Lección 2. CONSTITUYENTES DEL SUELO. FASE SOLIDA
1 Los minerales del suelo.
1.2 Composición y constitución de los minerales del suelo.
El grupo más importante de los minerales del suelo (al igual que en las rocas) es el de los silicatos. Todos los silicatos están constituidos por una unidad estructural común, un tetraedro de coordinación Si-O. El silicio (4+) situado en el centro del tetraedro de coordinación y rodeado de 4 oxígenos (2-) situados en los vértices. Este grupo tetraédrico se encuentra descompensado eléctricamente (SiO4)4-, (4+ frente a 8-) por lo que los oxígenos se coordinan a otros cationes para compensar sus cargas (figura 1).
Figura 1
Dependiendo del número de oxígenos que se coordinen a otros silicios se originan los grandes grupos de silicatos (es decir, según el número de vértices compartidos por tetraedros, que pueden ser 0, 1, 2, 3, y 4):
| Nombre del gran grupo de silicato | Nº de oxígenos compartidos por cada tetraedro | Tipo de agrupamiento de los tetraedros | Fórmula general | Minerales representativos |
| NESOSILICATOS | 0 |
aislados |  |
Olivino, circón y granates |
| SOROSILICATOS | 1 |
parejas |  |
Epidota |
| CICLOSILICATOS | 2 |
anillos de 3,4 ó 6 |  |
Turmalina y berilo |
| INOSILICATOS | 2 |
cadenas |  |
Piroxenos |
3 |
 |
Anfíboles | ||
| FILOSILICATOS | 3 |
planos |  |
Micas, caolinita, clorita, esmectita, montmorillonita, vermiculita... |
| TECTOSILICATOS | 4 |
tridimensional |  |
Feldespatos (K = ortoclasa y NaCa = plagioclasas) |
Una representación de estos agrupamientos se muestra en la figura 2.
Según sea la coordinación de los otros oxígenos que se unen a otros cationes distintos del silicio se forman los diferentes minerales dentro de cada gran grupo de silicatos.
La estructura de estos minerales se origina por repetición de una celdilla unidad constituida por la asociación de tetraedros (aislados, o parejas , etc) y por los cationes que se sitúan entre los grupos tetraédricos (figura 3 ).
Desde el punto de vista edáfico el gran grupo de los filosilicatos es la clase más importante, ya que a este grupo pertenecen la mayoría de los minerales de la fracción arcilla (tamaño <2micras).
Los filosilicatos están constituidos por el agrupamiento de los tetraedros compartiendo entre sí tres vértices (los tres del plano basal) formando planos.
El cuarto vértice (el vértice superior) se une a un catión de coordinación octaédrica. Generalmente el catión octaédrico es Mg (capa llamada trioctaédrica) o Al (capa dioctaédrica).
De esta manera la estructura de estos minerales está formada por un apilamiento de capas de tetraedros y octaedros, formando estructuras laminares (figura 4).
Según el modelo de repetición se forman dos tipos de láminas con diferentes estructuras. La 1:1 con una capa de tetraedros y otra de octaedros y la 2:1 con dos capas de tetraedros que engloban a una de octaedros. Las capas de tetraedros y octaedros no están aisladas sino que comparten planos comunes en los que los oxígenos están unidos simultáneamente a un Si tetraédrico y a un Mg o Al octaédricos.
En las capas tetraédricas y octaédricas se producen sustituciones entre cationes que cuando son de distinta valencia crean déficit de carga y para compensarlos son atraídos otros cationes que se introducen entre las láminas, son los llamados cationes interlaminares (figura 5). Dependiendo del déficit que se origine, de donde se produzca (capa tetraédrica u octaédrica) y de los cationes interlaminares atraídos, aparecen las distintas especies minerales: caolinitas, serpentinas, micas (moscovita, biotita, ilita), esmectitas (montmorillonita), vermiculita, clorita, sepiolita y vermiculita, principalmente.
Para ver un estudio detallado de la estructura de estos minerales pulsar la siguiente imagen.
Debido a esta estructura en capas los filosilicatos (especialmente las micas) presentan un fuerte hábito laminar. Los granos de mayor tamaño (arenas) muestran claramente este hábito laminar en el microscopio óptico (figura 6) pero los cristales de los filosilicatos de tamaño arcilla no pueden distinguirse este microscopio (figura 7) y hay que recurrir al microscopio electrónico (preferentemente al de barrido o scanning como se muestra en la figura 8).
Por otra parte, los tectosilicatos, con los feldespatos constituyen otro grupo importante (con K, ortoclasa KAlSi3O8; con Na y Ca, serie de las plagioclasas que van desde albita NaAlSi3O8 hasta la anortita CaAl2Si2O8) . El cuarzo (SiO2) es el mineral más abundante de la fracción arena de los suelos.
Granos de feldespato (plagioclasa) de tamaño arena gruesa y arena fina vistos en el microscopio petrográfico con polaroides cruzados bajo diferentes aumentos.
Además de silicatos en los suelos encontramos otros minerales. Así dentro de los óxidos está el cuarzo que es extraordinariamente abundante, especialmente en la fracción arena (el cuarzo, aunque es un óxido, por su estructura es considerado por muchos autores como un constituyente de este grupo de tectosilicatos)
Granos de cuarzo de tamaño arena gruesa y arena fina vistos en el microscopio petrográfico con polaroides cruzados bajo diferentes aumentos.
Granos de feldespatos y cuarzo en un suelo arenoso
Otros óxidos e hidróxidos importantes en los suelos son los de Fe. La hematites (alfa-Fe2O3) representa el óxido más frecuente seguida de la goethita que es un hidróxido (alfa-FeOOH), además pero en mucha menor presencia se encuentran otro hidróxido, la lepidocrocita (gamma-FeOOH) y la maghemita (gamma-Fe2O3). La gibbsita como óxido de Al (alfa-Al(OH)3)y los óxidos e hidróxidos de Mn, como la vernadita, birnesita y litioforita, pueden estar presentes en determinados suelos.
Dentro del grupo de los carbonatos es la calcita (CaCO3) la más usual en los suelos
y de los sulfatos el yeso (CaSO4.2H2O).
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microscopio óptico |
microscopio electrónico scanning |
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relleno de cristales de yeso en un poro en una matriz de carbonatos |
cristales de yeso en unas arenas aisladas del suelo | cristales tabulares de yeso |
macla en flecha de yeso |
