Suelos tropicales residuales
Los procesos de formación de los suelos residuales incluyen la incorporación de humos (vegetación en descomposición), la meteorización física y química, la lixiviación, el arrastre de materiales insolubles, la acumulación deresiduos insolubles, el movimiento vertical de partículas finas y la alteración por la penetración de raíces, la excavación por animales, la caída libre y ladesecación. Su acción individual o conjunta da lugar a una sucesión dehorizontes más o menos diferenciados aproximadamente paralelos a la superficiedel terreno que puede ser disconforme con la estructura de la roca. La secuenciade horizontes en cada sitio constituye el perfil del suelo.
Las capas de suelos cercanas a la superficie del terreno están fuertemente influenciadas por el humus y los ciclos de humedecimiento y secado y otros ciclos estacionales. Al aumentar la profundidad desparece el contenido de materia orgánica y se reducen las fluctuaciones estacionales del contenido de humedad. En profundidad, el movimiento del agua es más lento, y se hace más difícil el transporte de las partículas finas y de los solutos a través del perfil del suelo. Consecuentemente, la mineralogía y la granulometría, y en consecuencia, las propiedades geotécnicas pueden cambiar con la profundidad aunque el perfil completo se haya desarrollado a partir de una roca madre homogénea. Los horizontes cerca de la superficie (ferralíticos), con minerales muy alterados frecuentemente migran verticalmente a horizontes menos alterados (fersialiticos) en los que los minerales originales de la roca se encuentran inalterados en granmedidas, o parcialmente alterados, pero todavía como seudomorfos intactos.
Elcontenido de arcilla frecuentemente disminuye hacia abajo y los minerales con capas 1:1 (caolinita) pueden cambiar a minerales 2:1 (esmectita) dando lugar acaracterísticas geotécnicas significativamente diferentes. El material encontrado en profundidad en un perfil de suelo tropical puede parecer grus o eluvium, encontrado en latitudes más altas sobre la roca meteorizada. Las segregaciones ferruginosas se encuentran típicamente en la parte superior del perfil aunque puede extenderse a profundidades mayores que diez metros.
La Meteorización Tropical
La meteorización de los minerales primarios en las regiones tropicales es más intensa y ocurre a profundidades mayores que en cualquier otra parte. La materia orgánica se degrada rápidamente y pocas veces es incorporada mas abajo de una delgada capa superficial. Consecuentemente, la meteorización ocurre principalmente por hidrólisis en condiciones cercanas a un pH neutro a profundidades muy por debajo de la influencia de los productos de descomposición ácida orgánica. La alteración frecuentemente es tan intensa que los materiales del suelo se comportan, en sentido geotécnico, de manera muy diferente a los materiales parentales de los que se derivan. Esto rara vez es cierto de los suelos menos alterados de las regiones templadas.
Los óxidos de hierro y aluminio y los óxidos hidratados liberados por la meteorización sub-superficial tropical no se disuelven tanto como en los ambientes de suelos más ácidos que caracterizan las regiones templadas y, consecuentemente, tienden a permanecer «in situ». El óxido de hierro se cristalizacomo hematita (α-Fe2O3) cuando el suelo se seca estacionalmente, o como goetita (α-Fe2O3.H2O) en un ambiente húmedo; la hematita le da al suelo un color rojizo, la goetita un color pardo u ocre. La gibbsita (γ Al2O3.3H2O) es el principal óxido de aluminio que se forma durante la meteorización.
La sílice se pierde en solución o se combina con otros productos demeteorización para formar minerales de arcilla tipo 2:1 (principalmente esmectita), o más frecuentemente minerales de arcilla 1:1 deficientes en sílice (principalmente caolinita). Las bases (K,Na,Ca,Mg) se pierden en solución o se incorporan a los minerales 2:1; la caolinita no recibe bases o lo hace en una cantidad muy baja. Los minerales 2:1 pueden migrar hacia abajo en el perfil como partículas de arcilla dispersas en suspensión (iluviación) para formar los horizontes superiores, con bajo contenido de arcilla, y los horizontes inferiores, con alto contenido de arcilla, pero los óxidos y los minerales de arcilla 1:1 son menos susceptibles a este proceso.
Corazas.
Los horizontes de suelo endurecido se forman como resultado de la acumulación residual de hierro y aluminio o por la precipitación de calcita, dolomita o yeso. El transporte del hierro ferroso en solución puede ocurrir en distancias muy cortas para dar lugar a horizontes moteados con concreciones o segregaciones ferruginosas y parches pálidos con bajos contenidos de hierro. Alternativamente puede ocurrir en distancias laterales mayores que el hierro sea frecuentemente re-depositado en la forma férrica y se acumule en la parte inferior de las laderas, en los fondos de los valles y en las depresiones cerradas. La nomenclatura para las corazas endurecidas es confusa (Goudie 1973).
El término laterita es ampliamente utilizado para los tipos ferruginosos pero ha sido aplicado también a los horizontes blandos ricos en arcilla que presentan una marcada segregación de hierro, o moteado, y a gravas sueltas compuestas principalmente de concreciones de óxido de hierro o pisolitos (Prescott & Pendleton 1952; Alexander & Cady 1962; Maignien 1966; McFarlane 1976; Young 1976; Schellmann 1981; Goudie & Pie 1983). De acuerdo con McFarlane(1976) estos materiales no endurecidos forman etapas en una secuencia de meteorización laterítica que, en condiciones favorables, dan lugar al desarrollo de un manto continuo de laterita endurecida que forma una coraza en superficie o cerca de la superficie. Las corazas ricas en hierro pueden ser llamadas ferricretos; las que tienen un mayor contenido de óxidos de aluminio son llamadas alucretos o mas corrientemente bauxitas. (Bleackley1964; Dury 1969; Aleva 1979; Valeton 1983; Bardossy & Aleva 1990; Butty & Chapallaz 1984).
Convencionalmente alucreto es un término apropiado cuando el óxido de aluminio (Al2O3) excede el 50% aunque el término bauxita ha sido usado comercialmente para menas aún contenores menores de Al2O3. McFarlane (1983) concluyó que “el contenido químico absoluto no es suficiente para proporcionar definiciones de laterita y bauxita y para distinguir entre ellas”. Las relaciones de sesquióxidos en estos depósitos son variables y pueden no estar relacionados con la composición de la roca infrayacente.
El desarrollo de laterita o bauxita en sustratos aislados de caliza (p.e. atolones coralinos) normalmente resulta de la meteorización de adiciones eólicas de origen distante (ceniza volcánica o loess) que se acumularon lentamente en largos intervalos de tiempo. Otros tipos de coraza (Goudie 1973) o pedocretos (Netterberg 1985) resultan de la precipitación de calcitas (calcretos), dolomitas (dolocretos) o yeso (yecretos), a partir de soluciones que migran a través del perfil del suelo.
La sílice soluble puede ser redepositada como gel de sílice (ópalo) en lugar de combinarse con las bases para formar arcillas. Los silcretos resultantes ocurren principalmente en profundidad dentro de suelos bien drenados, formados de materiales parentales silíceos con poca alúmina, como las areniscas cuarcíticas (Summerfield 1983; Wopfner 1983; Van der Graaf 1983; Butt 1985). La reprecipitación de la sílice es favorecida también por las condiciones cálidas húmedas con desecación estacional del perfil (Twidle & Hutton 1986). Sin embargo, la acumulación es tan lenta que los silcretos gruesos y continuos están asociados usualmente sólo con superficies muy antiguas como la superficie Cordillo del Terciario temprano en el sur de Australia (Wopfner 1978) y la Superficie Africana de Sudáfrica (Partridge & Maud 1987).
La sílice también puede ser re depositada en estratos porosos profundos en la corteza terrestre por debajo de la zona de pedogénesis. Donde tales silcretos diagenéticos son desenterrados por erosión frecuentemente permanecen en la superficie, siendo mucho más resistentes que los depósitos no silicificados adyacentes por encima y por debajo. Localmente, esto puede dar la impresión errónea de que han sido formados en la superficie por procesos pedogenéticos. Por la misma razón, los silcretos pedogenéticos que se originan en las partes inferiores del paisaje frecuentemente están preservados en las cimas y mesetas actuales. La mayoría de los silcretos tienen más del 60% de contenido de sílice. Los calcretos contienen entre 60 y 97% de caliza con un valor medio de casi 80%. (Goudie 1973). Las lateritas (ferricretos) y las bauxitas (alucretos) son los tipos de corazas más ampliamente distribuidos en las regiones tropicales. Otros tipos de corazas se encuentran en situaciones geoquímicas especiales, y su localización no necesariamente está restringida a los climas tropicales.
Saprolito.
El saprolito es definido como un material blando, producto de la meteorización química de rocas, generalmente cristalinas, friable y de baja resistencia, en el que la estructura y fábrica originales están preservadas debido al reemplazamiento seudomórfico de los minerales originales (frecuentemente por arcilla) sin alteración y transporte subsecuentes. Los horizontes suprayacentes desuelo alterado pueden tener más de tres metros de espesor, especialmente donde los depósitos de vertiente se han acumulado en la parte inferior de la ladera y, usualmente, tienen propiedades geotécnicas muy diferentes.
La transición a los horizontes de suelo frecuentemente es más abrupta en los saprolitos derivados de rocas ultramáficas que sobre rocas cuarzo feldespáticas (Stolt & Baker 1994); en ellas frecuentemente se encuentra una zona masiva, enriquecida en arcilla iluvial, sin texturas ni fábricas heredadas del saprolito más profundo. (Pavich et al.1989). La formación del saprolito es un proceso iso-volumétrico (Stolt & Baker 1994) pero la mitad o más de la masa de la roca se pierde por lixiviación de sílice, hierro y bases. El aumento de la micro-porosidad resulta de cambios en los minerales fácilmente meteorizados (plagioclasa, biotita, olivino, piroxenos, etc.) y las pérdidas lentas por lixiviación. Esto aumenta la capacidad de retención de agua del saprolito permitiendo la penetración de las plantas y aumentando la meteorización por el consumo de potasio, la producción de ácidos orgánicos y el desprendimiento de bióxido de carbono. Las raíces también crean canales que conducen el agua más rápidamente, permitiendo la iluviación profunda de la arcilla en las últimas etapas de desarrollo (Graham et al. 1994)
El saprolito frecuentemente tiene un espesor menor que diez metros en las cimas y en la parte inferior de las laderas pero es más delgado o ausente en las pendientes donde la erosión está equilibrada o excede la velocidad de meteorización. Se ha calculado que esta última puede producir espesores entre 4m/millón de años (Pavich 1986) y más que 37 m/millón de años (Velvel 1985), dependiendo de la mineralogía, la textura y la foliación de la roca madre. Las propiedades físicas como contenido de arcilla y conductividad hidráulica frecuentemente son muy variables (Verpraskas et al.1991), especialmente en terrenos metamórficos con foliación empinada, zonas de cizalladura y venas de minerales más resistentes a la meteorización.
En las regiones áridas actuales puede resultar más heterogeneidad debida a la precipitación de ópalo o calcita en las fisuras o en los poros dentro de la matriz. Buol (1994) propuso una clasificación de los saprolitos basado en los materiales parentales y en las propiedades mensurables, como la densidad del suelo, la resistencia a la compresión simple y la presencia de estratos o bandas de arcilla o minerales duros.
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