MINERALES PRIMARIOS: PROPIEDADES Y CLASIFICACIÓN
Foto 1 Cristales de halita.
3. Minerales no Silicatados
Carbonatos: Son sales del ácido carbónico presentes generalmente en rocas sedimentarias y metamórficas. Los de mayor interés agronómico son:
1) Calcita. Es Carbonato de Calcio que presenta gran variedad de formas. Es incoloro o blanco y forma mezclado con algo de arcillas calizas sedimentarias y los mármoles, que son metamórficos. Se encuentra también en sedimentos arcillosos formando margas o concreciones calcáreas (tosca, horizontes petrocálcicos). Es de muy fácil alteración y representa una fuente de calcio para el suelo. Directamente como material madre, da origen a los suelos "Rendoles" de fertilidad limitada por la pobreza de otros asimilables.
2) Magnesita: Carbonato de magnesio, de escasa importancia edafológica.
3) Dolomita: Carbonato de calcio y magnesio, de mayor interés, da origen a suelos parecidos a los rendoles (Zona Olavarría).
Yeso: Es el sulfato de calcio hidratado, blando, liviano, blanco nacarado, de brillo vítreo. Se halla asociado a las aguas subterráneas de mala calidad. Cuando el yeso aflora a la superficie en gran concentración forma el horizonte diagnóstico Gypsico, de limitada aptitud agrícola, como se observa en la laguna de Mar Chiquita.
Minerales de fósforo: Tienen escasa difusión en la corteza terrestre. El principal de origen ígneo es la Apatita, fluofosfato de calcio, que tiene una variedad con cloro (cloropatita).
Se halla presente como mineral accesorio en muchas rocas pero rara vez forma masas considerables, por lo que sus yacimientos son escasos. En nuestro país existe Apatita en San Luis y Córdoba, pero no son explotados. Los principales yacimientos se encuentran en África y Asia Menor.
También constituyen una fuente de fósforo los fosfatos de calcio de origen orgánico llamados fosforitas que se irán formando por descomposición del guano y de depósitos fósiles constituidos por restos óseos.
Minerales con Hierro: Son numerosos, pero en edafología interesan especialmente los óxidos e hidróxidos que intervienen activamente en la formación de los suelos. Proceden principalmente de la descomposición de las micas y de los minerales ferromagnésicos. Mencionaremos:
Hematita (Fe3O3) de color rojo, cuya presencia en alta proporción determina la
coloración rojiza de muchos suelos u horizontes edáficos. Magnetita (Fe3O4) negra, abundante en las arenas de playas.
Limonita (FeO(OH)·nH2O) amarillenta, presente sobre todo en ambientes
subtropicales y tropicales.
Clasificación estructural de los minerales silicatados
La abundancia relativa de los cationes generadores de unidades estructurales, hace que las unidades tetraédricas de silicio sean definidamente las más abundantes.
Le siguen en abundancia, y no muy de cerca, las unidades octaédricas conteniendo aluminio u otros cationes que admiten coordinación 6.
Los tetraedros, al formar estructuras lo hacen con un grado de polimerización variable: al número de conexiones directas entre cada tetraedro con un tetraedro vecino (enlaces Si-O-Si) varia de 0 en el olivino a 4 en el cuarzo.
Estos enlaces Si-O-Si son covalentes y por lo tanto muy fuertes. El número de ellos en una estructura, puede, aunque no en forma absoluta (Loughnan, 1969) dar una idea de la alterabilidad de un mineral y por lo tanto, de su facilidad en liberar iones nutrientes. Esto da lugar a la clasificación estructural de los silicatos propuesta por Strunz en 1938 (Bossi et al.s/f); no es la única ni la más reciente, pero es la mas difundida y con ciertas excepciones que en su momento señalaremos, sirve para los fines de la Edafología. De ella describiremos solamente las clases que agrupan mayor número de minerales.
Filosilicatos
Ejemplo: Micas
Figura 5. Esquemas de las estructuras de los principales grupos de silicatos.
Nesosilicatos (nesos, isla).
La denominación hace referencia a que no hay unión directa de un tetraedro con sus tetraedros vecinos. La conexión tiene lugar mediante cationes que unen los tres oxígenos de una cara de un tetraedro con los tres oxígenos de la cara de un tetraedro vecino, Figura 5.
Estos cationes "de enlace" entran en coordinación octaédrica (=6); por lo tanto, únicamente serán aptos a este fin los cationes que admiten tal índice de coordinación.
Como surge de la observación de la Tabla 2 con excepción del Fe3+ y Al3+ las f.e.e. de los cationes que admiten I.C. 6 son de 0,33 o de 0,167 (marcadamente inferiores a las del Si4+ y Al3+ en coordinación 4).
Por lo tanto, los planos ocupados por cationes ínter tetraédricos representarán, dentro de la estructura, zonas de mayor debilidad y, dentro del total, esta debilidad de enlace será mayor cuento más se repitan estos planos por unidad de volumen, figura 7
Figura 7. Cationes de enlace entre tetraedros en coordinación octaedrica.
A este grupo pertenecen los silicatos del tipo X2(SiO4) donde X= Mg, Fe2+, Mn, Ni,
Co, Zn, que, dados sus radios iónicos pueden ocupar posición octaédrica.
La abundancia en la litosfera de unos u otros de estos elementos, es lo que determina los isomorfos más abundantes: forsterita (Mg2SiO4), fayalita (Fe2SiO4) y tefroíta
(Mn2SiO4), dándole también unos cuantos compuestos dobles y triples entre estos
extremos.
La alta proporción de cationes de enlace dentro de la estructura, cuyas f.e.e. van de 0,50 a 0,33 (Tabla 2) hace que dicha estructura sea bastante débil, con lo cual un mineral se altera con facilidad, liberando antes que nada sus cationes de enlace, quedando estos potencialmente en condiciones de ser absorbidos por las plantas.
Sorosilicatos y Ciclosilicatos
Los sorosilicatos (soros: grupo) comprende los minerales en cuya estructura atómica los tetraedros se agrupan de a dos compartiendo un oxígeno: (Si2O7)6-, figura 8.
Una característica de este grupo es que los cationes de enlace tienen radio grande: H., K, Na, Ca.
Los ciclosilicatos (kiklos: círculo) están formados por anillos; los tetraedros se enlazan compartiendo un oxigeno, figura 5
Químicamente presentan radicales complejos (Si3O9)6-, (Si4O12)8-, (Si6O18)12-, que
corresponden a anillos de tres, cuatro o seis tetraedros.
Dentro de este grupo, está la turmalina (Na, Ca)(Mg, Al)6 B3 Al33 Si6(O,OH)30, que
contiene boro, un oligoelemento esencial pero, por ser la turmalina un mineral muy resistente, es dudoso que sea uno fuente de ese elemento (Norrish, K. 1975).
Figura 8. Sorosilicatos. Dos tetraedros unidos por un vértice
Inosilicatos (inós: cadena)
En los inosilicatos los tetraedros se unen formando cadenas continuas de longitud indefinida. Dentro de cada cadena los tetraedros se unen compartiendo dos, oxígenos con sus vecinos (uno con cada uno).
Estas cadenas pueden ser simples o dobles.
La cadena simple corresponde a la familia de los piroxenos, figura 5.
La unión entre cadena y cadena se produce de la misma manera que en los nesosilicatos pero en este caso los "cationes de enlace" de coordinación 6 no unen tetraedros aislados sino a los que forman los eslabones de las cadenas contiguas. Obsérvese que cada tetraedro tiene dos vértices libres (el externo al plano basal y uno contenido en éste) y dos conectados a los tetraedros vecinos.
Por su parte la cadena doble corresponde a los anfíboles, figura 5.
Obsérvese que en cada cadena, un 50% de los tetraedros tiene tres oxígenos compartidos con tetraedros vecinos y el otro 50% tiene dos Oxígenos compartidos. Los grupos de los piroxenos y de los anfíboles constituyen en total el 16% de la corteza terrestre.
Entre sus cationes figuran predominantemente Mg2+, Fe2+, Ca2+, Na+ y a veces Li+, Al3+ y Fe3+; entre los aniones (SiO4)4-, (AIO4)5-, y en los anfíboles OH-, F- y Cl-.
Figura 9. Enlace entre cadena de piroxeno
A título de ejemplo presentamos la fórmula química de un piroxeno (augita) y de un anfíbol (hornblenda):
Augita Ca(Mg, Fe, Al) (Si, Al)2O6 *
Hornblenda Ca2Na(Mg, Fe)4(Al, Fe) Si4O11 2(OH)2 *
* Los iones separados por una coma pueden sustituirse mutuamente en el isomorfismo.
Respecto a la liberación de nutrientes de los filosilicatos, valen los mismos comentarios que para los nesosilicatos, aunque los filosilicatos son más resistentes por tener una mayor proporción de enlaces Si-O-Si.
Filosilicatos (del g. ϕυλλον(filan) hoja)
Los filosilicatos tienen como representantes a dos grupos de minerales muy difundidos en el suelo: las micas, de tamaño macro o microscópico (Foto 3) y las arcillas, de tamaño coloidal y de gran importancia física y químico-física.
En este grupo se incluyen los silicatos cuyos tetraedros se unen entre sí por tres vértices según un plano basal común, formando así una hoja con los vértices libres dirigidos hacia un solo lado del plano basal. La unión por tres vértices dispone a los tetraedros segun un patrón hexagonal como puede verse en la figura 5.
Dos de estas forman un cristal cuando los oxígenos externos al plano basal, se enfrentan y con el concurso de iones OH-, adoptan una disposición espacial de octaedros en la cual entran los cationes de enlace de I.C.= 6, como se mostro en la figura6. En la figura 10 se ilustra la disposición de tetraedros y octaedros en un filosilicato.
Foto 3. Mica negra o Biotita
Oxígenos basales.
Oxígenos apicales.
Figura 11. Disposición de oxígenos en una hoja de tetraedros.
En la figura 10 y en particular en la figura 11 expresan la posibilidad de extensión de los filosilicatos según los ejes X e YF
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F.
En efecto, esa extensión se cumple mediante enlaces Si-O-Si o Si-O-Al que son muy fuertes, en particular los primeros.
Pero, en el sentido del eje Z el espesor de un ejemplar natural de mica (y otro tanto ocurre en las arcillas), no se reduce solamente a una lámina elemental de tetraedros- octaedros-tetraedros con un espesor de tan solo algunos Ángstrom.
Por lo tanto, existe también una extensión según el eje Z. La misma se cumple mediante cationes interlaminares de radio grande, que encajan dentro de los anillos hexagonales de los planos basales, figura 10.
Estos cationes, en general K+, (de radio muy levemente inferior al del O2-), entra en coordinación 12 ó 14, con une fuerza electrostática de enlace muy débil (0,08 y 0,07) (Tabla 2).
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