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PRODUCTOS Los productos de la meteorizacin

incluyen nuevos minerales especialmente minerales arcillosos; iones que pueden ser concentrados en costras endurecidas o duricrust; modificaciones en las rocas, como rasgos o geoformas menores, asociados a la

accin de las diferentes reacciones qumicas y procesos fsicos, conocidos como meteorizacin esferoidal y alveolar, tafoni, etc., y el proceso en el espacio y a travs del tiempo produce un perfil de meteorizacin.

LOS PERFILES DE METEORIZACIN

La evolucin del perfil de meteorizacin es un indicativo del grado de alteracin, esta principalmente relacionada con algunas condiciones de la roca, especficamente en el caso de las rocas gneas y metamrficas, con la foliacin de granos y minerales, los esfuerzos cortantes a los que ha sido sometida y las zonas de intrusin que frecuentemente presentan; estas condiciones generan una variabilidad o zonacin vertical en el saprolito, en trminos de la distribucin por tamao de partculas, la composicin elemental, la mineraloga, propiedades fsicas como la densidad aparente, la conductividad hidrulica saturada (Ksat) y los limites de Atterberg, la resistencia al esfuerzo cortante y otras propiedades mecnicas de inters geotcnico, la tabla 2-1 presenta una sntesis de algunas propuestas de clasificacin de los materiales del regolito, con nfasis en una perspectiva geotcnica y pedolgica, la cual indica las inconsistencias en los nombres asignados en las diferentes disciplinas cientficas. Es de recordar que los saprolitos tambin pueden presentar cambios laterales, debido generalmente a variaciones en la fabrica,

composicin y tamao de grano, propias de las rocas parentales.

Un perfil muy utilizado en rocas

granticas bien diaclasadas, es el propuesto por Ruxton y Berry, 1957, citados por Selby, 1982, figura 2-1; en zonas de alteracin muy profundas, Walther, 1915, 1916, citado por Ollier y Pain, 1996, figura 2-2 , propuso el perfil lateritico, el perfil de Ruxton y Berry, fue descrito en Hong Kong y presenta las siguientes zonas:

La zona VI corresponde al solum, donde

no hay trazas de la roca parental. La zona V es un material saprolitizado de

clastos residuales (debris residual), de color pardo rojizo, sin estructura, arenoso y arenoarcilloso, la mineraloga del material residual es cuarzo y caolinita, sin bloques de roca, con espesores entre 1 y 25 m.

La zona IV es un material residual, de

color plido, arenolimoso, con partculas de cuarzo en una matriz de feldespatos qumicamente alterados y caolinita. Su parte

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superior puede estar totalmente alterada, pero en su parte inferior existen ncleos de roca pequeos y redondeados (meteorizacin esferoidal) y bloques de mayor tamao inmersos en una arena cuarzosa con gravas angulares, conocida como grus; puede presentar hasta un 50% de bloques de roca; su espesor flucta entre 1 y 60 m.

La zona III donde los ncleos de roca redondeados (core stones) incrementan en tamao y abundancia, son menos redondeados y disminuye el grado de alteracin qumica de la matriz alrededor de los bloques y algunos feldespato aparecen

inalterados; puede presentar bloques de roca, entre un 50 y 90%; su espesor es variable pero puede alcanzar hasta 10 m.

La zona II es el limite de la meteorizacin a lo largo de fisuras, diaclasas (joints), la descomposicin se origina principalmente en la oxidacin de las biotitas con el consiguiente manchado de los bordes o uniones de bloques; representa el frente de meteorizacin y es ms una zona que una superficie; presenta hasta un 90% de bloques de roca.

La zona I corresponde a la roca fresca.

Tabla 2-1. Sistemas de clasificacin para materiales del regolito formados en rocas gneas y metamrfica. Fuente: Stolt y Baker, 1994

Sowers, 1963 Deere y Patton, 1971 Martin, 1977 Pavich, 1986 Stolt et al, 1992 Zona superior Horizonte A Suelo Suelo

Horizonte B Zona masiva Zona de transicin Zona intermedia Suelo residual

Saprolito Suelo residual

Saprolito Saprolito Transicin a roca parcialmente meteorizada Zona parcialmente

meteorizada Roca meteorizada Roca parcialmente

meteorizada

Roca desintegrada

Roca meteorizada

Roca parcialmente meteorizada

Roca fresca-no meteorizada Figura 2-1. Perfil de meteorizacin de Ruxton y Berry, 1957. Fuente: Selby, 1982.

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Figura 2-2. El perfil lateritico de Walter. Fuente: Ollier y Pain, 1996.

Por variaciones en estructura y siguiendo

los lineamientos de Deere y Patton, 1971, en la cuarzodiorita del batolito antioqueo,

Arias et al, 2000, establecen el siguiente perfil de meteorizacin, figura 2-3.

Horizonte R Roca fresca

Horizonte II Zona de transicin entre la roca y el saprolito, se diferencia

en: Horizonte IIB, en el cual existe un 90% de roca fresca y un 10% de material saprolitizado. Horizonte IIA en el cual la alteracin qumica ha avanzado y se encuentra hasta un 90% de saprolito y un 10% de roca.

Horizonte Grus Presenta meteorizacin de feldespatos a arcillas y la roca se

desagrega en fragmentos de tamao arena, y mas gruesos, con baja proporcin de arcillas.

Horizonte IC

Saprolito Presenta una meteorizacin isovolumtrica de la roca con la

perdida de densidad, la formacin de arcillas a partir de feldespatos, biotitas y otros minerales primarios, se conserva la textura de la roca pero se ha perdido su dureza.

Horizonte

Suelo residual IB Con una mayor meteorizacin, presenta una perdida en la

textura de la roca, cambios en el volumen, slo persiste el cuarzo

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Suelo residual IB y cantidades menores de biotita, con el consiguiente incremento en la produccin de arcillas. Se ha diferenciado de acuerdo al color en IB amarillo y IB rojizo los que no necesariamente estn asociados directamente a la concentracin de goetita y hematita.

Pueden establecerse diferencias por la granulometra (por

ejemplo IB amarillo arcilloso). El colapso de las estructuras, en relacin al saprolito, puede llegar a representar una perdida de volumen de hasta el 70 y el 75%.

Horizonte IA Corresponde a la parte del suelo residual que ha sido

enriquecido con materiales orgnicos.

El perfil lateritico, propuesto por Walther

en 1915, 1916, citado por Ollier y Pain, 1996, figura 2-2, esta presente en zonas de alteracin muy profundas; es en esencia un esquema meramente descriptivo sin connotaciones genticas, pero debido a su frecuente uso en la literatura pedlogica debe mencionarse en este texto. Presenta de la base al techo, los siguientes horizontes:

La zona plida compuesta principalmente

de caolinita, empobrecida en hierro y otros cationes metlicos, corresponde al saprolito donde se conservan las estructuras de la roca. La zona moteada (the mottled zone) contiene xidos de hierro en una matriz de la zona plida, puede extenderse hasta mezclarse con un suelo rojo superficial con

ferricreta, llamado laterita. La zona moteada y la ferricreta se enriquecen en hierro, a diferencia de la zona plida. Este perfil de Walther ha sido modificado por investigadores franceses, Tardy, 1992, presenta las realizadas por Bocquier et al, 1984, tal como se describe mas adelante, figura 2-19, la cual refleja diferentes tipos de meteorizacin y de comportamiento hidrolgico.

Debe aclararse que las ferricretas no

estn restringidas nicamente a estos perfiles y la mayora de las lateritas en la zona donde inicialmente fueron descritas por Buchanan en 1807, son en realidad saprlitos endurecidos correspondientes a la zona moteada.

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Figura 2-3. Perfil de meteorizacin en cuarzodiorita del batolito Antioqueo

SUELO

IA

RE

GO

LIT

O

SUELO RESIDUAL

IB AMARILL0

IB ROJIZO

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IC

SAPROLITO

GRUS

HORIZONTE DE

TRANSICIN

IIB

ROCA

R

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LOS RASGOS O GEOFORMAS MENORES

Hay una variedad de microrelieves que se circunscriben a pequeas depresiones las cuales se forman no solo en reas aparentemente uniformes sino tambin a lo largo de lneas de debilidad, tales como fracturas; ocurren en una gran variedad de rocas, si bien las mas solubles como las calizas, son mas susceptibles a este tipo de esculpido, bien puede presentarse, como lo indica Selby, 1982, en otro tipo de rocas como los granitos, granodioritas, esquistos, cuarcitas, areniscas, gneis y basaltos. Son mas frecuentes en regiones ridas y semiridas, pero se encuentran en todos los climas y a esta clase de meteorizacin cavernosa se les reconoce con una diversidad de nombres como pits o gnammas en Australia (hoyos, alvolos, oquedades), pans (concavidades superficiales como especies de pozuelos, bateas o cacerolas), meteorizacin alveolar (panal de abejas), tafoni y surcos. Algunas direcciones en internet que incluyen fotos de estas formas menores son:

http://community.webshots.com/photo/10

52261/1052480 http://eps.berkeley.edu/www/courses/eps

117/tahoe_gallery/pages/gnamma.htm El origen de las diversas estructuras es

variada, se presentan en diferentes tipos de climas y en afloramientos de rocas, con una gran variedad de formas; sin embargo pueden formarse al interior del saprolito. Su crecimiento requiere la evacuacin de los productos de la meteorizacin, lo cual ocurre a travs del viento y la gravedad en los tafoni, por escurrimiento hdrico en los pans. Los procesos asociados a su generacin y crecimiento incluyen de acuerdo a Selby, 1982, los siguientes:

En rocas granticas la transformacin

de los feldespatos y micas a arcillas, deja un espacio o hueco que se va ampliando con la remocin de productos.

En climas fros la termoclastia puede contribuir a la formacin de las oquedades.

La actividad biolgica de algas, hongos, lquenes, etc., contribuye por queluviacin a la formacin de nichos y oquedades; las races contribuyen a la formacin de surcos.

La presencia de sales solubles facilita estos procesos no solo por la meteorizacin directa que producen, sino adems por el cambio en las condiciones qumicas que producen en el agua hacindola mas reactiva y mas propensa a disolucin, por ejemplo el cuarzo a pH alto.

PITS

Ocurren con dimetros y profundidades desde unos pocos centmetros hasta metros, mas ancho que profundas, figuras 2-4 y 2-5,

oquedades bien de forma hemisfrica o en forma de frasco con paredes colgantes, pueden ser de fondo plano (como una

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cacerola) y en planta pueden ser circulares o irregulares; en su proceso de formacin esta involucrada la disolucin de los minerales por el agua, en todo caso no participan procesos de abrasin (tpicos de las marmitas

o pothole), por corrientes de aire o agua; cuando en el fondo existen fragmentos de material de roca, estos no son redondeados, parece que el mecanismo de ampliacin es el astillamiento de escamas de roca.

Figura 2-4. Gnamma o Pit

Fuente: http://www.strilky.cz/klokanov/mv/gnama/gnama1.jpg

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Figura 2-5. Pits en la roca Pildappa, sur de Australia.

Fuente: http://homepage.mac.com/voyager/gta/fotos2.html

Figura 2-6. Pans formados por la erosin lateral de dos gnammas.

Fuente: http://homepage.mac.com/voyager/gta/fotos2.html

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METEORIZACIN ALVEOLAR

Numerosos y continuos pits con dimensiones de unos pocos milmetros a centmetros, pueden llegar a conformar una especie de panal de abejas, como el que se ilustra en la figura 2-7, presente en la playa

de Pfeiffer en California. Ocurre con frecuencia en rocas granulares como las tufas y areniscas, posiblemente involucren una desintegracin selectiva de las paredes de la roca.

Figura 2-7. Meteorizacin alveolar.

Fuente: http://www.ics.uci.edu/~eppstein/pix/sv/pb/Hollowed.html

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TAFONIS

Corresponden a oquedades, las cuales pueden ser hasta de varios metros de ancho, de alto y de profundo, pero generalmente pequeos, cortados o esculpidos en las caras o escarpes de la roca, pueden tener entradas o salientes colgantes como especies de

visores. Los pisos o fondos son generalmente planos e incluso pueden estar cubiertos de fragmentos de roca. El que se indica en la figura 2-8, presenta hasta 12 m de dimetro, 3 m de alto y 4 m de profundo.

Figura 2-8. Tafoni en domos graniticos, Namibia Central.

Fuente: http://www.geomorph.org/gt/regional/nam.html

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SURCOS

Se forman en diferentes tipos de rocas y ambientes, incluso pueden configurar una pequea red de drenaje, generalmente de dimensiones inferiores al metro, la actividad biolgica y los procesos de disolucin son

importantes en su gnesis; la figura 2-9 ilustra surcos en un inselberg en roca grantica, localizado en el desierto de Namibia central.

Figura 2-9. Pequeos surcos en un inselberg de roca grantica, en Namibia Central.

Fuente: http://www.geomorph.org/gt/regional/nam.html

LOS IONES

Los iones producto de las reacciones qumicas de meteorizacin pueden tomar las siguientes rutas:

Incorporacin a un sistema biolgico. Adsorcin superficial en las arcillas. Formacin de nuevos minerales.

Lixiviacin. Transporte y precipitacin en suelos y

sedimentos, para formar capas de acumulacin conocidas con el nombre genrico de costras o crust, las cuales cuando se endurecen se conocen como duricrusts, o costra endurecida, estas sern discutidas mas adelante.

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Permanecer en la solucin del suelo o del material saprolitico.

La perdida de iones a travs de la lixiviacin esta relacionada con las condiciones intrnsecas que determinan su solubilidad, entre otras el potencial inico, la cantidad de precipitacin, la relacin

entre la infiltracin y el escurrimiento, las condiciones fsicas de porosidad de los saprolitos, tipo de roca, etc., sin embargo evaluaciones de iones en manantiales o en cursos de agua, permiten establecer el siguiente orden de movilidad (lixiviacin), Birkeland, 1974.

Ca+2 > Na+ > Mg+2 > K+ > Si+4 > Fe+3 > Al+3 Evaluaciones de movilidad inica a partir

del potencial inico (carga/radio inico), una medida de la intensidad de la carga positiva, figura 2-10, establece que:

Iones con potencial inico < 3

permanecen en soluciones en forma inica K+ = 0,75; Na+ = 1,0 ; Ca+2 = 2,0 ; Fe+2

= 2,7 ; Mg+2 = 3,0 Iones con potencial inico entre 3,0 y 9,5

precipitan como hidrxidos

Fe+3 = 4,7 Al+3 = 5,9 La diferencia observada entre ambos

ordenamientos se debe, Birkeland, 1974, a la influencia de otros factores, entre ellos, el tipo de roca, la tasa diferencial de meteorizacin de los diversos minerales, la afinidad diferencial de las arcillas por los iones (K por ilita, Mg por smecticas, etc.) y la absorcin selectiva de iones por los organismos vivos.

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Figura 2-10. Caractersticas de movilidad - inmovilidad de los elementos qumicos en trminos del potencial inico. El nmero al lado de cada punto negro y elemento corresponde al numero de coordinacin. Adaptado de Chesworth, 1992.

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SOLUBILIDAD Y MOVILIDAD DEL FE, AL Y SI

La solubilidad del Fe+2, Fe+3, Al+3 y Si+4, es mas compleja y depende de las condiciones del medio, particularmente al pH, Eh y la presencia o ausencia de agentes complejantes o quelatantes, entre estos las

sustancias de naturaleza orgnica, tanto metabolitos, como productos de la descomposicin de materiales orgnicos, los cuales tienen efectos importantes en la solubilidad del Al y Fe, figuras 2-11 y 2-12.

Figura 2-11. Solubilidad del Fe+3 y Al en funcin del pH y la presencia de cidos orgnicos. Fuente: Thomas, 1974.

En la figura 2-12, puede observarse que el

Si es moderadamente soluble en el rango normal del pH de los suelos y a partir de pH 9, se incrementa notablemente su solubilidad y por ende la posibilidad de lixiviacin. El Al es soluble a pH < 4, donde la Si es mucho

menos soluble y a pH | 10, al igual que el Si; bajo condiciones cidas o neutras el Fe+2 es muy soluble, pero precipita a pH > 8, adems el Fe+2 es muy inestable y precipita como Fe+3 en condiciones oxidantes (buen drenaje).

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Figura 2-12. Solubilidad del Si, Al y Fe en funcin de pH. Fuente: Thomas, 1974.

En el caso especifico del Fe y el Mn su

condiciones de solubilidad estn afectados por las condiciones de reaccin (acidez- alcalinidad) y de oxido-reduccin (Eh). La discusin especfica y figuras siguientes son extradas de Aguilar et al, 2001.

Los ambientes aireados que se encuentran

oxidados presentan valores altos de Eh,

mientras que los ambientes saturados de agua que se encuentran reducidos, estn caracterizados por valores de Eh bajos. La figura 2-13. es una forma general de presentar las relaciones Eh-pH para tres diferentes niveles de humedad del suelo: aireado y seco (D), hmedo (W) y saturado (F)

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Figura 2-13. Diagramas de Eh y pH para diferentes condiciones de humedad del suelo. Fuente: Aguilar et al, 2001.

La figura 2-14 muestra los campos de

estabilidad del Fe en funcin de la relacin Eh/pH y los diferentes hidrxidos del Fe en funcin sta relacin. La zona de

precipitacin del Fe es mucho mayor que la de zona de solubilidad. El Fe+2 es soluble y se presenta en la regin de pH < 8 y con valores bajos de Eh.

Figura 2-14. Diagramas de Eh y pH versus estabilidad del Fe. Fuente: Aguilar et al, 2001.

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La figura 2-15, indica los campos de estabilidad de las diferentes formas de Mn, la zona de solubilidad es mucho mayor que

la de precipitacin, para los diferentes xidos e hidrxidos.

Figura 2-15. Diagramas de Eh y pH versus estabilidad del Mn. Fuente: Aguilar et al, 2001.

Superponiendo las dos figuras anteriores

se pueden establecer las siguientes zonas (I, II, III) de comportamiento del Fe y el Mn, figura 2-16.

I. Mn+2 y Fe+2 son solubles, esta zona corresponde a suelos cidos

II. Mn+2 es soluble y el Fe precipita, coincide con ambientes cidos y neutros

con valores altos de Eh y ambientes ligeramente alcalinos con valores de Eh bajos

III. Mn y Fe insolubles, lo cual ocurre en ambientes neutros y alcalinos, con valores altos de Eh y en suelos muy alcalinos

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Figura 2-16. Diagramas de solubilidad del Fe y el Mn para diferentes valores de Eh y pH. Fuente: Aguilar et al, 2001

Si superponemos los campos

correspondientes a suelos aireados (D), hmedos (W) y saturados (F) se tiene los siguientes comportamientos indicados en la figura 2-17.

En ambientes aireados (D) el Fe es

prcticamente insoluble, solo es soluble en condiciones extremadamente cidas, con

valores altos de Eh y la solubilidad del Mn es muy dependiente del pH; soluble en ambientes cidos e insoluble en ambientes alcalinos.

En ambientes saturados de agua (F), el Fe

es soluble en condiciones cidas e insoluble en alcalinas y el Mn es prcticamente soluble

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Figura 2-17. Solubilidad del Fe y el Mn en diferentes condiciones de humedad y de Eh-pH del suelo. Fuente: Aguilar et al, 2001.

El Mn siempre se reduce a un pH mayor

en relacin al Fe, por lo consiguiente es el primer elemento que entra en solucin, cuando el suelo llega a estar hmedo y el ultimo en oxidarse, por lo tanto se inmoviliza cuando el ambiente se airea o se seca, por estas circunstancias el Mn es mucho mas mvil que el Fe.

La figura 2-18 representa las variaciones

de Eh en un ambiente sujeto a cambios de humedad; la lnea de color azul indica un hidromorfismo corto y la lnea amarilla un hidromorfismo mucho mas fuerte. En el primer caso (hidromorfismo corto), la disminucin del valor de Eh se expresa

dbilmente y solo afecta el Mn, el cual llega a reducirse y movilizarse, en caso de no ser lixiviado del perfil se puede acumular como ndulos o como pelculas en los peds, cuando el suelo nuevamente se seca o airea. En el segundo caso (hidromorfismo ms fuerte) la disminucin del Eh es lo suficientemente fuerte como para afectar al Fe, por lo tanto el Fe y el Mn se presentan en forma soluble y son redistribuidos en el perfil, formando compuestos reductores que dan coloraciones grisceas, azulosas o verdosas y en el caso de ser removidos producen blanqueamiento, horizontes albicos, con coloraciones ms o menos grisceas.

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Figura 2-18. Comportamiento del Fe y el Mn en ambientes con cambios de humedad. Fuente: Aguilar et al, 2001.

En condiciones secas y cuando prevalece

un ambiente oxidante, el Fe y el Mn se encuentran en estado oxidado, por consiguiente se acumulan en el perfil, produciendo colores negro intenso, rojo pardo o amarillo. El Fe+3 es solo soluble en condiciones muy cidas, con pH cercanos a 3, que son condiciones extremas y que normalmente no ocurren en suelos, excepto en los suelos sulfato cidos o Cat-Clay.

Con la presencia de sustancias orgnicas,

las solubilidades del Fe y Al presentan variaciones importantes, ver figura 2-11, las cuales esencialmente implican una mayor solubilidad especialmente para el Fe+3, sin embargo el Al conserva su baja solubilidad a pH cercanos a la neutralidad, es en este rango de pH donde es factible separar el Al del Fe, en ambientes naturales de carcter

oxidante. En la regin de la Unin, departamento de Antioquia, hay depsitos importantes de arcillas (caolinita-gibsita), relativamente libres de Fe, derivadas tanto de materiales fluviolacustres como de origen gneo, los cuales son factibles de producir en un ambiente lacustre, rico en materiales orgnicos (turbas).

La solubilidad de los flvatos de Fe y Al

depende tanto de la relacin C/metal, como del consumo del C del complejo; cuando se alcanza un valor crtico en esta relacin, ocurre la precipitacin del metal, la destruccin del complejo tambin ocurre por el consumo del C por los microorganismos, cuya actividad esta asociada con la temperatura y la presencia de ambientes oxidantes. En trminos pedogenticos este mecanismo (Fe complejado con material

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orgnico) explica la formacin de horizontes spodicos y conforma la tradicional teora metal-fulvato en los procesos de podzolizacin, si bien, Farmer, 1982, indica la posibilidad de que soles de hidroxilaminas -ortosilicatos, preparados en el laboratorio, pero de ocurrencia natural en los suelos, nombrados como protoimogolitas, tienen la suficiente estabilidad qumica y solubilidad para ser la responsable del transporte del Fe y el Al en los podsoles.

En el caso especfico de los Andisoles, el

Al liberado en la meteorizacin es complejado por el humus, Wada y Higashi, 1976, Arango y Gonzlez 1993, incluso ste

presenta ms afinidad por el Al que por el Fe, este proceso tiene efectos pedogenticos importantes como son:

Inhibir la formacin de alfana e

imogolita, debido a un efecto de competividad del humus y el Si por Al, lo cual ha sido confirmado por diferentes investigadores Wada y Higashi, 1976, Shoji y Fujiwara, 1984, Inohue y Higashi, 1988 y Huang, 1991.

Favorecer la formacin de palo, cuando existe suficiente suministro de Si, Wada y Higashi, 1976.

Inhibir la formacin de mineraloides anlogos al alfana-imogolita, Huang, 1991.

DURICRUST

Los duricrust son de composicin mineral variada y el resultado de los procesos de concentracin y redistribucin posterior de iones o minerales productos del proceso de meteorizacin. Un importante grupo de geoformas deben su origen a la presencia y diseccin de duricrust. La gnesis del duricrust ocurre al interior del manto de meteorizacin, donde se acumulan bien sea sesquixidos de hierro y aluminio, silica, carbonatos de calcio, yeso o halita; generalmente son delgadas, pero forman rasgos principales en el paisaje, especies de cubiertas o caparazones en cimas de colinas y/o subyacen planicies extensas y plateaux, especialmente en las plataformas continentales estables. La acumulacin puede ser el resultado de la remocin de otros materiales, con el consiguiente

enriquecimiento residual o acumulacin relativa de los elementos que forman las costras, o bien por la adicin de materiales producidos por el agua o el viento y su posterior endurecimiento, mecanismo conocido como acumulacin absoluta. A fin de evitar confusiones generadas por el uso de nombres locales (entre otros, el trmino laterita), las duricrust se denominan con un nombre compuesto por el agente cementante y la terminacin creta, as: Ferricreta es rica en hierro, calcreta en carbonato de calcio, silcreta rica en silica, gipsicreta en yeso, manganocreta rica en manganeso, alcreta o bauxita en aluminio y salcreta o halocreta rica en cloruro de sodio. Pueden tener la apariencia de ndulos endurecidos, costras o capas duras tanto en el regolito como en capas sedimentarias.

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FERRICRETAS Y LATERITAS

El termino laterita fue usado inicialmente por Buchanan en 1807, para referirse en Malabar, sur de la India, a una arcilla roja endurecida que contiene mucho hierro, con abundantes cavidades y espacio vaco, suave, factible de cortar con una pala, pero que expuesta al sol se endurece irreversiblemente y es frecuentemente usada en construccin como adobe, figura 2-22, laterita viene del latn later | adobe; la confusin posterior surgi, porque la laterita se asocio a un perfil de meteorizacin, por ejemplo, el perfil de Walther, figura 2-2, figura 2-23, el termino se ha utilizado adems para denominar tanto acumulaciones de brechas y coluviones ricos en Fe, como a los suelos zonales del trpico y las corazas petroferricas en los plateaux del sur de la India. Ollier y Pain,1996, aclaran que lo que se utiliza como adobe corresponde a la zona moteada, no a la ferricreta y adems, Buchanan describi un material, no un proceso, ni un perfil. Las ferricretas son materiales cementados por xidos e hidrxidos de hierro, para su formacin se requiere movilizar el Fe, las condiciones de movilidad del Fe son discutidas en otra parte de este trabajo, bien sea por solucin o queluviacin y su posterior precipitacin; el endurecimiento de las lateritas es complejo e involucra deshidratacin y un incremento en el grado de cristalinidad de los sesquixidos presentes, especialmente de la goetita y la hematita, es frecuente adems una perdida o desdoblamiento de caolinita; los ciclos de hidratacin-deshidratacin y el posterior desecamiento del horizonte lateritico involucran un cambio en los ambientes de meteorizacin. La aplicacin mas comn del termino ferricreta es para un duricrust que consiste principalmente de oxihidroxidos de Fe, con mnimas cantidades

de caolinita y otros minerales, de forma nodular, masiva o vesicular, lo cual es sinnimo de laterita.

Tardy, 1992, resume los diferentes

conceptos de los materiales lateriticos que han presentado varios autores:

Materiales producto de una

meteorizacin subarica intensa, generalmente formados bajo condiciones tropicales, ricos en Fe y Al, endurecidos o susceptible de endurecerse cuando se someten a ciclos de humedecimiento-secamiento, Pendleton, 1936 y Kellog, 1949.

Las lateritas incluyen ciertos materiales altamente meteorizados, enriquecidos en formas secundarias de Fe, Al o ambos, pobre en humus, empobrecido en bases y silica combinada, con cantidades limitadas de minerales meteorizables, duros o sujetos a endurecimiento si se exponen a ciclos alternos de humectacin-secamiento, Sivarajasingham et al, 1962.

La laterita incluye toda clase de plintita (del griego Plinthos | adobe), las cuales son lateritas en sentido restringido, Morh et al, 1972, pero excluye litomargas caoliniticas blandas, saprolitos finos y suelos ferralticos no endurecidos.

La laterita no se restringe a materiales endurecidos, pero incluye toda clase de productos de la meteorizacin tropical, Maignen, 1964, Millot, 1964 y Schellmann, 1983.

Schellman, 1983, citado por Ollier y Pain, 1996, presentan un concepto qumico- mineralgico, define la laterita como producto de una intensa meteorizacin subarica, cuyos

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contenidos de Fe y Al son mayores, y el del slice, menor en relacin a un material parental que solo ha sido caolinitizado. Consiste principalmente de un ensamble de minerales de goetita, hematita, hidroxidos de Al, minerales caoliniticos y cuarzo.

Tardy,1992, propone el concepto de laterita en un sentido mas amplio, esto es, materiales producto de una meteorizacin intensa, constituidos por un ensamble de minerales que pueden incluir xidos, hidrxidos, oxihidroxidos de Fe y Al, caolinita y cuarzo, asociados con un empobrecimiento generalizado de cationes alcalinos y alcalinotrreos, caracterizados por una relacin SiO2/Al2O3 + Fe2O3, que no excede el valor requerido para caracterizar el cuarzo y la caolinita; de tal forma que en esta definicin se incluyen bauxitas, ferricretas, duricrust de Fe o Al, horizontes moteados, caparazones, corazas, plintitas, materiales productores o fuente de pisolitos o ndulos, formaciones o horizontes que son parte de suelos ferralticos rojos o amarillos, suelos ferruginosos tropicales y otras formaciones como las litomargas caoliniticas, las cuales son blandas y no susceptibles de endurecerse. Este autor propone que la zona de formacin actual de lateritas en el mundo, corresponden a la zona de rubeificacin propuesta por Pedro, 1968.

En forma errnea laterita, ha sido un termino utilizado como sinnimo de suelos, por decir, suelos lateriticos, suelos ferraliticos, plintita, oxisoles, sin embargo debe tenerse en cuenta que la fase de meteorizacin lateritica corresponde con un perfil de meteorizacin lateritico, el cual no siempre es fcil y deseable clasificar como un tipo especifico de suelo, si bien la separacin de los procesos de meteorizacin lateritica de procesos pedogenicos presenta algunas complicaciones, en razn de que ambos procesos pueden sobreimponerse en

el espacio-tiempo y por los efectos de los cidos orgnicos en la movilizacin del Fe, Al, Si; en este sentido algunas consideraciones deben tenerse en cuenta de acuerdo a Thomas, 1994 y Birkeland, 1999. Las costras lateriticas (ferricretas,

duricrust) aparecen mas como formaciones rocosas, con espesores frecuentemente superiores a 30 m, de considerable edad geolgica, ambos factores, espesor y edad, son mucho mayores que los que conciernen a los suelos. La laterita de acuerdo a Schellman, 1981, debe considerarse un termino petrogrfico, es decir un tipo de roca, llamada por Bardosy y Aleva, 1990, roca residual y la meteorizacin lateritica un evento de naturaleza geolgica, ambos autores citados por Thomas, 1994.

Las lateritas no siempre estn asociadas a perfiles de suelo y de meteorizacin muy espesos, pueden formarse por alteracin directa de la roca; algunas se han formado por la precipitacin del Fe, que ha circulado lateralmente con las aguas subsuperficiales, al interior de los espacios vacos del material, especficamente en materiales transportados, sin que haya tenido lugar una evolucin del perfil, por ejemplo la zona moteada; en este ultimo caso los materiales han llegado a ser ferruginizados, mas no lateritizados.

Las ferricretas pueden desarrollarse a partir de materiales transportados y las bauxitas pueden estar asociados a ambientes sedimentarios.

Algunos materiales diferenciados como lateritas, pueden tener composiciones similares a ciertos suelos tropicales, pero ellos generalmente tienen un mayor grado de cristalinidad y continuidad de la fase cristalina. Algunas lateritas tienen origen pedognico, mientras que otras se forman asociadas a la

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fluctuacin del nivel fretico, llamadas lateritas de aguas subterrneas (Groundwater laterites).

Muchas o bien la mayora de las costras lateriticas, se han desarrollado en un espacio de tiempo del orden de 106-107 aos, en este lapso han sufrido fases de erosin superficial y desmantelamiento, seguidas de pedogenesis, por lo cual es factible interpretarlas como material parental de los suelos.

Por lo anterior las lateritas se han estudiado en forma separada de los suelos asociados, sin embargo en el estudio de los procesos de alteracin ferralitica, se han utilizado conceptos surgidos de la ciencia del suelo, pero tambin han recibido el apoyo critico de los conceptos de la geoqumica y biogeoqumica .

METEORIZACIN LATERITICA Y DURICRUST

En la fase de meteorizacin ferralitica, los materiales y los suelos contienen cantidades importantes de caolinita, la cual puede ser sujeta a posteriores procesos de alteracin qumica o remocin, por lessivage o lixiviacin, por lo que los perfiles se enriquecen en sesquixidos y se empobrecen en arcillas, estos materiales tienden a formar duricrust compactos y endurecidos, cuando se exponen a repetidos ciclos de secado-humedecimiento, los que adems incrementan la oxidacin de los compuestos de Fe, la formacin de goetita y hematita cristalinas. Esta fase de meteorizacin ferralitica, representa un estado avanzado en la evolucin del perfil, un diagrama ternario puede ilustrar los procesos, bien indicando las relaciones desde la mineraloga, caolinita, hematita, goetita, gibsita y boehmita, figura 2-19, o bien desde

la composicin qumica, SiO2, Al2O3, Fe2O3, figura 2-20. El proceso de endurecimiento es complejo, involucrando procesos de deshidratacin e incremento en la cristalinidad de los sesquixidos, principalmente hematita y goetita; es frecuente adems la posterior perdida o desdoblamiento de la caolinita. Es posible que este proceso involucre un cambio ambiental, como resultado de la incisin de los cursos de agua o de un clima menos hmedo, los cuales dirigen a un cambio en los regmenes del agua subterrnea y usualmente a una cada en los niveles freticos regionales, que se traducen inicialmente en un incremento en la frecuencia de los ciclos de secado- humectacin y posteriormente al secado del deposito.

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Figura 2-19. Clasificacin de bauxitas, ferritas, caolines y tipos transicionales de roca meteorizada. Fuente: Thomas, 1994.

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Figura 2-20. Diagrama ternario que sugiere los limites entre diferentes tipos de dudricrust en el rango fersialitico. Fuente: Dury,1969. En: Thomas,1994.

GNESIS DE LAS LATERITAS

Los ambientes de formacin de lateritas

corresponden a relieves bajos y estables, bajo un clima clido y tropical hmedo, con o sin estacin seca, lo cual se presenta en las partes mas estables de los continentes, caracterizados por una influencia tectnica muy baja y sin efectos de una glaciacin en el Pleistoceno, por ejemplo: Brasil, Africa central y sectores en Australia etc.; Valeton, 1994, citado por Birkeland, 1999, considera que estos perfiles lateriticos, solo ocurren en climas globales hmedos y clidos, y entre el Precmbrico y el Cuaternario no han existido

mas de cinco periodos o lapsos de tiempo con estas condiciones. El estado final de la alteracin plasmognica (donde existe neoformacin de arcillas) es de acuerdo a Pedro, 1968, la alitizacin, donde se forma un residuo rico en gibsita y oxihidroxidos de Fe, empobrecido en slice y por ende en caolinita. Schellmann, 1981, citado por Thomas, 1994, considera que los procesos avanzados de meteorizacin se caracterizan por tres estados:

Disolucin incongruente: Se recuerda

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que en la disolucin incongruente los materiales permanecen en la fase slida, con diferentes niveles de perdidas de iones, de la caolinita con la formacin de gibsita, en razn de que si el SiO2 es removido, entonces es concentrado el Al2O3 y el Fe2O3.

Disolucin congruente: El material original se disuelve; de la caolinita se remueven simultneamente el SiO2 y el Al2O3, acumulndose nicamente Fe2O3. En este proceso las arcillas resultan de las impurezas.

Disolucin del cuarzo: con la concomitante concentracin del Al2O3 y el Fe2O3.

Los anteriores estados requieren el entendimiento del proceso de disolucin de la caolinita y el cuarzo, este ultimo parece poco susceptible de disolucin, sin embargo cuando esta en contacto con sustancias humicas es factible este proceso; las rocas bsicas y alcalinas favorecen la disolucin incongruente de la caolinita y la formacin de gibsita, mientras que la disolucin congruente de la caolinita es favorecida cuando se presentan rocas cidas.

Por lo anterior la formacin de ferricretas

requiere que bien la roca sea rica en Fe pero baja en Al y Si, o bien que el Fe+2, sea importado hacia la ferricreta desde otros sitios, o bien que el Al sea removido, debido a su solubilidad, lo cual es factible en ambientes con pH superior a 9 e inferior a 5, es decir las lateritas ocurren naturalmente en ambientes de naturaleza oxidante, con pH > 3,5 4,0 e inferiores a 8.

Uno de los debates centrales en torno de

las lateritas, es acerca de las fuentes y los procesos de enriquecimiento del Fe, problema que incluye la movilidad del Fe, los movimientos laterales y verticales del

agua subsuperficial, que contiene tanto Fe ferroso como complejos rgano-metlicos de Fe, el control del paisaje y el relieve sobre esos procesos.

El problema de la concentracin del Fe,

es evidente cuando se tiene en cuenta que una laterita sobre un rea extensa raramente excede los dos metros de espesor, sin embargo, son frecuentes los reportes de 12 m y en muchos casos incluso an mayores; una laterita contiene entre 30 y 80% de oxido de Fe y un granito inalterado puede contener entre 2-5%, proporcin que en las rocas ultramficas puede llegar a un 10-20%; Cmo concentrar entonces tal cantidad de Fe, a partir de un material primario?, Trendall, 1962, citado por Ollier y Pain, 1996, reporta que en Buganda se requieren 4,25 m de granito para formar 0,3 m de laterita, es decir 14,75 m de roca por un metro de laterita, pero es un calculo ideal y Thomas, 1974, al considerar las perdidas, sugiere que debe ser 20 m, por lo tanto, para suplir 9 m de laterita se requiere meteorizar 180 m de roca, pero adems, es relativamente imposible concentrar en una franja superficial tan estrecha, el Fe de semejante perfil de meteorizacin. Este mismo autor, sugiere los siguientes mecanismos para explicar la concentracin de Fe en los saprolitos y reconoce la dificultad de evaluar su importancia relativa.

Retencin y acumulacin de Fe en los

horizontes superficiales, en la forma de pisolitos o nodulos, en la medida que el perfil de meteorizacin se reduce de nivel.

Ascenso capilar de agua que contiene Fe, en una estrecha franja de fluctuacin.

Migracin de Fe, desde cierta profundidad hasta superficie, por un mecanismo de difusin inica, donde se

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acumula por desecacin.

Acumulacin del Fe en la zona por encima del nivel fretico.

Transferencia lateral de soluciones con Fe para enriquecer las partes bajas del paisaje, proceso que es ms acentuado si ocurre una fragmentacin y redisolucin del Fe de lateritas preexistentes, en las partes altas del paisaje.

Enriquecimiento residual de Fe, especialmente en saprolitos de rocas bsicas.

El mecanismo de migracin lateral parece ser cuantitativamente el de mayor importancia, Maignen, 1966 y Thomas, 1974, grficamente puede visualizarse en la figura 2-21.

Figura 2-21. Migracin de sesquixidos y formacin de una coraza lateritica. Adaptado de Maignen R., 1966

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Figura 2-22. Corte de laterita para adobe.

Fuente: http://mindepos.bg.tu-berlin.de/eurolat/lateri/b9.htm

Figura 2-23. Perfil lateritico formado a partir de un gneis granitico, en Trivandrum, Kerala, India.

Fuente: http://mindepos.bg.tu-berlin.de/eurolat/lateri/b3.htm

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EL PERFIL LATERITICO

El perfil lateritico propuesto por Walther,

ha sido modificado por investigadores franceses, Tardy, 1992, presenta las modificaciones realizadas por Bocquier et

al, 1984, representadas en la figura 2-24, los cuales presentan un perfil con tres dominios o zonas de la base al techo, zona de alteracin, zona globular y zona blanda.

LA ZONA DE ALTERACIN

Esta zona corresponde al saprolito, donde

el volumen y las estructuras de la roca se conservan (meteorizacin isovolumtrica), se caracteriza por la disolucin incongruente de los minerales primarios y la lixiviacin o lavado de la mayora de los materiales solubles, mientras que los elementos menos solubles (Fe, Al) se reorganizan in situ con mnimo o ningn transporte. Esta zona es permanentemente hmeda, es decir, insensible a las condiciones climticas superficiales y consta de dos partes: El saprolito grueso y el saprolito fino o litomarga.

El saprolito grueso, esta en la base del

perfil, presenta abundantes fragmentos de roca fresca y minerales sin alteracin, con las estructuras de la roca intactas y en rocas granticas ha sido llamada arene (grus), el limite con la roca no es un plano horizontal, su espesor puede ser importante en las rocas granticas o delgado en las rocas bsicas y es mucho mayor en regiones ridas y templadas que en los trpicos hmedos. En los primeros estadios de la meteorizacin, se genera un sistema imperfectamente cerrado y los minerales secundarios formados corresponden a esmcticas (2:1), pero en la

medida que el sistema progresivamente llega a ser abierto a la circulacin de soluciones, las fases de minerales son del tipo caolinita (1:1) y gibsita.

El saprolito fino o litomarga, suprayace el

saprolito grueso e igualmente conserva volumen y estructuras de la roca original, el progreso de la meteorizacin es expresada en un aumento de la porosidad, generada por el lavado de cationes alcalinos y alcalinotrreos, una total transformacin de la roca original y una disminucin en su dureza; adems el cuarzo puede disolverse lentamente y las especies dominantes son la caolinita secundaria, hidrxidos, oxihidroxidos y xidos de hierro, goetita, hematita y fases amorfas. Las litomargas ubicadas por debajo del nivel fretico no presentan perdidas ni ganancias de Fe y Al, ni una migracin importante y visible al microscopio en comparacin con la zona que esta por encima o zona globular; pueden ser muy espesa, varias decenas de metros, incluso valores de 100 m, no son raros.

Hay tres tipos de litomargas de acuerdo

al movimiento de Fe y Al. Litomargas sensu stricto (C), como las definidas en el prrafo

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anterior. Las litomargas de lavado o leaching (Ca2), corresponde a lo que se ha definido como zona plida, en el perfil de Walther, presenta las siguientes caractersticas: (a) remocin del Fe alrededor de espacios vacos, canalculos y canales, los cuales llegan a ser completamente blancos. (b) por fuera de esas reas pobres en Fe, se presenta remocin de caolinita, bien por disolucin o por transporte mecnico. (c) disolucin o transporte mecnico del cuarzo, el cual dirige a la formacin de cavidades mas grandes, similares al lo que ocurre en los karst. Frecuentemente en el techo de la litomarga y por debajo de la ferricreta se encuentra un horizonte de cuarzo grueso, empobrecido en cuarzo fino. Litomargas de acumulacin (Ca2b): en la cual la caolinita secundaria (neoformada o depositada),

acompaada de goetita, llena las cavidades crsticas que caracterizan la litomarga Ca2, esta acumulacin es de color parda y contrasta con el color plido de los espacios vacos y canales circundantes, de manera que cuando estos vacos estn totalmente llenos de material se forma un saprolito masivo. Ca2 y Ca2b estn ubicados en el techo del saprolito y son transicin a la zona moteada, hacen parte del saprolito y no de la zona globular.

Para Tardy, 1992, los trminos saprolito

fino, litomargas, zona plida y arcillas variegadas, se refieren a lo mismo y sugiere abandonar los trminos de arcillas variegadas y zona plida, por generar confusin.

LA ZONA GLOBULAR

En climas tropicales contrastados, con temperaturas medias de 25 a 30oC, precipitacin de 1500 mm/ao, con cinco meses de estacin seca y humedad relativa del 65% y por encima de la litomarga, el Fe es distribuido y concentrado para caracterizar la zona globular, en la cual la ferricreta puede formarse; se subdivide en tres subzonas, la zona moteada, la ferricreta y el suelo superficial con una capa gruesa o gritty de un horizonte de desmantelamiento.

La zona moteada presenta un contraste

entre reas blanqueadas y otras moteadas con Fe, estos moteados son visible a la escala centimtrica en el campo y a la escala micrometrica bajo el microscopio, hacia el techo esta zona moteada evoluciona hacia una horizonte nodular o ferricreta. En las

reas blanqueadas la caolinita se desferruginiza, lo cual favorece no solo su dispersin y migracin en el perfil sino adems un incremento en porosidad, poros y otros espacios vacos, como los tubulos y alvolos, adems el cuarzo y la caolinita pueden ser removidos por la actividad de los termites; la desferruginizacion se inicia en los dominios enriquecidos en cuarzo y empobrecidos en caolinita, en el techo de la litomarga Ca2 y continua progresivamente hacia el techo de la zona moteada, donde los canales y los tubulos son mas abundantes (zona de canales de arcilla). La zona moteada de Fe, esta constituida por glbulos difusos que resultan de la concentracin de Fe, el cual puede precipitar como goetita y hematita junto con caolinita, de modo que reas con previa acumulacin de caolinita

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son hospederos naturales para la acumulacin secundaria de Fe en moteos y ndulos; dos situaciones morfolgicas se presentan en este proceso, pedorelictos y litorelictos. Los pedorelictos se originan debido a que la acumulacin secundaria de caolinita, llena vacos previamente creados en la zona blanqueada, estn asociados a enriquecimiento secundario de Fe, con el consiguiente color pardo rojizo; en la parte superior (ferricreta) estos moteos evolucionan hacia ndulos, en la medida que la acumulacin avanza. Los litorelictos o ndulos son acumulaciones de Fe donde la estructura de la roca puede reconocerse, esencialmente son ensambles de minerales ricos en Fe y Al, los cuales por alteracin producen asociaciones estables de caolinita y oxihidroxidos de Fe, su porosidad es de menor tamao; hacia el techo de la zona moteada evolucionan a un horizonte de ndulos o a una ferricreta; los esquistos, anfibolitas y migmatitas son particularmente ricas en biotita y favorecen la formacin de litorelictos, mientras que las rocas granitoides, incluyendo aplitas y venas cuarzo feldespaticas, son pobres en Fe y por lo tanto sensibles al lavado de caolinita, por ende no son ideales tanto para la acumulacin de este elemento, como para la formacin de litorelictos.

La ferricreta se encuentra ubicada por

encima de la zona moteada y horizontes nodulares no endurecidos, de la base al techo, la ferricreta consta de varios horizontes endurecidos (carapace, cuirasse o ferricreta o costra endurecida de Fe en sentido estricto) y el horizonte de desmantelamiento de la ferricreta. Caparazn (Carapace), corresponde a la

acumulacin progresiva de Fe, como una consecuencia del progresivo desarrollo de ndulos hematiticos, bien sea pedorelictos o litorelictos, es intermedia entre la zona moteada abajo y la coraza arriba. La zona blanqueada es progresivamente reducida en tamao mientras que los dominios endurecidos de color rojo prpura crecen y se desarrollan. Coraza o ferricreta, es de color rojo prpura, considerablemente enriquecida en Fe, especialmente en hematita, las zonas blanqueadas prcticamente desaparecen, los canales pueden ser reducidos en tamao, pero sobreviven en su abundancia, pueden estar vacos o frecuentemente aparecen rellenos de caolinita y cuarzo fino y son progresivamente transformados en argilomorfos, ndulos pedorelictos en los cuales el Fe se acumula como hematita.

Hacia el techo en el horizonte de

desmantelamiento, los ndulos de hematita-caolinita son corroidos y rehidratados, la caolinita es disuelta y el Al-hematita es transformado en Al-goetita, con el consiguiente desarrollo de un nuevo sistema de vacos. En la periferia de los ndulos de hematita rojo prpura, se desarrolla una corteza de goetita, color pardo amarillento, la ferricreta puede llegar en un sistema de construccin-destruccin a presentarse como bloques conglomeraticos, en algunos casos, recementado por goetita, o como pisoltica si los ndulos simples estan individualizados.

En sntesis, la ferricreta es un dominio

globular que presenta una sucesin de horizontes: Una zona moteada, un horizonte nodular no endurecido, una caparazn y una coraza.

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Figura 2-24. Perfil lateritico esquemtico con ferricreta. Fuente: Tardy, 1992

LA ZONA BLANDA

En la zona tropical en muchos suelos el horizonte globular subyace un horizonte blando; en el Amazonas es muy espeso, varios metros y es conocido con el nombre de arcilla de Belterra, ha sido considerado

tanto como una cobertura sedimentaria, como una alteracin in situ del material parental.

En frica esta zona blanda suprayace

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tanto a la zona globular como a la ferricreta, en este ltimo caso es una capa arenosa no endurecida, caracterizada por la acumulacin relativa de minerales primarios, como el cuarzo o minerales secundarios como la caolinita o goetita, generalmente sugiere algunas relaciones geoqumicas con la

ferricreta y ha sido considerada como producto de desmantelamiento in situ de sta, sin embargo, la totalidad de la zona blanda no proviene de la ferricreta, puede parcialmente contener materiales transferidos por la actividad de termitas de la zona moteada.

CALCRETAS

Consiste de capas de carbonatos de calcio secundario que cementan otros materiales, suelos o sedimentos, figura 2-25, a escala global las calcretas (caliches) acumulan cerca del 80% del carbonato de calcio, Goudie, 1973, citado por Selby, 1982, su espesor vara de ndulos en un perfil de suelos, a capas masivas de mas de 10 m de espesor; en pedologa se utilizan los nombres de suelos clcicos para suelos que presentan horizontes con enriquecimiento pedognico de carbonato de calcio (CaC03) y de magnesio (MgC03), siendo dominante el de calcio; la morfologa del perfil de estos suelos presenta horizontes Bk, con acumulaciones de alcalinotrreos, generalmente carbonato de calcio, horizontes Bkm, que denotan el grado de cementacin y endurecimiento; Gile et al, 1966, citado por Birkeland, 1999, propuso el horizonte K, el cual a diferencia del Bkm, esta completamente endurecido, presentando morfologas complejas y en algunos casos, parcialmente endurecido por silica. Se conocen adems con los nombres de Caliches y Kunkar; se pueden formar

pedogenicamente o por precipitacin a partir de aguas subterrneas.

Estn principalmente confinados a climas

con precipitaciones actuales inferiores a 500 mm/ao, donde la evaporacin excede a la evapotranspiracin, con una lixiviacin insignificante y el lugar donde se acumula el carbonato, es controlado por el nivel de remocin del agua por las plantas, es decir la profundidad radicular, por el de evaporacin o por el nivel donde el contenido de C02 es mnimo, es decir las calcretas tienen un control climtico y biolgico. La fuente de calcio es usualmente calizas, mrmoles, areniscas calcreas, pero se pueden presentar en rocas o sedimentos sin contenidos importantes de calcio. Pueden formarse en climas de sabanas con precipitaciones del orden de 800 mm/ao a partir de aguas subterrneas.

El origen de los horizontes de carbonatos

involucra el equilibrio de los iones carbonato /bicarbonato, de acuerdo con las reacciones siguientes:

C02 + H20 B H2C03 B H+ + HC03 - B H + CO3 -2

gas a. carbnico ion bicarbonato ion carbonato

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CaC03 + H2C03 B Ca+2 + 2(HC03)- slido a. carbnico ion bicarbonato

La reaccin procede a la derecha

(disolucin de CaC03), en la medida que se incremente la concentracin de C02 (presin parcial) en el aire del suelo, o que se presente una disminucin en el pH, o que se incremente el flujo de agua a travs del perfil en la medida que esta agua este insaturada con respecto al CaC03. La reaccin procede a la izquierda, es decir, precipita el CaC03, si se presenta una reduccin en la presin parcial del C02, un incremento en los valores de pH, un incremento en la concentracin del ion Ca+2 y HCO3- hasta el punto donde la saturacin es alcanzada y ocurra la precipitacin, y en la medida que se aumente la evapotranspiracin del agua del suelo. La precipitacin del carbonato de calcio encuentra condiciones favorables en los suelos, debido a las siguientes condiciones:

La presin parcial (concentracin) del

C02 en el aire del suelo, es mayor que en la atmsfera, del orden de 10-100 veces, lo cual hace disminuir el pH del suelo, condiciones que llevan la reaccin a la derecha (disolucin del CaC03). La mayor concentracin de C02 se logra en virtud de la actividad biolgica y la descomposicin de la materia orgnica, por ende es de esperar una mayor presin parcial del C02 en el horizonte A del suelo, la cual disminuye en profundidad.

La cantidad de agua que percola a travs del perfil es mayor en este horizonte A, pero el flujo vertical de agua en el suelo incrementa las concentraciones del ion, hasta el punto de saturacin a partir del cual ya no es factible la disolucin del carbonato.

A partir de los efectos combinados de la concentracin del C02 y percolacin vertical

del flujo hdrico, se puede interpretar el mecanismo de la formacin de horizontes ricos en carbonatos de calcio, de tal forma que en la parte superior del perfil los iones Ca+2 pueden estar presentes bien por adiciones de fuentes externas (aluvium, polvo elico, cenizas volcnicas, lluvia, etc.) o como producto de los procesos de meteorizacin; la mayor actividad biolgica en este horizonte, incrementa la presin parcial del C02, el cual en contacto con el agua forma iones bicarbonato (HCO3-); la lixiviacin de agua a travs del perfil, transporta verticalmente estos dos iones y la precipitacin como CaC03, tiene lugar por la combinacin tanto de la disminucin del C02 en profundidad, por debajo de la zona de races y de mayor actividad biolgica, como del progresivo incremento de la concentracin en la solucin del suelo, de los iones Ca+2 y HC03- en profundidad, producto esta ultima de la menor precolacin de agua y de las perdidas por evapotranspiracin. En algunos casos la absorcin de agua por las plantas puede generar la precipitacin del carbonato alrededor de las races, formando los llamados rizomorfos.

La temperatura tambin afecta el

equilibrio debido a que la disolucin del C02 y la solubilidad del CaC03, presentan una relacin inversa con la temperatura. Existe adems evidencia de acumulacin biognica para los carbonatos que se acumulan al menos en los horizontes Bk y K, al parecer el exceso de calcio secretado por los organismos se concentra en superficies externas y posteriormente se combina con el C02 respirado por ellos mismos.

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La cantidad de carbonato presente en la calcreta generalmente es mayor, que la que puede derivarse de la meteorizacin de los materiales parentales, igual que sucede en las ferricretas y otros duricrust, lo que implica la necesidad de una fuente externa de CaC03, para lo cual se ha sugerido las aguas de inundacin, el polvo elico, aportes de ceniza volcnica y la precipitacin, en especial si la roca o los materiales originales no tienen calcio. Gardner, 1972, citado por Birkeland, 1999, calcula que entre 37-90 m de material se debieron de meteorizar para acumular el CaC03 presente en el horizonte K de la Mesa Mormon, ubicada en Nevada (USA), cuyo espesor puede alcanzar 10 m, lo cual es muy complicado de ocurrir si se tienen en cuenta no solo este espesor de meteorizacin sino el espesor de material que debi erosionarse para permitir este nivel de acumulacin, el cual esta muy superficial, lo cual conduce a la conclusin

general que la mayora de las calcretas con espesores superiores a 3 m, son relictas y producto de cambios climticos. Reportes de Gile et al, 1981, citados por Birkeland, 1999, de investigaciones realizadas en Las Cruces, Nuevo Mjico, sugieren que el polvo elico contiene menos del 5% del carbonato y que este se aade al suelo a una tasa promedio de 0,2-0,4 x 10-4 g/cm2, mientras que la precipitacin aporta 2,0 x 10-4 g/cm2; en algunas localidades una fuente importante del Ca atmosfrico puede provenir del yeso.

El ascenso capilar del nivel fretico puede

ser otra fuente de carbonatos, pero hay que tener en cuenta que en aluviones gruesos, este ascenso es prcticamente nulo y en otros casos el descenso del nivel de base en estos depsitos, producto del incisamiento vertical del curso de agua, rebaja los niveles freticos, alejndolos del nivel de acumulacin capilar.

Figura 2-25. Calcreta.

Fuente: http://www.geocities.com/xavidium/calcrete.html

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Se han reconocido diferentes estados en la formacin de calcretas; Netterberg, 1967, citado por Birkeland, 1999, plantea esta secuencia evolutiva :

Suelo calcico B calcreta nodular B

calcreta en panal de abejas B calcreta hardpan B retrabajamiento B calcreta en bloques (boulder).

En la formacin de horizontes con

acumulacin de carbonatos secundarios, se

han definido seis estados, de acuerdo con Gile et al, 1981 y Machette, 1985, citados por Birkeland, 1999, estos estados se definen en los depsitos de acuerdo a la presencia de gravas y se describen en la tabla 2-2, adaptada de este ultimo autor. El endurecimiento de la calcreta, de acuerdo a Selby, 1982, resulta de la cementacin de los materiales precipitados en los espacios vacos del suelo y por la recristalizacin de los carbonatos.

Tabla 2-2. Morfologa de la secuencia evolutiva de las calcretas. Fuente: Birkeland, 1999.

GRAVILLOSO NO GRAVILLOSO I. Pelculas de carbonatos discontinuas, 4%

CaC03

Filamentos y pelculas en granos de arena, escasos, < 10% de CaC03

I+. La mayora de los cantos tienen pelculas delgadas y discontinuas.

Frecuentes filamentos

II. Pelculas continuas en clastos y cementacin local de algunos, matriz suelta y la acumulacin da apariencia algo blanca.

Ndulos escasos, matriz entre ndulos ligeramente blanqueada por carbonatos (15-20% de rea). 10-15% de CaCO3 en toda la muestra y en ndulos 15-75%.

III. Se presenta del 50-90% del rea con

elaboracin de horizonte K y los carbonatos conforman un medio continuo.

Abundantes ndulos y pelculas de carbonatos en granos, > 90% del horizonte es blanco, 20% de CaCO3.

III+. La mayora de los clastos tienen pelculas espesas y las partculas de la matriz cubiertas en forma continua, los poros rellenos de carbonatos, la cementacin es mas o menos continua.

La mayora de los granos estn cubiertos por carbonatos y la mayora de los poros sellados, CaCO3 > 20% .

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SALCRETAS Y GIPSICRETAS

Son extremadamente raras debida a la mayor solubilidad de yeso y halita, solo se preservan en ambientes muy ridos; usualmente precipitan, por evaporacin de

aguas de mar, salmueras o de corrientes salinas en los desiertos y generalmente suprayacen lodos de lagos o mares, Selby, 1982.

SILCRETAS

Pueden alcanzar hasta 3 m de espesor, con contenidos de slice usualmente superiores al 90%, que bien pueden llegar al 96-97%, es decir, se encuentran relativamente puras en comparacin con las ferricretas, las cuales presentan tenores del orden de 20-75% y muchas en el rango de 40-60%; algunas presentan una matriz de cuarzo bien cristalizada, criptocristalina o de opalo, que cementa granos de cuarzo o gravas inmersos en ella, presentan estructura columnar, generalmente de color gris, amarilla o parda; la roca tiene apariencia vtrea y las variedades no vesiculares presentan fractura concoidea; usualmente suprayacen una zona caolinitizada, la cual grada hacia la roca parental. Se ha considerado que una de las fuentes posibles de silica, es la desilificacin

de la caolinita, pero la solubilidad del Al2O3 debe ser mayor que la del SiO2, lo cual requiere un ambiente con pH muy bajo. No hay evidencias concluyentes de que se estn formando hoy en da en alguna parte del mundo; ocurren generalmente en climas ridos o semiridos, con precipitaciones inferiores a 1000 mm/ao de acuerdo al modelo sugerido por Watkins, 1967, figura 2-26, citado por Selby, 1982, algunas son de origen detrtico y pueden involucrar lentes de yeso, la fuente se slice puede ser ceniza volcnica y polvo elico. Las silcretas espesas de Australia Central, se formaron desde el Terciario medio hasta el Pleistoceno temprano y las delgadas capas que recubren las colinas desde Adelaide hasta el lago Eyre son Pleistocenas, Selby, 1982.

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Figura 2-26. Modelo de Watkins, 1967, para las relaciones clima y duricrust. Fuente: Selby,1982

NUEVOS MINERALES

Los minerales arcillosos secundarios se forman a travs de dos mecanismos, neoformacin y transformacin directa.

Por neoformacin los minerales son

formados a partir del cido silcico, alumina y cationes presentes en la solucin del suelo o del manto de meteorizacin, obviamente liberados en este proceso; sin embargo, Besoain, 1985, considera que en el conocimiento de los mecanismos de neoformacin subsisten an muchas incertidumbres. El tipo de arcilla resultante esta relacionada con factores como:

La relacin slica / alumina. El tipo y concentracin de cationes

existentes.

El pH del medio. El grado de lixiviacin, asociado con

factores como la precipitacin, la relacin entre el escurrimiento y la infiltracin, la presencia de compuestos orgnicos, la naturaleza de los iones, caractersticas del material parental, etc.

La deshidratacin peridica del medio.

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Si la solucin es caracterizada por relaciones SiO2/Al2O3 muy bajas, se puede formar gibsita, con el incremento en esta relacin a valores cercanos a 2, con baja concentracin de cationes y pH < 7, se forma caolinita y haloisita; para relaciones SiO2/Al2O3 mayores de 2 hasta 5 o ms se forma arcillas 2:1; adems bajo condiciones de pH neutro a alcalino y concentraciones relativamente alta de Ca+2, Mg+2, Na+, se forma la montmorillonita; bajo iguales condiciones y contenidos altos de K+, se forma la illita; concentraciones relativamente altas de Mg+2 y un pH < 7, favorecen la formacin de la vermiculita; probablemente bajo esas condiciones pero en un medio alcalino y con mayor contenido de Mg+2, se

forman cloritas primarias. La precipitacin de hidroxialuminio o

hidroxi-sesquixidos en los espacios interlaminares de la montmorillonita y vermiculita producen intergrados montmorillonita-vermiculita-clorita, cloritas hinchantes e intergrados 2:12:2; estos ultimos presentan una disminucin en la CIC y la superficie especifica; la precipitacin de estos compuestos en la vermiculita conduce a la formacin de los intergrados de 14Ao (2:1-2:2), proceso que ha reportado Meja, 1984a, en condiciones cidas de los Llanos Orientales de Colombia y es ilustrado en la figura 2-27.

Figura 2-27. Rasgos estructurales de los intergrados de clorita-silicatos 2:1 expansivos. (a) Proceso de transformacin de 2:1 a 2:1:1. (b) Corte indicando la posicin de los islotes de hidroxialuminio, concentrados en el borde del cristal. Fuente: Jackson, 1964.

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Los productos ferruginosos secundarios se forman a partir del Fe liberado de los minerales primarios, los productos formados dependen mas de las condiciones ambientales que del mineral fuente del Fe, los productos resultantes y de inters pedolgico, son xidos y oxihidroxidos, colectivamente llamados xidos de Fe, muchos de ellos presentan un ordenamiento de bajo rango; cuando se encuentran dispersos en la matriz del suelo, aun pequeas cantidades imparten colores al suelo, frecuentemente cementan otros minerales y forman agregados estables, y cuando la cementacin es masiva forman ferricretas, adems presentan una gran afinidad por oxianiones de fsforo, por lo cual juegan un papel significativo en el ciclo biogeoqumico de este elemento. Las condiciones ambientales asociadas a la formacin de los xidos de Fe, incluyen la aireacin, oxidacin, pH del medio, las condiciones redox (Eh) y la presencia de materia orgnica.

Entre los oxihidroxidos se encuentran la

ferrihidrita (Fe5HO8.4H2O), la goetita (-DFeOOH) y la lepidocrocita (-JFeOOH), entre los xidos, la hematita (-DFe2O3) y la maghemita (-JFe2O3 ). Churchman, 2000, Kampfet et al, 2000, describen algunas condiciones de formacin y estabilidad de estos minerales, los cuales se presentan a continuacin.

La ferrihidrita (Fe5HO8.4H2O), presenta

un ordenamiento de bajo rango, es una fase mas pasajera en el suelo, ocurre en ambientes con una oxidacin rpida del Fe ferroso y en presencia de altas cantidades de materia orgnica, como en los horizontes spodico y placico, frecuente en andisoles y spodosoles, los colores que presentan en el suelo estn entre los matices 5YR-7,5YR

con values d6; posteriormente es transformada en goetita, por procesos lentos de disolucin y reprecipitacin- recristalizacin, parece ser que la ferrihidrita es un precursor necesario para la formacin de la hematita, transformacin que ocurre mediante reacciones de estado slido, que implican nucleacin y crecimiento de cristales de hematita por agregacin del Fe de la ferrihidrita, y su posterior reordenamiento, este ultimo proceso es rpido y ocurre donde hay altas tasas de liberacin de Fe de los minerales primarios (alto contenido de Fe en las rocas), en ambientes cercanos a la neutralidad, el cual es el pH mnimo de solubilidad de la ferrihidrita, las altas temperaturas y baja actividad del agua favorecen la deshidratacin del medio y el rpido reciclaje de la biomasa, no favoreciendo la formacin de complejos rgano-metlicos con el Fe.

La goetita, imparte un color amarillo

(7,5YR-2,5Y) a los materiales, pareciera que solo la humedad y la aireacin son los requisitos para su formacin, sin embargo se relaciona su formacin y estabilidad con contenidos bajos de materia orgnica soluble, se transforma a largo plazo en hematita, a travs de disolucin y formacin de ferrihidrita, la cual posteriormente se transforma en hematita, a travs de la deshidratacin y el reordenamiento estructural.

La hematita imparte un color rojizo a los

suelos (7,5R-5YR), es un mineral tpico de ambientes mas clidos, con menores contenidos de materia orgnica y en suelos tropicales ferraliticos, especialmente en los que presentan una estacin seca marcada (sabanas), indica un estado de madurez evolutiva mayor; la hematita puede convertirse en goetita por disolucin y

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reprecipitacin. La materia orgnica parece tener un efecto directo en la formacin y estabilidad de la goetita, es muy frecuente que la parte superior del suelo sea de color amarillo (goetita), mayores cantidades de materiales orgnicos, mientras que en el subsuelo el color es rojo (hematita), asociado a menores cantidades de estos materiales. Sin embargo, el color no es un ndice totalmente confiable de la mineraloga de estos xidos, porque factores como el tamao de estos y sus posibles contaminantes, Al, Ti, Cu, etc., pueden variar las coloraciones, adems en un mismo horizonte se presentan mezclas de estos dos minerales, Arias et al, 2000.

La lepidocrocita ocurre a partir de la

oxidacin del Fe+2, en suelos donde se presentan ciclos de oxido-reduccin, posiblemente con la participacin de bacterias, las cuales en soluciones acuosas oxidan Fe+2 , los colores que presentan en el suelo estn entre los matices 5YR-7,5YR con values t 6, los iones carbonatos inhiben su formacin.

La maghemita, ocurre en reas tropicales

y subtropicales, muy cerca a superficie, investigaciones de laboratorio indican que se forman cuando otros xidos de Fe se calientan a temperaturas entre los 300 y 425 oC, condiciones que pueden alcanzarse en el caso de incendios forestales o de sabanas, puede tambin formarse a partir de reacciones surgidas de la oxidacin natural de la magnetita primaria.

En la meteorizacin de las cenizas

volcnicas y otros materiales volcnicos, en climas hmedos, se forman principalmente alfana, haloisita e imogolita, la formacin de estas es controlada por las concentraciones de Al, Si y compuestos orgnicos. Concentraciones importantes de

Si, > 10 g/m3, favorecen la formacin de haloisita y de alfana rica en silicio, concentraciones medias de Si, d 0 g/m3, favorecen la formacin de alfana rica en Al y concentraciones bajas de Si, d g/m3, favorecen la formacin de gibsita. El ciclo orgnico afecta la formacin de estos minerales al determinar la suplencia de aluminio, cuando es muy activa la produccin de complejos Al-humus (pH < 4,8), especialmente en los horizontes A1, se limita la disponibilidad del aluminio y se forma palo en vez de alfana. Churman, 2000, reporta la siguiente composicin de xidos de la alofana: ~ 30% de SiO2, ~ 47% de Al2O3, 20-24% H3O+, mientras que la imogolita es 30-40% de SiO2, ~ 40% de Al2O3, 15-20% de H3O+ y las relaciones molares SiO2/Al2O3 son de 1,3-2,0 para imogolita y ~ 1,1 para la alofana.

El mineral mas comn de Al en el suelo

es la gibsita, JAl(OH)3, se forma en ambientes de intensa meteorizacin, relacionada con una fuerte lixiviacin, incluyendo la silice y pH bajos (

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arcilloso retiene parte de la estructura del mineral original, mediante dos mecanismos reconocidos: (a) intercambio inico con los cationes del medio, y (b) transformaciones en la capas octadricas o tetradricas de los minerales primarios y en los cationes de las entrecapas; en general se originan a partir de un silicato preexistente sometido a las diversas reacciones qumicas de meteorizacin, por ejemplo, las micas pueden alterarse y transformarse en arcillas 2:1, a travs de una reaccin de cambio y debido a la perdidad de K+ situado entre las capas del mineral, quedan posiciones vacas en los planos intercapas; esto facilita el intercambio entre el K+ absorbido restante y el Ca+2, Mg+2 y Na+2 de la solucin del suelo, lo cual conduce a la transformacin de la mica en montmorillonita o vermiculita, esto depende de la cantidad de carga con que quede la arcilla (montmorillonita < 130 meq/100g, vermiculita > 150 meq/100g).

Por otro lado, la cantidad de Fe+2 que pasa a Fe+3, es decir, a la magnitud de la oxidacin es mucho mayor en un medio alcalino que en uno cido, por lo tanto, en este ltimo se forma vermiculita y en el primero montmorillonita. La mica tambin puede transformarse en illita por prdida de K y ganancia de H3O+; proceso de transformacin que puede ser reversado por niveles altos de K+ soluble o de NH4+, l cual explica el proceso de fijacin de K+ y NH4+ que ocurre en estos minerales 2:1.

Mica B Hidromica B Illita B

Vermiculita B Montmorillonita Si existe en la solucin de suelo

suficientes grupos hidroxialuminio, puede formarse clorita o los intergrados 2:1/2:1:1; finalmente otro mecanismo de alteracin de las micas es de carcter biolgico.

Figura 2-28. Secuencia de la evolucin de los minerales secundarios. Fuente: Jackson, 1964.

Los minerales 2:1 pueden transformarse a

1:1, para lo cual, se han propuesto dos mecanismos, Birkeland, 1974, la adicin de una capa de gibsita para formar un intergrado clorita-montmorillonita y la posterior formacin de la caolinita, en segundo lugar la remocin de capas de slice

de la montmorillonita. Esta reaccin no parece ser reversible (1:1B2:1) en condiciones superficiales, debido a que adicionar una capa de slice a la caolinita es difcil, ya que el enlace del puente de H que une las capas de caolinita es muy fuerte y no hay cationes entre dichas capas,

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posiblemente esta reaccin tome lugar a partir de la solucin de la caolinita con la posterior precipitacin de constituyentes en montmorillonita (va neoformacin). La caolinita puede transformarse a gibsita (reaccin reversible) a travs de la remocin de capas de slice.

La figura 2-29, adaptada de Thomas,

1994, indica la transformacin de los

feldespatos y otros minerales primarios en las diferentes arcillas y la figura 2-28, adaptada de Jackson, 1964, indica las secuencias de evolucin de las arcillas del suelo. Las condiciones de formacin y estabilidad de los minerales secundarios ms comunes en el suelo son indicados en la tabla 2-3, adaptado de Buol et al, 1980, 1997.

Figura 2-29. Secuencias de transformacin de minerales arcillosos a partir de la meteorizacin de una roca grantica. Fuente: Gilkes et al, 1973. En: Thomas, 1994

Adicionalmente a lo complejo y

reversible de los procesos de formacin de minerales secundarios, otros aspectos deben ser tenidos en cuenta:

La formacin de arcillas es un proceso

lento en los ambientes de meteorizacin y adems la recristalizacin es imperfecta.

Las arcillas secundarias son minerales inestables que tambin se transforman a otros minerales

La diversidad de microambientes en el suelo y en los mantos de meteorizacin, generan diversidad mineralgica y diversas vas de formacin de estos minerales.

Los paleoambientes implican problemas de interpretacin, los minerales pueden ser heredados de paleo climas.

El tipo de mineral arcilloso debe ser tenido en cuenta como el factor intensidad y su cantidad como el el factor capacidad, Marshall, 1977

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Tabla 2-3. Condiciones generales para la formacin y persistencia de los minerales de arcilla mas comunes. (Fuente: Buol et al, 1980, 1997).

MINERAL CONDICIONES GENERALES DE FORMACIN Y/O PERSISTENCIA EN EL SUELO

Smectitas, montmorillonita y minerales relacionados

Una concentracin inica de slice y magnesio relativamente alta. Se forman especialmente en reas ricas en silicatos con altos contenidos de hierro y magnesio, o en donde las condiciones de drenaje propician la concentracin de los cationes bsicos.

Vermiculita Las micas constituyen la materia prima para su formacin; bajo condiciones moderadamente cidas, suficientes para inducir la casi total remocin del K y Mg del espacio interlaminar de las micas hidratadas o de la illita. La concentracin de SiO2 debe ser alta, mientras que la de Al en solucin debe ser baja, para que los iones hidroxialumina no precipiten en el espacio inter-laminar.

Illita Se forma a partir de las micas, bajo condiciones ligera o moderadamente cidas capaces de desalojar el K del espacio interlaminar. Para su estabilidad se requiere una concentracin relativamente elevada de slice y alumina. Una reaccin muy cida puede originar su transformacin a vermiculita.

Minerales Intergrados (2:1 - 2:2)

Se forma a partir de vermiculita bajo condiciones moderada a fuertemente cidas, por precipitacin de islotes de hidroxilalumina en el espacio interlaminar del mineral 2:1 (efecto antigibstico).

Caolinita Bajo concentraciones similares de slice y alumina, pH cido y casi total ausencia de bases; frecuente en suelos cidos y muy meteorizados

Haloisita Requiere condiciones similares a las de la caolinita, generalmente se forma por la meteorizacin rpida de feldespatos o por la cristalizacin parcial de la alfana y otros sesquixidos amorfos.

Goetita Un Eh relativamente alto y acidez media. Se forma como resultado de una rpida desintegracin de los minerales ferromagnesianos o cristalizacin de la ferrihidrita. Se transforma en hematita, en condiciones persistentemente oxidantes, pH moderado y ambientes secos.

Hematita Eh relativamente alto y pH medio-alto. La ferrihidrita es un precursor obligado; se forma por disolucin de la goetita; directamente por la desintegracin de ferromagnesianos y por cristalizacin de la ferrihidrita, bajo condiciones de Eh y pH altos.

Gibsita Bajo concentraciones muy bajas de slice y muy bajo pHs, con total ausencia de bases. Puede originarse del envejecimiento y cristalizacin de geles alumnicos o por desilicatacin de la caolinita, alfana e imogolita. Frecuente en ambientes altamente meteorizados y en suelos con meteorizacin activa de feldespatos

Alfana Meteorizacin de cenizas volcnicas y/o de feldespatos; en medios con condiciones de pH medio a cido( 5-7) y con cantidades relativamente bajas de C soluble y en ambientes hmedos. Si las condiciones son mas cidas se forman complejos de Al-Humus