojos tropicales su color característico (Buol et al., 2011).

Aluminio:

Cuando el silicio se lixivia fuertemente de los aluminosilicatos (desilicación), se forma gibbsita (Al(OH)₃), el principal mineral de aluminio en los suelos muy meteorizados (Birkeland, 1984; Buol et al., 2011).

7.4. Un proceso unitario: Cómo funciona todo en la naturaleza

Ahora podemos dibujar una imagen completa. Imagine una roca granítica compuesta por cuarzo, feldespato y biotita:

1. La meteorización física (heladas, temperatura) crea grietas, fracturando la roca.

2. La meteorización biológica (líquenes, raíces, microorganismos) penetra en las grietas, liberando ácidos y quelantes.

3. La meteorización química (hidrólisis, oxidación) comienza a destruir los minerales primarios. Del feldespato se extrae potasio, la estructura se afloja. De la biotita se extrae potasio y se oxida el hierro.

4. Transformación: La biotita, conservando su estructura laminar, se convierte en vermiculita. Este proceso es más rápido que la destrucción completa del feldespato (Buol et al., 2011).

5. Neoformación: En un medio ácido, donde el silicio se lixivia activamente, se sintetiza caolinita a partir de los productos de la hidrólisis del feldespato. Este proceso es más lento que la transformación de la biotita, pero a medida que la meteorización avanza, se vuelve dominante (White, 2006).

6. Oxidación: El hierro de la biotita y de otros minerales se oxida, formando goethita y hematita, que colorean el suelo en tonos pardos y rojizos.

7. Resultado: A medida que el proceso continúa, primero desaparecen los minerales menos estables (olivino, piroxenos), luego los feldespatos y la biotita, y finalmente en el suelo solo permanecen los minerales primarios más estables (cuarzo) y los minerales arcillosos secundarios (caolinita, vermiculita, esmectita) y los óxidos (goethita, hematita, gibbsita) (Birkeland, 1984; Foth, 1990).

Palabras finales: Tal es la historia de la transformación de la piedra en suelo

Aquí la tenemos, la imagen completa. A partir de una misma roca original, dependiendo del clima, el relieve y el tiempo, pueden formarse suelos completamente diferentes.

En climas fríos y secos, el proceso se detendrá en la etapa de fragmentación física —obtendremos suelos esqueléticos y gruesos.
En climas templados húmedos, donde hay calor y agua, se activa todo el ciclo —y obtenemos suelos fértiles con alto contenido de illita, vermiculita y caolinita.
En climas tropicales cálidos y húmedos, con una gran cantidad de tiempo, los procesos avanzan tanto que de la roca original solo quedan cuarzo, caolinita y óxidos de hierro y aluminio —suelos rojos, profundamente meteorizados, pero a menudo pobres en nutrientes.

Este camino, de la piedra a la arcilla, es el proceso fundamental que subyace a toda la formación del suelo. Comprendiéndolo, podemos no solo describir, sino también predecir las propiedades de los suelos y, por tanto, gestionarlos con criterio.

Referencias

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