Composicion del suelo

Dpto. SUELOS y
AGUAS
FACULTAD DE AGRONOMÍA
UNIVERSIDAD DE LA REPÚBLICA
COMPOSICIÓN DEL SUELO
Ing. Agr. Artigas Durán
MONTEVIDEO-URUGUAY
2004

COMPOSICIÓN DEL SUELO
Artigas Durán*.
CONCEPTOS NO EDAFOLOGICOS DEL SUELO
A lo largo de casi toda la historia registrada el suelo fue considerado simplemente como una mezcla más
o menos suelta de fragmentos pequeños de roca descompuesta y de materiales de origen orgánico, así
como de líquidos y gases. Los suelos eran relacionados a su uso por la sociedad o de acuerdo a
conceptos derivados de otras disciplinas.
Aunque el hombre ha cultivado el suelo por miles de años y en consecuencia generado una base de
desarrollo cultural, el estatus del labrador ha sido de gran humildad. En el período de la esclavitud, los
hombres sometidos a ella eran asignados normalmente al trabajo en la tierra. Durante la época feudal,
los campesinos y siervos eran tratados generalmente como formas inferiores de la humanidad, que
trabajaban en el lodo y la suciedad y su estatus y su esfuerzo no merecían consideración por parte de
las clases educadas. Aún en el mundo moderno, los agricultores primitivos son a menudo
menospreciados por los sectores sociales altos.
Otro elemento a considerar en esta visión histórica es el de la influencia del cultivo del suelo en la
percepción que se ha tenido del mismo, de donde se derivan dos conceptos importantes.
Uno primer concepto es el de la aptitud del suelo o de la tierra para la producción de cultivos, que dio
origen a numerosas clasificaciones de uso. Ya los primeros campesinos nómades conocían las tierras
para trigo, las tierras para pastos, etc., y los Griegos y Romanos de la antigüedad desarrollaron y
profundizaron tales clasificaciones. Estos conceptos se desarrollaron por prueba y error a lo largo de
numerosas estaciones de cultivo y aún en la actualidad pueden ser el resultado de relacionar
empíricamente los éxitos y fracasos en el cultivo. Como tales, estos conceptos no dependen del
conocimiento de las propiedades intrínsecas de los suelos.
De cualquier manera es obvio que gran cantidad de agricultores habían aprendido mucho a través de los
siglos y de hecho, ya hay indicios de un conocimiento empírico de los suelos en los comienzos de la
civilización agrícola.
Así, en algunas zonas de Europa se ha observado que los asentamientos agrícolas más antiguos que se
conocen se hallaban establecidos en áreas con recubrimientos profundos de loess, que aún hoy se
encuentran entre las tierras agrícolas más productivas, descartándose en cambio terrenos de menor
fertilidad y, por lo tanto, de menor aptitud agrícola, (Figura 1).
Figura 1.- Relación entre los depósitos de loess de Europa Central (rayado) y los asentamientos de la civilización danubiana,
agricultura neolítica de 14.000 años A.C. (punteado) (Tomado de Vink, 1963).
Ing. Agr. MSc. Profesor Libre. Edafología. UDELAR. Montevideo.

El segundo concepto de importancia se relaciona con el laboreo del suelo. Cualquiera sea la fuente de
energía – humana, animal o mecánica – hay un conocimiento correlativo del consumo de energía
necesario para la preparación de la tierra. Como consecuencia, se hace mención a suelos pesados,
suelos livianos, suelos pegajosos, suelos duros y decenas de otros términos locales para distinguir entre
diferentes tierras de cultivo.
Algunos conceptos históricos del suelo
Al explicar el universo, Aristóteles (384 – 322 A.C.) distinguía cuatro formas elementales originadas de la
misma materia amorfa a la que un espíritu dotado de razón había modelado. Los cuatro elementos o
estados de la materia eran el fuego, el aire, el agua y la tierra, portadores de cualidades "activas" como
el frío y el calor y cualidades "pasivas" como la sequedad y la humedad.
Teofrasto (371 – 286 A.C.), alumno de Aristóteles, dio al suelo el nombre de "edaphos" para distinguirlo
de la tierra en sentido cósmico, y distinguió en él un estrato superficial de contenido variable de humus,
un subsuelo con características de capa "grasa" que aportaba nutrientes a las raíces de los pastos o
hierbas y un substrato que suministraba jugos nutritivos a las raíces de los árboles. Por debajo se
ubicaba el reinado de la oscuridad.
Catón el Viejo (234 – 149 A.C.), prominente científico romano, desarrolló una clasificación de los suelos
arables basada en su utilidad para la producción. Numerosos escritores romanos, que resultaron agudos
observadores de la naturaleza, derivaron empíricamente relaciones que servían de guía para el uso y
cuidado de la tierra para la producción de alimentos y fibras. Entre ellos deben mencionarse a Varrón,
Columela y Plinio el Viejo.
A la caída del Imperio Romano, la ciencia de los suelos agrícolas se estancó y fueron muy pocas las
contribuciones producidas hasta mediados del siglo XIX, cuando se propusieron nuevas clasificaciones
utilitarias.
Con el desarrollo de la química agrícola durante el siglo XIX, se aprendió más acerca de los suelos,
aunque no fue sino casi a fines de ese siglo que se llegó a coordinar el conocimiento acerca de los
suelos ganado por los agricultores con el obtenido por la química agrícola, la biología y la geología.
Hasta entonces ello no había sido posible porque se carecía de un concepto unificado del suelo en sí
mismo. Con muy pocas excepciones, las nociones del suelo que poseían los investigadores en la
materia, se basaban en conceptos derivados principalmente de las ideas del célebre químico alemán
Liebig, modificadas por químicos agrícolas y fisiólogos vegetales, quienes trabajaron con muestras de
suelo en laboratorios e invernáculos y en pequeños lotes de campo.
Muy raramente, en esa época, se examinaban los suelos por debajo de la capa trabajada en el curso de
un laboreo normal. La concepción dominante del suelo se resuma en la "teoría del balance" de la
nutrición vegetal o en la idea de que "el suelo era como un banco". Se consideraba así a los suelos como
reservorios más o menos estáticos de nutrientes vegetales que podían ser utilizados por las plantas pero
que debían reponerse conforme eran extraídos.
Es indudable que las cantidades de nutrientes extraídos del suelo por los cultivos y las devueltas a él por
medio de fertilizaciones, estercoladuras y encalados son de gran importancia para la comprensión de la
productividad del suelo, pero se necesita mucho más para lograr entender a los suelos y sus
necesidades de manejo. De hecho, esta teoría tiene poco valor para formular pronósticos de
rendimientos.
Los geólogos generalmente aceptaron esta noción de la fertilidad y simplemente "llenaron" el reservorio
que en su concepto era el suelo, con rocas desintegradas de diferentes tipos: granito, arenisca, caliza,
etc. No obstante, fueron más lejos y señalaron cómo los procesos de meteorización habían modificado
esos materiales y cómo los procesos geológicos de formación del paisaje los habían utilizado en el
modelado de las formas terrestres, tales como llanuras aluviales, terrazas fluviales y marinas, mantos de
loess, dunas arenosas, morrenas glaciales, etc.
A fines del siglo XIX, algunos investigadores del Departamento de Agricultura de EE.UU. habían
constatado las grandes variaciones existentes entre suelos naturales y habían verificado que estas
variaciones eran persistentes y en modo alguno debidas a los efectos del uso agrícola. Justamente, el
levantamiento o mapeo de suelos se inició en aquel país como respuesta a la necesidad sentida de

ayudar a los agricultores a decidir qué cultivos y qué practicas de manejo eran mejores para los tipos de
suelo de sus fincas, una vez que estos estaban definidos y delineados en una carta o mapa de suelos.
En los primeros levantamientos, los suelos se concebían como productos de la meteorización de las
rocas, definidos por la forma del paisaje y su composición litológica. De hecho, muchos de los primeros
edafólogos de campo estaban entrenados en geología, ya que únicamente los geólogos conocían los
métodos de campo y el método científico de correlación apropiado a tal estudio.
Muy poco después de iniciado el levantamiento de campo en EE.UU. resultó evidente que muchas
características importantes del suelo no estaban relacionadas de una manera definida con la forma
general del paisaje ni con el tipo de roca. Se notó en cambio, que suelos pobremente drenados tenían
características diferentes que aquellos naturalmente bien drenados y que los suelos situados en
pendientes eran diferentes a los que ocurrían en planicies. Asimismo, sobre materiales geológicos de
composición similar, que cubrían grandes extensiones, se desarrollaban en las diferentes zonas
climáticas y bióticas suelos marcadamente contrastantes. De todas maneras, aún durante varios años
dominó el punto de vista geológico en el trabajo de campo y la teoría del balance de la nutrición vegetal
en el laboratorio.
Mientras esto sucedía, y desde 1870, en Rusia se venía desarrollando un nuevo concepto de suelo. Los
resultados de estos trabajos no llegaron a conocimiento de los investigadores de Europa Occidental y de
EE.UU. hasta bien entrado el siglo XX, mediante la publicación del libro de K. D. Glinka "Los Grandes
Grupos de Suelos del Mundo y su Desarrollo", traducido del ruso al alemán y luego, del alemán al inglés.
En el concepto ruso, desarrollado originalmente por Dokutchaiev y elaborado luego por su discípulo
Sibirtzev y otros investigadores, los suelos eran considerados como cuerpos naturales independientes,
cada uno con una morfología única resultante de una combinación, también única, de clima, materia
viviente, material geológico, relieve y tiempo. La morfología de cada suelo, expresada en su perfil,
reflejaba la acción combinada del conjunto particular de factores genéticos responsables de su
desarrollo.
Este era un concepto revolucionario, tan importante para la ciencia del suelo como la anatomía para la
medicina. A partir de él, el edafólogo no necesitaba ya depender totalmente de las deducciones hechas a
partir de la naturaleza geológica de las rocas, el clima u otros factores ecológicos, considerados
individual o colectivamente, sino que con tal base podría ir directamente al suelo mismo y ver la
expresión de todo ello integrada en su morfología.
Este concepto hizo no solamente posible sino necesario considerar las características del suelo en forma
colectiva, en términos de un cuerpo completo, y no en forma individual. En resumen, tal concepto hizo
posible la existencia de la ciencia del suelo como una disciplina independiente y bien individualizada,
aunque obviamente relacionada a otras como la geología, la química, la física y la biología.
El concepto de suelo fue luego revisado y gradualmente ampliado aunque esta revisión no fue tan
drástica o innovadora como la anterior. El énfasis mayor se había hecho sobre el perfil del suelo o sea la
secuencia de capas u horizontes que lo constituyen, sucediéndose desde la superficie hasta el material
geológico no modificado por los procesos de formación del suelo. Pero los perfiles de suelo ocupan sólo
puntos en la superficie de la tierra, mientras que los suelos, considerados como cuerpos naturales,
tienen ancho y largo así como profundidad. Por ello, los estudios morfológicos comenzaron a extenderse
de hoyos aislados a zanjas largas o series de hoyos sobre un área de suelo y es así que la morfología de
cada suelo, considerado como cuerpo tridimensional, está expresada por una variedad de perfiles
alrededor de uno que se considera modal y no por un perfil único y ni siquiera por uno típico.
COMPOSICION DEL SUELO
INTRODUCCION
La composición del suelo se relaciona con la Geoquímica de la porción de la corteza terrestre expuesta a
la atmósfera y sujeta a las influencias bióticas. La corteza terrestre contribuye con material mineral
mientras que los organismos introducen el componente orgánico en los suelos, originándose así los dos
tipos de materiales que constituyen la fase sólida de los suelos: la materia mineral y la materia orgánica.

El contenido de materia mineral presente en diferentes suelos puede ser muy variable, pudiéndose
mencionar los rangos siguientes:
hasta más de 99 por ciento en suelos muy arenosos;
95 a 97 por ciento en muchos suelos productivos de textura intermedia;
alrededor de 92 por ciento en suelos oscuros, bien drenados;
60 a 80 por ciento en muchos suelos pobremente drenados; y
5 a 60 por ciento en turbas y suelos semiturbosos.
Las fases sólidas (mineral y orgánica) frecuentemente constituyen sólo alrededor del 50% del volumen
del suelo, mientras que la solución y el aire del suelo ocupan la otra mitad (figura 2).
Figura 2.- Composición del suelo en base volumétrica.
La densidad de la materia orgánica del suelo es de aproximadamente 1,1 a 1,5 g cm-3
, en tanto que la
de la materia mineral es de 2,7 g cm-3
en promedio, por lo cual un contenido relativamente bajo de
materia orgánica en el suelo, expresado en porcentaje en peso, (por ejemplo 5%), ocupa un espacio
significativamente mayor cuando se le expresa en porcentaje en volumen de los sólidos (ver figura 2).
Las fases líquida y gaseosa en conjunto constituyen alrededor de la mitad del volumen del suelo y sus
proporciones relativas varían rápidamente a medida que la fase líquida (el agua del suelo) drena o es
utilizada por las plantas.
La fase gaseosa, que a menudo ocupa la cuarta parte del volumen del suelo, está compuesta
aproximadamente por 80% de nitrógeno, como en el aire atmosférico, siendo el 20 por ciento restante
principalmente oxígeno. El aire del suelo de los suelos bien drenados contiene menos de 0,1% de CO2,
pero esta cifra puede llegar a 5 o 10% cuando la aireación es pobre.
Los suelos son una parte dinámica del ciclo geomórfico terrestre que incluye meteorización superficial,
erosión, deposición, hundimiento, diagénesis, metamorfismo, levantamiento y desarrollo de montañas.
La composición química y mineralógica de los suelos influye en la de las rocas sedimentarias de las
cuales forma parte el material erosionado del suelo, así como las rocas que sirven de material parental
del suelo influyen, a su vez, la composición química y mineralógica de éste.

Otros factores tales como el clima, los organismos vivos, la topografía y el tiempo influyen
significativamente sobre la composición de los suelos controlando las reacciones de meteorización que
alteran los minerales de la roca parental. No obstante, la mayoría de los suelos revelan, a través de la
composición química de sus minerales constituyentes, la naturaleza de su roca parental original debido a
la interacción de la composición, la textura y la susceptibilidad a la lixiviación de la roca con los otros
factores de formación del suelo.
Al considerar la composición química de los suelos es útil, por lo tanto, revisar la composición química de
la corteza terrestre, tanto en lo que tiene que ver con los elementos químicos en sí mismos, como a la
asociación de estos en rocas y minerales.
COMPOSICION DE LA CORTEZA TERRESTRE
La composición química de los primeros 16 km de la corteza terrestre se caracteriza por el predominio de
Si, Al, O y Fe, los que constituyen el 87% del total. A esos cuatro elementos les siguen en importancia
Ca, Mg, Na y K, que junto a aquellos son los únicos que participan en más de un 1% en la constitución
de la corteza terrestre. En menor proporción se encuentran Ti, P, Mn, S, Cl y C.
Los 80 elementos químicos que constituyen la mayoría de las rocas se presentan en aproximadamente
2.000 minerales, pero de éstos solamente unas pocas docenas son de real importancia como
componentes de las rocas superficiales.
Cuadro 1.- Composición química media de la corteza terrestre. (% en peso)
Elemento, % Oxido, %
O 46,5 SiO2 59,07
Si 27,6 Al2O3 15,22
Al 8,1 Fe2O3 3,10
Fe 5,1 FeO 3,71
Ca 3,6 CaO 5,10
Mg 2,1 MgO 3,45
Na 2,8 Na2O 3,71
K 2,6 K2O 3,11
Ti 0,6 Ti2O 1,03
P 0,12 P2O5 0,30
Mn 0,09 MnO 0,11
S 0,06 H2O 1,30
Cl 0,05
C 0,04
Fuente: Jackson (1965).
En el cuadro 1 se indica la composición media de la corteza terrestre, expresada en porcentaje de cada
elemento y de sus óxidos, que es la forma de expresión más común.

Un elemento, el oxígeno, constituye más del 90% del volumen de la corteza terrestre y por ello la
geoquímica de la corteza se refiere a cationes entremezclados en este volumen de oxígeno. El cuadro 1
muestra también que la sílice y la alúmina representan 59 y 15% respectivamente de la corteza, y
porcentajes similares de estos constituyentes están presentes en muchos suelos y sedimentos.
El cuadro 2 muestra la composición de diversos tipos de rocas; de su observación se concluye que como
las rocas ígneas (incluyendo las metamórficas de origen ígneo) representan el 95% de la corteza, la
composición de estas y de aquella son casi idénticas. Pero como lo indica el mismo cuadro, existen
diferencias substanciales entre rocas ígneas y sedimentarias o entre diferentes clases de cada una de
éstas.
Cuadro 2.- Composición química de algunas rocas, % (*)
Elemento
(como óxido)
Igneas
(95%)
Granito
(ácida)
Sienita
(subácida)
Gabro
(básica)
Pizarra
(4%)
Arenisca
(0,75)
Caliza
(0,25)
SiO2SiO2 59,12 70,20 60,20 48,20 58,11 78,30 5,19
Al2O3 15,34 14,50 16,30 17,90 15,04 4,76 0,81
Fe2O3 3,08 1,60 2,70 3,20 4,02 1,08 0,54
FeO 3,80 1,80 3,30 6,00 2,45 0,30 0,00
TiO2 1,05 0,39 0,67 0,97 0,65 0,25 0,06
CaO 5,08 2,00 4,30 11,00 3,10 5,50 42,57
MgO 3,49 0,88 2,50 7,50 2,44 1,16 7,89
MnO 0,12 0,12 0,14 0,13 tr tr 0,05
K2O 3,13 4,11 4,50 0,89 3,24 1,32 0,33
Na2O 3,84 3,50 tr 2,60 1,30 0,45 0,05
CO2 0,10 tr tr tr 2,63 5,04 41,54
P2O5 0,30 0,19 0,28 0,28 0,17 0,08 0,04
SO3 - - tr tr tr 0,65 0,07 0,05
S 0,05 tr tr tr - - - - 0,09
H20 tr tr tr tr 4,99 1,65 0,77
Fuente: Fassbender (1975).
(*) Los números entre paréntesis indican el porcentaje de estas rocas en la corteza terrestre. En el
porcentaje de las rocas ígneas se incluye a las metamórficas de origen ígneo.
En una somera revisión es conveniente recordar algunas características importantes de los principales
tipos de rocas.

Rocas ígneas
Su composición varía desde las feldespáticas y cuarzo-feldespáticas, de color claro, hasta las máficas
(de color oscuro) y ricas en minerales de hierro y magnesio. Todas resultan del enfriamiento de magmas
o sea coladas de silicatos. Si el enfriamiento es lento, como ocurre a gran profundidad, las rocas
formadas son plutónicas, de grano grueso, pero si ocurre rápidamente en la superficie (como en una
erupción volcánica), las rocas resultantes son efusivas, de grano fino.
Entre las rocas plutónicas, los granitos y granodioritas son mucho más abundantes que todas las
restantes combinadas, en tanto que entre las volcánicas predominan los basaltos y andesitas básicas.
La asociación de minerales en estas rocas resulta de las secuencias de cristalización según la
temperatura, representada por Bowen según el siguiente esquema:
Los minerales de alto punto de fusión cristalizan primero, dando cristales grandes (fenocristales). En el
otro extremo, el enfriamiento muy rápido de derrames volcánicos puede impedir la cristalización de
minerales formándose vidrio.
Las diferencias en textura, en estructura y en composición química de estas rocas tienen una influencia
marcada sobre la composición elemental y mineralógica del material parental del suelo y de los suelos
desarrollados sobre él.
La composición elemental de las rocas controla frecuentemente la naturaleza de los minerales
secundarios formados e influye en la composición iónica de las soluciones acuosas en contacto con los
granos minerales.
Rocas metamórficas
El calor y la presión al operar sobre rocas ígneas y sedimentarias forman las rocas metamórficas, una de
cuyas características más visible y frecuente es la esquistosidad.

El gneiss es una roca metamórfica bandeada o laminada de composición mineralógica similar al granito.
Los micaesquistos son foliados y de grano fino; se alteran rápidamente a través de los clivajes
originando suelos ricos en vermiculita y cuarzo. Las pizarras se producen por compresión y alteración de
esquistos y lodos, formándose rocas de grano fino con mica y cuarzo. El mármol es una caliza
metamorfoseada, en tanto que la cuarcita es arenisca metamorfoseada y enriquecida en sílice
intersticial, lo que la hace una de las rocas más resistentes a la meteorización.
Otras rocas metamórficas importantes aunque de menor ocurrencia son las anfibolitas, esquistos
anfibólicos y cloritoesquistos.
Rocas sedimentarias
Las rocas sedimentarias tienden a acumularse cerca de la interfase de la corteza con la hidrósfera y la
atmósfera, y así cubren alrededor de las 3/4 partes de la superficie continental de la tierra, una
proporción como material parental de suelos mucho mayor que como componente de la corteza (16 km
de espesor). Este hecho geomórfico es de gran importancia para los suelos porque la mayor superficie
específica de los granos minerales y la naturaleza general de las rocas sedimentarias - menos
consolidadas que las ígneas - permite una invasión biótica más rápida y un desarrollo, también más
rápido, de suelos más profundos y productivos sobre rocas sedimentarias.
Las rocas sedimentarias pueden ser de origen marino o continental y el agente de transporte de los
sedimentos puede ser el agua, el viento, el hielo o la gravedad. Se clasifican en esquistos (depositados
por el agua), areniscas (fluviales o eólicas) y calizas (de precipitación química u origen biológico como
los corales). Algunos sedimentos terrestres modernos de importancia en la formación de suelos son los
materiales glaciares, loess, dunas, cenizas volcánicas y sedimentos fluviales y lacustres.
Las rocas sedimentarias se originan, en buena medida, por meteorización de rocas antiguas (ígneas,
metamórficas o sedimentarias), transporte de los productos de alteración y sedimentación de los
mismos. A consecuencia de esa meteorización, disminuye el contenido de minerales alterables y
aumenta el de los resistentes, a la vez que aparecen minerales de neoformación. Ello se aprecia en el
cuadro 3 que muestra que el contenido de feldespatos baja de 60% en las rocas ígneas a 30% en los
esquistos y 12% en las areniscas. El cuarzo en cambio pasa de 12 a 22 y 67% respectivamente.
Cuadro 3. Composición mineralógica media de rocas ígneas y sedimentarias
Constituyente mineral Roca ígnea, % Esquisto, % Arenisca, %
Feldespatos 59,5 30,0 11,5
Anfíboles y piroxenos 16,8 - - +
Cuarzo 12,0 22,3 66,8
Micas 3,8 - - +
Minerales de titanio 1,5 - - +
Apatito 0,6 - - +
Arcilla - - 25,0 6,6
Limonita - - 5,6 1,8
Carbonatos - - 5,7 11,1
Otros minerales 5,8 11,4 2,2

COMPOSICION QUIMICA DEL SUELO
El análisis químico elemental de los suelos - por fusión del suelo a alta temperatura y determinación de
los óxidos resultantes - ha sido en el pasado uno de los criterios más importantes para clasificarlos y
para interpretar su génesis y evolución. Actualmente, este análisis se hace en forma esporádica y
generalmente con otros objetivos, ya que las técnicas modernas de análisis mineralógico permiten
obtener una visión mucho más real, precisa y completa acerca de la composición del suelo, así como de
la distribución y asociación de los minerales constituyentes.
Para los fines de este curso es importante conocer que a través de los procesos de formación del suelo
(edafogénesis), la composición química elemental de las rocas parentales cambia más o menos
paulatinamente. Se produce una acumulación de materia orgánica con enriquecimiento de C y N,
disolución de sales con pérdida por lixiviación de sus elementos constituyentes y alteración,
transformación y síntesis de minerales; asimismo se observa un aumento del agua de hidratación.
De todas maneras, estos procesos, sumados a la variabilidad química de las diferentes rocas, dan como
resultado grandes diferencias en la composición elemental de los diferentes suelos. Ello se ilustra en el
cuadro 4 donde se presenta información sobre la composición química elemental de varios suelos
contrastantes, tanto en cuanto al grado de meteorización y tipo de desarrollo del perfil como a la
naturaleza de la roca madre.
El Cryoll, desarrollado sobre depósitos glaciales de textura media es característico de las estepas de
clima templado fío. La sílice aparece en porcentajes normales, para este tipo de suelo y de material
geológico, y que coinciden, además, con la media de la corteza terrestre (cuadro 1). Lo mismo ocurre
con la alúmina y otro tanto puede decirse de las bases alcalinas y alcalinotérreas, debiéndose señalar
que el incremento del calcio en profundidad se debe a la ocurrencia de carbonatos libres de origen
edáfico.
Cuadro 4. Composición química total de diversos suelos (óxidos en % en peso)
HORIZONTE SiO2 Al2O3 Fe2O3 CaO MgO K2O Na2O TiO2 P2O5
1. Cryoll (JUL) *
A 69,3 11,4 3,8 1,6 0,9 1,8 1,1 0,5 0,2
B 53,4 10,2 3,7 13,4 2,0 1,4 0,8 0,5 0,2
C 57,6 10,4 3,9 10,5 2,4 1,6 0,9 0,5 0,2
2. Espodosol (EE.UU.) *
E 95,5 2,1 0,2 0,2 tr 1,0 0,2 0,1 0,01
B 87,4 4,9 0,8 0,3 0,01 2,0 0,2 0,2 0,06
C 93,0 3,8 0,5 0,2 0,02 1,7 0,4 0,1 0,02
3. Oxisol (Hawai) *
18 – 48 cm 17,2 18,5 38,9 0,6 0,6 0,6 0,4 6,3 0,2
48 – 78 cm 14,7 21,5 37,0 0,7 0,5 0,5 0,4 3,9 0,3
> 78 cm 18,3 24,6 32,0 0,8 0,6 0,2 0,4 3,9 0,3
4. Oxisol (Indonesia) *
Suelo 35,1 28,3 25,1 0,3 0,3 0,2 0,04 2,0 Nd
Roca – 50,8 16,2 9,4 8,3 8,4 1,2 3,5 1,5 Nd

basalto
5. Vertisol (Uruguay)
A1 62,7 16,3 14,4 nd Nd nd nd nd Nd
A2 63,6 15,6 12,8 nd Nd nd nd nd Nd
C 57,0 18,2 13,7 nd Nd nd nd nd Nd
6. Litosol (Uruguay)
A 49,8 18,4 25,4 nd Nd nd nd nd Nd
Fuente: 1, 2, 3: Jackson (1965); 4 Mohr y Van Baren (1954); 5 y 6: Alvarez y Velozo (1974).
* Los suelos 1, 2, 3 y 4 están clasificados según la taxonomía de EE.UU.
El Espodosol se desarrolla sobre arenas y de allí su elevado tenor de sílice y su bajo contenido en los
restantes elementos. La disminución de SiO2 en el horizonte B es esencialmente relativa y se debe al
aumento de Al2O3 y Fe2O3, eliminados del horizonte E por procesos edafológicos y precipitados en el B,
lo que produce un aumento real del contenido de sesquióxidos en este horizonte.
Los Oxisoles de Hawai e Indonesia (perfiles 3 y 4) difieren sensiblemente de los anteriores por la
naturaleza del material parental (rocas volcánicas básicas) y por su avanzado grado de meteorización.
En las condiciones de clima tropical húmedo en que ambos se han desarrollado, la alteración provocó
una intensa pérdida de SiO2 (obsérvense los bajos contenidos de SiO2 y, sobre todo, la diferencia en
dicho componente entre la roca y el suelo en el perfil 4) y un enriquecimiento relativo en sesquióxidos.
También son bajos los tenores de bases, liberadas en forma soluble durante la alteración y eliminados
por lavado por las aguas meteóricas.
El Vertisol de Uruguay se ha desarrollado bajo clima templado y de allí se contenido de SiO2, típico de
este clima. Los tenores de Al2O3 y Fe2O3 son elevados (compáreselos con los del suelo 1, Cryoll) pero
ello se debe a la naturaleza basáltica de la roca madre, rica en dichos elementos.
El Litosol de Uruguay, también derivado de basalto difiere sin embargo claramente del suelo anterior, ya
que parece haber perdido sílice en cantidad significativa, observándose en cambio un enriquecimiento
relativo en alúmina y, sobre todo, en óxido de hierro. Ello indicaría una meteorización más intensa,
producida probablemente en un clima anterior, más cálido y tal vez más húmedo.
En términos generales, los óxidos combinados de silicio, aluminio e hierro constituyen el 90% o más de
la materia mineral de la mayoría de los suelos.
En los suelos calcáreos, algunos horizontes pueden contener hasta 20 a 50% de CaCO3.
Los óxidos de hierro, aluminio y titanio aumentan sensiblemente en los suelos muy meteorizados de los
trópicos, como se vio en el cuadro 4.
Los óxidos de los cationes alcalinos y alcalinotérreos constituyen en conjunto 5 a 7% de muchos suelos
de la región húmeda. Los óxidos de manganeso, fósforo y azufre generalmente no llegan al 1% de los
componentes minerales.
ELEMENTOS ESENCIALES
Comenzando con los trabajos de Liebig y otros científicos del siglo XIX, la investigación ha demostrado
que ciertos elementos son esenciales para el crecimiento vegetal y que cada elemento debe estar
presente en un rango específico de concentración para un crecimiento óptimo de las plantas. Si la
concentración de un elemento dado en la zona radicular es demasiado baja ocurrirá una deficiencia de
ese elemento y el crecimiento se verá restringido. Asimismo, si la concentración en esa zona es
demasiado alta podrá ocurrir toxicidad y el crecimiento se verá igualmente limitado.

Se ha encontrado que unos 17 elementos son universalmente esenciales para el crecimiento vegetal.
Tres de ellos provienen del aire y del agua y catorce de los sólidos del suelo (cuadro 5). Seis de los
catorce son utilizados en cantidades relativamente grandes y se denominan macronutrientes (N, P, K,
Ca, Mg, S).
Cuadro 5. Elementos esenciales para las plantas y sus fuentes
Utilizados en cantidades relativamente grandes Utilizados en cantidades
relativamente pequeñas
Del aire y del agua De los sólidos del suelo De los sólidos del suelo
Carbono Nitrógeno Hierro
Hidrógeno Fósforo Manganeso
Oxígeno Potasio Boro
Calcio Molibdeno
Magnesio Cobre
Azufre Zinc
Cloro
Cobalto
Fuente: Brady, 1984.
Los ocho restantes, necesarios solamente en cantidades muy pequeñas se conocen como
micronutrientes. Aún cuando los micronutrientes son tan esenciales para el crecimiento vegetal como los
macronutrientes, son requeridos en cantidades tan pequeñas que la mayoría de los suelos son capaces
de suministrarlos en niveles suficientes para un crecimiento normal.
Los macronutrientes nitrógeno, potasio, calcio, magnesio y azufre son absorbidos por las plantas en
cantidades suficientemente grandes como para compensar la capacidad de suministro de la mayoría de
los suelos con relación a las necesidades de las plantas. Los agregados suplementarios a través de
fertilizantes proveen nitrógeno, fósforo y potasio, y en grado menor azufre. La caliza se aplica
generalmente para suplementar las necesidades de calcio y magnesio del sistema.
Las cifras incluidas en el cuadro 4 y las que se mencionarán seguidamente aportan alguna información
acerca del suministro potencial de elementos minerales por parte de los suelos, pero no dan indicación
alguna acerca de la proporción de cualquiera de ellos que están disponibles para las plantas durante una
estación de crecimiento. De hecho, esta proporción es generalmente muy baja y no más de 1 - 2% de la
cantidad total de la mayoría de los nutrientes en un suelo son rápidamente disponibles para la absorción
por los vegetales. Esto es un factor de especial importancia en el estudio de los suelos y la nutrición de
las plantas.
PRINCIPALES ELEMENTOS CONSTITUYENTES DEL SUELO
A continuación se discute el contenido de los principales componentes químicos de la fracción inorgánica
del suelo; las cifras que se mencionan corresponden en todos los casos, salvo aclaración en contrario, al
contenido total de cada elemento. Se considerarán solamente los constituyentes de mayor importancia
(macronutrientes) y alguno de los elementos menores (micronutrientes) por su importancia en la
formación y evolución del suelo (hierro). Alguno no incluido en el cuadro 5, como el titanio, se considera
por su importancia como elemento diagnóstico de la alteración química de los suelos.
Silicio

El contenido de silicio, expresado en porcentaje de SiO2, constituye la mayor parte de los suelos
minerales que no han sido muy modificados químicamente en relación a las rocas de que derivan
(cuadro 4, suelos 1, 2 y 5).
El contenido de SiO2 varía entre 50 y 70% de muchos suelos, valores similares a la media para la
corteza terrestre (cuadro 1). En los suelos arenosos el contenido de SiO2 es mucho mayor, tal como se
observa en el caso del suelo 2 del cuadro 4. El porcentaje de sílice puede reducirse cuando dicho
componente aparece "diluido" por niveles muy elevados de otros componentes: materia orgánica en
suelos turbosos, CaCO3 en suelos calcáreos.
Por último, la sílice puede ser agotada en muchos suelos de los trópicos húmedos sometidos a
meteorización y lixiviación muy intensas (cuadro 4: suelos 3 y 4).
Aluminio
Después del oxígeno y del silicio, el aluminio es el elemento más abundante en la mayoría de rocas y
suelos. Expresado en Al2O3, alcanza 2 a 12% (cuadro 4, suelos 1 y 2) y llega a valores de hasta 60% en
lateritas y suelos muy meteorizados, aunque en la mayoría de los suelos tropicales no se llega a tenores
tan altos.
En los minerales de las rocas ígneas y metamórficas, el aluminio está principalmente unido a 4 iones
oxígeno en coordinación tetraédrica, como en los feldespatos, pero al avanzar la meteorización edafo-
geoquímica, el aluminio adquiere progresivamente una coordinación octaédrica unido a 6 oxidrilos. Ello
se representa en la figura 3, que idealiza la ecuación fundamental del ciclo de unión del aluminio en los
procesos ígneos y metamórficos y en los de meteorización edafo-geoquímica. Los filosilicatos y óxidos
hidratados contienen aluminio octaédrico (parte derecha de la figura 3).
A medida que la meteorización agota el silicio en los suelos, la relación molar SiO2/Al2O3 de los coloides
disminuye de 4 o más en suelos poco alterados a 1 o menos en los más alterados.
Figura 3. Coordinaciones tetraédrica y octaédrica del aluminio.
Hierro
El contenido de hierro, expresado en Fe2O3, alcanza a 1 - 6% en muchos suelos, lo que es más o menos
comparable con el 7% de la corteza terrestre y el 1 - 7% de varias rocas (cuadros 1 y 2).
El hierro está sujeto a concentración durante los procesos de desarrollo del suelo, lo que se observa en
el cuadro 4 (suelos 3 y 4); los valores máximos se registran en las lateritas (20 -80% Fe2O3).
Altos contenidos de óxidos de hierro se asocian normalmente a una alta estabilidad de los agregados del
suelo y a una elevada porosidad. En condiciones de drenaje pobre el hierro es reducido y en presencia
de materia orgánica frecuentemente se moviliza hacia posiciones más bajas en el paisaje, aunque más a
menudo se acumula o se concentra en algún horizonte del perfil.

La forma principal del hierro en los suelos es como óxido, hidróxido u oxihidróxido, pero el hierro integra
también la estructura de filosilicatos importantes como la biotita, la vermiculita y algunas montmorillonitas
(nontronita). Porcentajes menores de hierro ocurren en los suelos como piroxenos y anfíboles.
Titanio
El contenido de titanio de la mayoría de los suelos de regiones templadas vara entre 0,2 y 1% de TiO2
valores similares a los hallados en rocas ígneas y sedimentarias.
El titanio ocurre en los suelos en forma de pequeños cristales de óxidos libres: TiO2 (rutilo y anatasa) y
FeTiO3 (ilmenita). Como los minerales de titanio son resistentes a la meteorización, el contenido de este
elemento tiende a aumentar a medida que otros elementos son eliminados (concentración residual). En
suelos fuertemente meteorizados el contenido de TiO2 es mayor del 2% y puede llegar a 5 - 20% en
algunos Oxisoles y lateritas.
Calcio
Expresado como CaO, el calcio en los suelos varía alrededor de 1% - lo que es un nivel bajo - excepto
cuando este elemento ocurre en forma de carbonato o sulfato (cuadro 4, suelo 1: horizonte B y C).
El bajo tenor de calcio en los suelos, comparado con el de las rocas, que puede llegar hasta 10% - y más
de 40% en las calizas - refleja el hecho de que las sales de calcio (sulfato y carbonato) se lavan
fácilmente de los horizontes superficiales de los suelos bien drenados excepto en climas áridos. El calcio
de las rocas ígneas y metamórficas ocurre principalmente en los feldespatos de la serie de las
plagioclasas. En los suelos, las plagioclasas ricas en calcio se alteran con relativa facilidad. Los suelos
no calcáreos contienen calcio en forma de plagioclasas, augita, hornblenda y epidoto.
En muchos suelos de zonas subhúmedas o más secas es común la presencia de carbonato de calcio en
los horizontes inferiores, en los que puede llegar hasta 40 - 50%. En Uruguay los subsuelos
medianamente calcáreos poseen 5 a 10% de CaCO3, en tanto que en los fuertemente calcáreos se
observan contenidos de 10 a 20%; los suelos más lixiviados tienen hasta 1% de CaCO3 y los más ácidos
no son calcáreos en ningún horizonte. El carbonato heredado del material parental es calcita (CaCO3) o
dolomita (CaCO3.MgCO3) en tanto que el de origen edáfico es principalmente calcita.
En algunos suelos, particularmente bajo clima árido es común la existencia de yeso (CaSO4.2H2O).
Magnesio
El contenido de magnesio, expresado en MgO, es frecuentemente menor de 1% en suelos no calcáreos,
pero puede llegar hasta 2% o más en algunos suelos de estepas semiáridas.
En suelos calcáreos el magnesio ocurre generalmente en forma de dolomita (CaCO3.MgCO3), heredada
del material generador. En los suelos no calcáreos los minerales de magnesio más comunes son biotita,
augita, hornblenda y montmorillonita. El ciclo de este elemento es comparable al del calcio en muchos
aspectos.
Potasio
El contenido de potasio en los suelos varía entre 0,05 y 3,5% de K2O (cuadro 4), valores inferiores a los
tenores de este elemento en la mayoría de las rocas (excepto calizas y rocas ígneas básicas).
La distribución del potasio en los suelos, a escala mundial, está más relacionada a las condiciones de
meteorización de las micas y los feldespatos potásicos que a la composición de las rocas parentales.
Muchos suelos arenosos, así como los suelos latosólicos o similares de áreas tropicales húmedas son
ejemplos de suelos bajos en potasio. A veces estos suelos se formaron durante dos o más ciclos de
meteorización a partir de rocas relativamente ricas en minerales potásicos. Un caso seguramente similar
en Uruguay es el de los suelos rojos (Acrisoles) del extremo norte del Depto. de Rivera. En el otro
extremo, suelos ricos en potasio se han desarrollado a partir de sedimentos del pleistoceno superior
poco meteorizados, ricos en micas y feldespatos.
El potasio existe en los suelos en diferentes formas, de las cuales la más abundante es la de
constituyente de las micas y feldespatos potásicos. Dentro de estos minerales, los más importantes son

muscovita, biotita, ortosa y microclina. Dentro del grupo de las arcillas, solamente las del tipo mica (illita)
poseen contenidos substanciales de potasio.
En suelos tropicales muy meteorizados, la alteración química ha agotado las reservas de minerales
potásicos primarios, por lo cual el potasio retenido en forma iónica por las arcillas y los coloides
orgánicos, aunque muy bajo, puede ser casi la única reserva de este elemento en el suelo.
Sodio
El contenido de Na, expresado en Na2O, varía entre 0,1 y 1% en muchos suelos (cuadro 4), lo que
representa un valor muy inferior al de 3,7 % en la corteza terrestre, pero muy similar al de las rocas
sedimentarias (0,05 - 1,3%) según se observa en el cuadro 2. Esta disminución del contenido de Na2O
en los suelos y sedimentos refleja el efecto de la meteorización de los minerales de sodio, principalmente
plagioclasas. A su vez, el alto contenido de sodio en las aguas oceánicas refleja el lavado del sodio
solubilizado durante la meteorización de los minerales del suelo.
Aparte de las plagioclasas como la albita o miembros próximos de la serie, otros minerales de sodio que
ocurren en suelos bien lixiviados, aunque en menor proporción, son algunas micas, piroxenos y
anfíboles. En los suelos salinos, frecuentes en tierras áridas, el sodio ocurre también como NaCl,
Na2SO4 y a veces como Na2CO3 (suelos alcalino-salinos), lo que es indicativo de una muy débil
lixiviación, ya que sales tan solubles como las citadas no han sido eliminadas del suelo.
Carbono
Un rasgo esencial que diferencia a los suelos de muchos materiales geológicos es la presencia de
materia orgánica en los primeros. La cantidad y las propiedades de la materia orgánica contribuyen a
determinar los procesos de formación de suelo así como sus propiedades bioquímicas, químicas y
físicas y su fertilidad. La materia orgánica afecta la composición y la movilidad de los cationes adsorbidos
así como el color del suelo, el balance de calor, la densidad aparente (o en masa), la consistencia y la
densidad real (o de partículas) de la fase sólida. La influencia global de la acumulación de materia
orgánica generalmente conduce a una mayor fertilidad, con lo cual el mayor contenido resultante de
humus a menudo sirve como un primer indicador de suelos fértiles. Además de los cambios inducidos en
las propiedades del suelo, los componentes del humus y el nivel de productividad pueden tener una
influencia fisiológica directa sobre las plantas así como sobre la actividad biológica del suelo.
La materia orgánica, también referida como humus, se define como la fracción orgánica del suelo,
excluidos los restos animales y vegetales no descompuestos. Sin embargo, como la estimación de la
materia orgánica incluye generalmente sólo los materiales orgánicos que pasan por un tamiz de 2 mm,
es difícil estimar cuantitativamente el contenido de materia orgánica de un suelo. La materia orgánica
puede dividirse en sustancias húmicas y no húmicas, de las que las húmicas constituyen la mayor
proporción en la mayoría de los suelos. Los materiales húmicos incluyen el ácido húmico (AH), el ácido
fúlvico (AF) y la humina. Las sustancias húmicas se separan en estas tres fracciones principales sobre la
base de su solubilidad en álcalis y ácidos. La fracción AH es soluble en álcali diluido pero precipita por
acidificación del extracto alcalino y el AF es la fracción que permanece en solución cuando el extracto
alcalino es acidificado, o sea que es soluble tanto en ácidos como en álcalis diluidos. La humina es la
fracción que no puede ser extraída del suelo por álcalis ni ácidos diluidos. Las sustancias no húmicas
incluyen aquellas sustancias con características físicas y químicas aún reconocibles, por ejemplo los
carbohidratos, proteínas, péptidos, aminoácidos, grasas, ceras y compuestos orgánicos de bajo peso
molecular. Muchas de estas sustancias son poco persistentes en el suelo porque son fácilmente
atacadas por los microorganismos.
El carbono es el componente mayor de la materia orgánica del suelo y es importante como fuente
principal de CO2. El humus es a su vez un reservorio de C sensible a los cambios en el clima y en las
concentraciones del CO2 atmosférico. El C orgánico se encuentra en las células de los microorganismos,
en los residuos de vegetales y animales en diversos estados de descomposición y en compuestos casi
inertes y altamente carbonizados como el carbón vegetal o el grafito.
Como componente principal de la materia orgánica del suelo, la determinación del C orgánico sirve como
determinación indirecta de la materia orgánica usando un factor de corrección aproximado. El factor "Van
Bemmelen" de 1,724 se ha utilizado durante muchos años para tal fin y se basa en la aceptación de que
la materia orgánica contiene 58% de C orgánico. La bibliografía indica que la proporción de C orgánico
en la materia orgánica del suelo para un conjunto de suelos es muy variable, por lo cual todo factor
constante que se seleccione es solamente una aproximación. Diversos estudios han indicado que para
los subsuelos debería usarse un factor mayor que para los horizontes superficiales. Estos últimos

raramente poseen un factor menor de 1,8 y con frecuencia varía entre 1,8 y 2,0. En subsuelos se
considera más adecuado un valor medio para el factor 2,5.
De todas maneras, el factor 1,724 ha sido incorporado en la mayoría de los países como valor estándar
para la conversión de C orgánico a materia orgánica. Pero a su vez, tomando en consideración que el
factor no es preciso, se ha hecho cada vez más habitual determinar el contenido de C orgánico y
expresarlo como tal, en porcentaje en peso, sin convertirlo a materia orgánica. La determinación en el
laboratorio se basa en la oxidación del C orgánico con dicromato de potasio (método de Walkley –
Black), generalmente sin aplicación de calor externo. Este método, utilizado casi sin excepción en todos
los laboratorios de suelos, determina las formas más activas del mismo pero no alcanza a oxidar
completamente estos compuestos y sus autores establecieron, ya en 1934, que el método recuperaba
aproximadamente el 76% del C orgánico. Por ello propusieron un factor de corrección de 1,32 para
incluir el C orgánico no recuperado y otros autores incluso señalaron que el porcentaje de recuperación
en una amplia gama de suelos variaba entre 63 y 86%, por lo cual el factor debería variar entre 1,16 y
1,59.
Por lo expuesto, la determinación del C orgánico del suelo es en realidad una estimación
semicuantitativa, aunque no superada por ningún otro procedimiento más satisfactorio en cuanto al
tiempo necesario de trabajo de laboratorio y a la precisión del resultado obtenido.
En Uruguay, como en la mayoría de los laboratorios de suelos, se usa el método de Walkley – Black
mencionado y en años recientes se ha comenzado a expresar el resultado como porcentaje en peso de
C y no de materia orgánica, a efectos de no introducir más de un factor de corrección, teniendo en
cuenta que ninguno es muy preciso y que cuantos más se incluyan, menos preciso es el dato obtenido.
De todas maneras, cuando se desea convertir el dato de C a materia orgánica se utiliza el factor Van
Bemmelen de 1,724 por el cual debe multiplicarse el porcentaje de C para obtener el contenido estimado
de materia orgánica.
Otra forma de presentar el contenido de C orgánico de los suelos, y cuyo uso es cada vez más frecuente
en algunos estudios, es a través del "índice de acumulación" que expresa el contenido de C en unidades
de masa por unidad de superficie y hasta una determinada profundidad. El caso más frecuente es el de
expresar el contenido de C orgánico en kilogramos de C por metro cuadrado en un espesor de un metro,
aunque también puede expresárselo hasta profundidades menores. Para calcular el índice de
acumulación se aplica la ecuación 1:
Ecuación 1:
donde:
KgC/m2
= Kilogramos de C orgánico por metro cuadrado en el horizonte considerado;
Ptco = Porcentaje en peso de C orgánico en el horizonte;
0,1 = factor de conversión (constante);
Dap = Densidad aparente (en masa) del horizonte;
Hcm = Espesor del horizonte en cm;
Cm = Factor de conversión por fragmentos gruesos. Si no los hay, Cm = 1
El índice de acumulación en un espesor de 1 m, por ejemplo, se calcula sumando los valores obtenidos
con la Ecuación 1 para el conjunto de horizontes situados entre la superficie del suelo y 1 m de
profundidad. El mismo procedimiento se utiliza para calcular el índice de acumulación en otros espesores
del suelo, como el de la capa arable (generalmente 20 cm) o cualquier otro, en función del objetivo del
cómputo.
Fósforo
El contenido de fósforo de la mayoría de los suelos minerales se encuentra entre 0,02 y 0,2 de P2O5; una
media de 0,12% es representativa de los suelos, valor inferior al encontrado en la corteza terrestre en
general y en las rocas ígneas en particular.
Aproximadamente la mitad del fósforo del suelo ocurre en combinación con la materia orgánica de los
horizontes superficiales y el resto ocurre en combinaciones inorgánicas.

La fracción orgánica del fósforo se encuentra en el humus y otros materiales orgánicos y en los suelos
propiamente orgánicos el contenido de fósforo puede ser sensiblemente mayor a los valores
anteriormente mencionados, llegando a cifras de 2 a 4,5%, de la ceniza de algunas turbas. En suelos
calcáreos el fósforo ocurre principalmente como fosfatos de calcio, de los cuales el principal es la
fluorapatita [Ca10(PO4)6F2). Al avanzar la meteorización y desarrollarse la acidez en los suelos, el fosfato
se une crecientemente a los iones hierro y aluminio liberados por alteración de los silicatos. En suelos
tropicales ferruginosos muy meteorizados parte del fosfato queda ocluido por oxihidróxidos de hierro.
En suelos de condiciones reductoras, en ausencia de oxígeno, se forma el mineral vivianita
[Fe3(PO4)2.8H2O] que, siendo soluble, puede translocarse a niveles inferiores del perfil del suelo.
Las transformaciones del fósforo en el suelo y las condiciones de acidez y aireación que las controlan
son de gran importancia en la nutrición de las plantas porque de ellas depende la asimilabilidad de este
elemento por las plantas. Por ello el tema será considerado específicamente en el curso de Fertilidad de
Suelos.
La fracción del P del suelo utilizable por las plantas, designada como P disponible, es apenas una
proporción muy menor del P total contenido en el suelo, pero esa forma es de la mayor importancia para
el crecimiento vegetal y la que habitualmente se determina al evaluar la capacidad de suministro de este
nutriente a las plantas por parte del suelo.
Nitrógeno
La cantidad de nitrógeno total del suelo varía generalmente entre 0,06 y 0,5% en la capa superficial de
muchos suelos y está estrechamente relacionada a la cantidad de materia orgánica, de la cual el N
constituye alrededor del 5%. Su contenido puede ser de apenas 0,02% en subsuelos y de hasta 2,5% en
turbas. Las formas minerales de N (nitritos, nitratos y amonio) disponibles para las plantas sólo
constituyen normalmente menos de 1% del nitrógeno total de los suelos minerales. Una porción del N
mineral no es disponible para las plantas por estar fijada en forma de NH4
+
en minerales arcillosos del
tipo mica en los que reemplaza iones K+
. Por lo tanto, la capacidad de fijación de NH4
+
es sensiblemente
mayor en illitas (hidromicas) y vermiculitas que en caolinitas y esmectitas.
El N orgánico es la forma más abundante de este elemento en el suelo y Keeney y Gregg señalan que la
materia orgánica del suelo contiene 2.000 a 12.000 kg de N ha-1
; 100 a 500 kg de N ha-1
están fijados a
la arcilla y menos de 100 - y normalmente menos de 50 kg N ha-1
- se encuentran en formas minerales
disponibles para las plantas.
El nitrógeno mineral fijado en las arcillas se encuentra en forma de NH4+
.
El nitrógeno es ubicuo en el ambiente y es continuamente reciclado entre las plantas, los organismos del
suelo, la materia orgánica del suelo, el agua y la atmósfera. El N es uno de los nutrientes vegetales más
importantes y forma algunos de los compuestos más móviles en el sistema suelo-cultivo y, como tal, se
relaciona frecuentemente con problemas de calidad de aguas.
Azufre
El azufre ocurre en los suelos tanto en forma orgánica como mineral. En los horizontes superficiales bien
lixiviados, gran parte del azufre se encuentra combinado con la materia orgánica. En regiones húmedas
templadas, los suelos tienen normalmente 50 a 500 ppm de sulfatos solubles en agua y 100 a 1500 ppm
de sulfato total.
Las lluvias pueden agregar hasta 65 - 70 kg de azufre por hectárea en zonas urbanas e industriales pero
solamente unos 12 kg ha-1
en áreas rurales o poco pobladas. Las aguas de riego son otra fuente de
incorporación de azufre a los suelos.
CLASIFICACION ESTRUCTURAL DE LOS SILICATOS
Según el grado de polimerización y el número de oxígenos compartidos por los tetraedros - unidad
estructural básica - la estructura de los silicatos puede consistir de tetraedros independientes, grupos
tetraédricos múltiples independientes, cadenas simples o dobles, hojas (láminas) o armazones
tridimensionales.
En el cuadro 6 se presenta la clasificación estructural de los silicatos que se discute seguidamente.

Cuadro 6. Clasificación de los silicatos.
CLASE DISPOSICION DE LOS TETRAEDROS DE
SiO4
PROPORCION
Si:O
EJEMPLOS
DE
MINERALES
Nesosilicatos Independientes 1:4 Olivina
Circón
Sorosilicatos Parejas 2:7 Epidoto
Ciclosilicatos Anillos 1:3 Turmalina
Inosilicatos Cadenas simples
Cadenas dobles
1:3
4:11
Diópsido
Tremolita
Filosilicatos Hojas (láminas) 2:5 Biotita
Caolinita
Tectosilicatos Tridimensional 1:2 Cuarzo
Ortosa
En los nesosilicatos, los tetraedros de SiO4 solamente están unidos entre sí con enlaces iónicos por
medio de cationes intersticiales y sus estructuras dependen, principalmente, del tamaño y carga de estos
cationes. La olivina [(Mg,Fe)2SiO4] y el circón (ZrSiO4) son ejemplos de nesosilicatos.
Los sorosilicatos se caracterizan por la presencia de grupos dobles, formados por dos tetraedros SiO4
que comparten un oxígeno en el vértice común (figura 4). La proporción silicio-oxígeno resultante es 2:7.
El único grupo de minerales importantes que poseen esta estructura es el del epidoto, un mineral
bastante frecuente en los suelos, aunque siempre en pequeña cantidad, pero relativamente abundante
en rocas metamórficas.
Figura 4. Grupo doble de tetraedros SiO4 característico de los sorosilicatos.
Los ciclosilicatos están formados por anillos de tetraedros SiO4 enlazados, con una relación Si:O = 1:3,
existiendo tres posibles configuraciones cíclicas cerradas, tal como se representan en la figura 5. La más
sencilla es el anillo Si3O9, propia de unos pocos minerales de escasa importancia, tanto en suelos como
en rocas; el anillo Si4O12 es también propio de minerales de escasa importancia.

Figura 5. Configuraciones en anillos características del grupo de los sorosilicatos: (a) anillo Si3O9, (b) anillo
Si4O12, (c) anillo Si6O18.
El anillo Si6O18 es el armazón básico de las estructuras del berilo y de la turmalina, minerales más
corrientes e importantes, tanto en rocas como en suelos, sobre todo el segundo. En la turmalina, además
de los anillos Si6O18 hay triángulos independiente BO3 y grupos (OH), siendo este mineral muy estable
uno de los pocos portadores de boro.
En los inosilicatos, los tetraedros SiO4 están enlazados formando cadenas al compartir oxígenos con los
tetraedros adyacentes y estas cadenas simples pueden unirse lateralmente compartiendo más oxígenos
algunos tetraedros para formar cadenas dobles, según se observa en la figura 10.

Figura 6. Estructura de los inosilicatos: (a) cadenas simples de los piroxenos; (b) cadenas dobles de los
anfíboles.
La subdivisión estructural de los inosilicatos se basa justamente en la presencia de cadenas simples o
dobles, debiéndose agregar que la relación silicio : oxígeno de los inosilicatos es 1:3 en los de cadenas
simples (piroxenos) y 4:11 en los de cadenas dobles (anfíboles).
Los filosilicatos constituyen uno de los grupos de minerales de mayor importancia para la ciencia del
suelo y para la geología, ya que a él pertenecen las micas y los minerales arcillosos silicatados. Las
primeras son comunes a varias rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias muy extendidas en la
naturaleza y en muchos suelos derivados de ellas. Las arcillas de silicatos, en mayor o menor
proporción, son a su vez componentes de todos los suelos con las únicas excepciones de las arenas
puras y de muchos suelos derivados de cenizas volcánicas.
Como su nombre lo indica, los filosilicatos tienen hábito foliáceo o escamoso - visible fácilmente en las
micas - con una dirección de exfoliación dominante. Son por lo general blandos, de peso específico
relativamente bajo y las laminillas de exfoliación pueden ser flexibles e incluso elásticas. Todas estas
peculiaridades características derivan del predominio en su estructura de hojas de silicio-oxígeno de
extensión indefinida. Aparte de la unidad de Si-O de configuración tetraédrica, casi todos los filosilicatos
tienen una hoja de configuración octaédrica en la que el centro de los octaedros está ocupado por
cationes trivalentes (Al) o bivalentes (Mg, Fe2+
). El lugar de los oxígenos está casi siempre ocupado, en
parte, por oxidrilos. Debido a la importancia de los filosilicatos en los suelos, su estudio se desarrolla con
mayor profundidad que el de otros minerales y las características estructurales y la subdivisión del grupo,
así como sus propiedades físicas y químicas se consideran en mayor detalle más adelante, al describir

los diferentes minerales que integran el grupo. Aquí se debe mencionar que los tetraedros de Si-O
comparten tres de los oxígenos (basales) con tetraedros vecinos, lo que da lugar a la estructura laminar
propia de los filosilicatos, que se muestra en la figura 7.
Figura 7. Estructura de los filosilicatos: tetraedros en configuración laminar que comparte 3 de los 4
oxígenos con tetraedros vecinos.
Finalmente, el grupo de los tectosilicatos se caracteriza porque los tetraedros SiO4 comparten sus cuatro
oxígenos con tetraedros vecinos, no quedando ningún oxígeno libre. Se estima que casi las tres cuartas
partes de la corteza terrestre pétrea está constituida por integrantes del grupo de los tectosilicatos, al
cual pertenecen minerales tan importantes como el cuarzo y los feldespatos; ellos son asimismo los
minerales más frecuentes en las fracciones gruesas de los suelos.
MINERALES PRIMARIOS DE LOS SUELOS
Los minerales primarios, heredados de la roca parental, constituyen la mayor parte de las fracciones
arena y limo de los suelos. Para cada suelo, el contenido de arena (partículas de 2 a 0,05 mm de
diámetro) está determinado por la historia sedimentológica del material parental, en tanto que el de limo
(0,05 - 0,002 mm) depende del efecto combinado de la meteorización y la sedimentación.
El contenido de arena más limo controla entonces el contenido de minerales primarios en el suelo. No
obstante, debe señalarse que es posible la ocurrencia de minerales primarios en la fracción arcilla del
suelo (partículas de diámetro menor a 0,002 mm), en el caso de suelos jóvenes y poco meteorizados.

Grupo de la sílice
La sílice ocurre en la naturaleza bajo forma de seis minerales, de los cuales solamente son importantes
el cuarzo - el más frecuente de todos ellos - y, secundariamente, la tridimita, la cristobalita y el ópalo.
También ocurren varias formas de vidrio silíceo y en algunos suelos pueden ocurrir geles amorfos de
sílice, a veces en agregados con geles de óxidos de hierro y aluminio.
Aunque el cuarzo es superado por los feldespatos en su abundancia en la corteza terrestre, es por lejos
la especie mineral más abundante en la mayoría de los suelos donde a menudo representa 90 a 95% del
total de las fracciones arena y limo; en todo caso rara vez ocurre en proporción menor al 50% en las
fracciones gruesas del suelo. Su presencia puede detectarse incluso en suelos derivados de rocas
esencialmente libres de cuarzo pero recortadas por diques de este mineral.
La inversión de las proporciones relativas del cuarzo y los feldespatos en los suelos con relación a las
rocas puede atribuirse a la naturaleza más lábil de los feldespatos en los ambientes de meteorización del
suelo comparado con la estabilidad del cuarzo. El cuarzo está así presente en casi todos los suelos,
cualquiera sea su origen y evolución y la naturaleza de la roca madre. En todos los casos, la
meteorización conduce a un enriquecimiento en cuarzo del suelo resultante, ya que siendo este un
mineral muy resistente a la alteración, su contenido relativo aumenta al ir disminuyendo el de los
minerales más fácilmente alterables.
Por ser tectosilicatos, los minerales del grupo de la sílice están constituidos por una estructura en la que
se repite la unidad básica - tetraedro de SiO4 - en sentido tridimensional, al estar unido cada oxígeno de
un tetraedro a átomos de silicio de tetraedros adyacentes. Aunque esta estructura es común a todos los
miembros del grupo, el modo de unión de los tetraedros varía de un polimorfo a otro. El cuarzo, la
cristobalita, la tridimita y el ópalo tienen, en ese orden, estructuras progresivamente más abiertas que se
reflejan en algunas de sus propiedades, tal como lo muestra el cuadro 7.
Cuadro 7 Algunas propiedades de los polimorfos de sílice
MINERAL PESO ESPECIFICO DUREZA
Cuarzo 2,65 7
Cristobalita 2,32 – 2,38 6,5 – 7
Tridimita 2,29 – 2,28 6,5 – 7
Opalo 1,5 – 2,3 5,5 – 6,5
Resulta claro que al hacerse más abiertas (menos compactas) las estructuras, se produce una
disminución de la densidad y de la dureza; en el mismo orden disminuye la estabilidad química y
aumenta la porosidad.
Todos los polimorfos de sílice están constituidos idealmente en un 100% por SiO2, definiéndose al ópalo
como sílice hidratada (SiO2.nH2O). Sin embargo, estos minerales contienen invariablemente impurezas
que aumentan en magnitud desde el cuarzo hasta el ópalo, debido al incremento de la microporosidad.
El cuarzo - el miembro más importante del grupo - es uno de los minerales de mayor pureza conocida:
solamente el diamante, el grafito y el hielo parecen tener menor variación en su composición que el
cuarzo incoloro, lo que se debe a la estructura más cerrada del cuarzo. Las variedades coloreadas tienen
su origen en la presencia de impurezas.
En los suelos, el cuarzo - al igual que otros minerales primarios - ocurre generalmente en forma de
cristales que han perdido su forma original debido a meteorización física y química in situ, o como
consecuencia de ciclos múltiples de transporte, sedimentación y meteorización secundaria. Muchas
veces los granos de cuarzo son redondeados o subredondeados, pero en otros casos pueden exhibir
una morfología angular. El redondeamiento se origina por desgaste físico durante el transporte y por
fenómenos de solución. La angulosidad se atribuye generalmente a la fractura mecánica.

El cuarzo es por lo común incoloro y transparente o blanco y con brillo vítreo, aunque puede ocurrir con
casi cualquier color, como puede observarse en las fracciones de arena más gruesas de muchos suelos
si no existen revestimientos superficiales de otros pigmentos.
Cuando el cuarzo está presente en granos de tamaño relativamente grande, su identificación no es
difícil, tanto a simple vista como con ayuda de una lupa o - en el caso de la arena fina o muy fina - del
microscopio petrográfico. En partículas de menor tamaño - limo o arcilla - la identificación se puede
realizar sin mayores dificultades por difracción de rayos X, a través de las reflexiones de 3,34 y 4,26 Å,
siempre bien definidas y aguzadas. Ello se observa en la figura 7.
Figura 7 Difractograma de la fracción arcilla total de un suelo de la unidad Sierra Polanco. Se observan
reflexiones de arcillas (mica, caolinita) y muy claramente la de mayor intensidad del cuarzo a 3,33 - 3,34 Å, a
la derecha del difractograma.
En el ejemplo de la figura 7 el cuarzo aparece en la fracción arcilla, lo que es muy común en los suelos,
aunque en tales casos siempre ocurre en cantidades pequeñas y concentradas en la fracción más
gruesa de la arcilla (diámetro de partículas entre 2 y 0,2 µm).
Como mineral primario, el cuarzo se forma por cristalización a partir de un magma, siendo uno de los
últimos minerales en cristalizar, según se vio en la secuencia de Bowen. En la misma se aprecia que la
temperatura de cristalización es la más baja de los minerales de la serie, lo que significa que las
condiciones en que se produce la cristalización son menos diferentes a las de la superficie. Este hecho
contribuye a explicar la alta estabilidad del cuarzo frente a la acción de los agentes meteóricos, a lo que
contribuyen también el denso empaquetamiento de la estructura cristalina y alta energía de activación
requerida para alterar los enlaces Si-O-Si.
Aparte del origen mencionado - sin duda el más importante - el cuarzo puede formarse también en
condiciones superficiales por envejecimiento de hidrogeles de sílice y quizás por transformación de otros
polimorfos como la tridimita, cristobalita u ópalo.
Del punto de vista de su estabilidad, el cuarzo es el mineral más estable dentro de los silicatos de baja
densidad y a menudo se le considera como totalmente inalterable. Esto último no es correcto sin
embargo y existe abundante evidencia de que el cuarzo puede ser atacado por los agentes meteóricos,
aunque en un grado mucho menor que otros silicatos. Por su resistencia y su carácter ubicuo, derivado
de su presencia en muchas rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias, el cuarzo es el mineral más
abundante en los suelos.
Grupo de los feldespatos
Los feldespatos son alúminosilicatos anhidros de K, Na y Ca y, luego del cuarzo, son los minerales más
comunes en los suelos y en muchos sedimentos. Del punto de vista estructural, se clasifican como
tectosilicatos, con un armazón tridimensional comparable al de los minerales del grupo de la sílice.
Consisten de tetraedros de SiO4 y AlO4 ligados entre sí que dejan suficiente espacio en la estructura
para acomodar a los cationes K, Na y Ca que mantienen la neutralidad eléctrica. Las cargas negativas

que compensan estos cationes alcalinos y alcalino-térreos se originan por la sustitución isomórfica de
silicio por aluminio.
Los feldespatos se clasifican en potásicos y calco sódicos, siendo los primeros alúminosilicatos de
potasio y los segundos alúminosilicatos de sodio y calcio en proporciones variables. Los feldespatos
calco sódicos se conocen también con el nombre de plagioclasas.
Todos los feldespatos son de color blanco o gris, a veces incoloros y menos frecuentemente coloreados
con tonalidades rojizas, amarillentas o verdosas en algunos casos.
En el cuadro 8 se indican los nombres y la composición ideal de los feldespatos potásicos y calco
sódicos.
Cuadro 8. Composición química ideal de algunos feldespatos
MINERAL COMPOSICION IDEAL*
Ortosa KAlSi3O8
Microclina KAlSi3O8
Sanidina KAlSi3O8
Albita NaAlSi3O8
Anortita CaAl2Si2O8
Oligoclasa Ab74An22Or4
Andesina Ab52An48
Bytownita Ab20An80
*
Los símbolos Ab, An y Or indican albita, anortita y ortosa
respectivamente.
En la estructura de los feldespatos potásicos, uno de cada cuatro átomos de silicio en la estructura está
reemplazado por aluminio. Esta sustitución imparte una carga negativa a la estructura, la que está
neutralizada por la incorporación de otros cationes de carga positiva, en este caso potasio.
Los feldespatos potásicos (KAlSi3O8) más comunes son la ortosa y la microclina, que son a su vez
constituyentes de rocas plutónicas y metamórficas, tales como granitos, sienitas, gneisses y pegmatitas.
Mucho menos frecuentes son la sanidina, asociada a rocas volcánicas (riolitas y traquitas) y la adularia,
común en venas hidrotermales.
La ortosa y la microclina son frecuentes en la fracción arena y limo de muchos suelos de meteorización
débil y media. Constituyen una fuente de potasio importante, aunque no tanto como las micas.
Las plagioclasas son feldespatos constituidos por una solución sólida de los dos extremos de una serie
isomórfica continua: albita (NaAlSi3O8) y anortita (CaAl2Si2O8). La nomenclatura de las plagioclasas se
basa en su composición química y los miembros de la serie se definen en términos de las fracciones
molares de los componentes albita y anortita en cada uno de ellos, según se muestra en el esquema
siguiente.
albita Ab100 - Ab90An10
oligoclasa Ab90An10 - Ab70An30
andesina Ab70An30 - Ab50An50
labrador Ab50An50 - Ab30An70
bytownita Ab30An70 - Ab10An90
anortita Ab10An90 - Ab100

Los miembros más sódicos de la serie (albita y oligoclasa) ocurren en pegmatitas y rocas metamórficas,
aunque también en algunas rocas ígneas. Su velocidad de alteración es lenta y ocurren en muchos
suelos de zonas templadas, en condiciones bastante similares a las que regulan la ocurrencia de los
feldespatos potásicos.
El labrador y la bytownita son más abundantes en rocas menos silíceas, como los basaltos, y pueden ser
una fuente de calcio en suelos poco meteorizados. Su alterabilidad es mayor que la de los miembros
más sódicos.
La anortita se forma por metamorfismo de contacto en calizas y se altera fácilmente, aún en climas
templados, por lo que su ocurrencia en los suelos es excepcional.
En términos generales, el orden creciente de estabilidad de los feldespatos es el siguiente: anortita <
bytownita < labrador < andesina < oligoclasa < albita < feldespatos potásicos. Este orden está
relacionado con la disminución en igual sentido de los contenidos de Al y Ca. Dentro de los feldespatos
potásicos, la microclina es más estable que la ortosa, lo que se atribuye al menor volumen ocupado por
los átomos de oxígeno que provocan un empaquetamiento más compacto.
La identificación de los feldespatos puede hacerse macroscópica o microscópicamente de igual manera
que para el cuarzo, aunque solamente mediante procedimientos especiales puede llegarse a identificar
cada una de las plagioclasas. En partículas finas se recurre también a la difracción de rayos X. En los
suelos, el contenido de feldespatos es menor que el de cuarzo, aún en suelos poco meteorizados, y sus
reflexiones características resultan a menudo de muy poca intensidad y quedan parcialmente
enmascaradas por la de 3,34 Å del cuarzo - de fuerte intensidad y muy próxima a ellas - lo que dificulta
asegurar su presencia o ausencia.
Grupo de los piroxenos y anfíboles
Los piroxenos y anfíboles son minerales estrechamente relacionados del punto de vista de su estructura
y composición química. Son minerales ferromagnesianos que integran el grupo de los inosilicatos, es
decir con estructura en cadenas de tetraedros simples o dobles.
Los piroxenos consisten de cadenas simples de tetraedros de SiO4, cada uno de los cuales comparte
dos átomos de oxígeno con su vecino. En los anfíboles, las cadenas dobles de están unidas entre sí por
átomos de oxígeno y los tetraedros comparten alternadamente dos y tres átomos de oxígeno. Ambas
situaciones fueron ya ilustradas en la figura 9.
Las cadenas simples de los piroxenos y las dobles de los anfíboles están unidas entre sí por varios
cationes. La fórmula química general de los piroxenos es R2[Si2O6] y la de los anfíboles es
R14[(OH)4Si16O44]. En estas fórmulas, R es un catión como Mg, Fe2+
, o Ca y en muchos casos Al, Fe3
,
Ti3+
, Mn3+
, Na, K o Li. En la serie de la augita, hasta 1/4 de los iones Si pueden estar reemplazados por
Al, pero en otros piroxenos, la sustitución del Si por Al es muy poco frecuente. En los anfíboles, hasta 1/4
del Si puede estar sustituido por Al, particularmente en la hornblenda, en tanto que el grupo OH puede
estar parcialmente reemplazado por oxígeno o flúor.
El enlace entre los átomos de O y los cationes que unen las cadenas es relativamente más débil que el
que existe entre el O y el Si. Por lo tanto, el clivaje existente no rompe las cadenas Si-O.
Los piroxenos y anfíboles, de color variable pero oscuro (verde a negro) en los más frecuentes, son
constituyentes importantes en muchas rocas ígneas y metamórficas pero en los suelos son solamente
accesorios ya que la meteorización, aún si no es muy activa, los altera con bastante facilidad. En el
proceso, los iones de Ca, Mg y Fe se liberan abundantemente.
Dentro de los piroxenos, el más frecuente es la augita, común en basaltos y gabros; el hipersteno,
menos frecuente, ocurre también en rocas ígneas básicas.
La hornblenda es el anfíbol más difundido y ocurre en numerosas rocas ígneas y metamórficas, como
granitos, sienitas, gabros, gneisses, anfibolitas, etc. Su color es verde oscuro a negruzco. Menos
frecuentes son la actinolita y la tremolita, de colores más variables.
Para facilitar la identificación de los inosilicatos en los suelos, la práctica común es concentrarlos en base
a su elevada densidad (mayor de 2,8) por separación en líquidos pesados. Ello permite separarlos de los
constituyentes livianos como el cuarzo y los feldespatos (densidad menor de 2,8) y facilita su
determinación cuali y cuantitativa; el proceso se lleva a cabo en las fracciones gruesas (alguna
subfracción de la arena). En las fracciones finas como la arcilla, los piroxenos y anfíboles son de muy

rara ocurrencia porque su baja estabilidad permite que sean eliminados por meteorización química antes
de alcanzar un estado de subdivisión mecánica tan avanzado.
Grupo de la olivina
Los minerales que integran este grupo son nesosilicatos, es decir que su estructura consiste de
tetraedros de SiO4 que no comparten ninguno de los oxígenos con los tetraedros vecinos. Del punto de
vista químico son silicatos de hierro y magnesio, en los cuales el Fe2+
y el Mg están octaédricamente
coordinados por seis átomos de oxígeno. Junto con los piroxenos y anfíboles constituyen el llamado
grupo de minerales ferromagnesianos.
El grupo de la olivina está constituido en realidad por una serie que comprende en un extremo a la
forsterita, Mg2SiO4 y en el otro a la fayalita, Fe2SiO4. Las olivinas son en la práctica minerales que
responden a la fórmula general de un silicato mixto, (Mg,Fe)2SiO4, con proporciones de Mg y Fe
variables entre los extremos de la serie.
La olivina es un silicato de color gris verdoso oscuro, común en rocas ígneas básicas como peridotitas,
dunitas y algunos basaltos. En contacto con los agentes meteóricos se altera muy fácilmente, por lo que
su ocurrencia en los suelos es poco importante. Su identificación está sujeta a las condiciones ya
mencionadas para el caso de los piroxenos y anfíboles.
Grupo de las micas
Las micas forman parte del grupo de los filosilicatos, que incluye también a los minerales arcillosos de
silicatos, y que es uno de los más importantes en la composición de los suelos.
Las micas verdaderas son filosilicatos 2:1 en los que existen dos unidades estructurales básicas que
constituyen agrupamientos laminares bidimensionales, en forma de hojas. Una unidad básica es la de
configuración tetraédrica, con un ion central de silicio rodeado por cuatro de oxígeno; el Si4+
está a
menudo parcialmente sustituido por Al3+
. En estos minerales, tres de los cuatro oxígenos de cada
tetraedro están compartidos con tetraedros vecinos, lo que da como resultado una configuración de
anillos hexagonales de tetraedros. El cuarto oxígeno de cada unidad no está compartido con ningún
tetraedro vecino.
La otra unidad está constituida por seis iones oxidrilo y oxígeno en configuración octaédrica, rodeando
un catión que puede ser Al3+
, Fe2+
o Mg2+
. De esta manera, cada catión octaédrico esta coordinado con
seis aniones que son normalmente cuatro oxígenos apicales de los tetraedros adyacentes y dos
oxidrilos. Si el ion central de los octaedros es bivalente todas las posiciones octaédricas están ocupadas
(estructura trioctaédrica); por el contrario, los iones trivalentes sólo ocupan 2/3 de las posiciones
octaédricas, quedando la tercera libre. (estructura dioctaédrica)
Los filosilicatos pueden tener una estructura en la que cada lámina octaédrica está unida por ambos
lados a sendas láminas tetraédricas, conformando así una capa constituida por las tres láminas:
estructura 2:1. Ella es la más común en los filosilicatos primarios o micas verdaderas que ocurren en los
suelos y rocas. El espacio entre dos capas adyacentes, donde los oxígenos basales de las mismas se
enfrentan unos a otros se denomina intercapa. En las micas, las intercapas están normalmente
ocupadas por cationes no hidratados, potasio en la mayoría de los casos, y sodio o calcio con frecuencia
mucho menor.
La estructura básica de una mica típica, como la muscovita, está representada en la figura 8 y en forma
más esquemática en la figura 14 que permite aprecia con mayor claridad las diferencias entre los planos
atómicos, las láminas que resultan de su asociación, y las capas conformadas por láminas, según lo
expuesto. En ambas figuras se observa con claridad la posición enfrentada de los oxígenos basales de
dos capas consecutivas y la posición entre éstas del catión de intercapa. En las micas, el espesor total
de una capa 2:1 más el de la intercapa es de 10 Å, lo que constituye un rasgo característico y permite su
identificación por difractometría de rayos X.

Figura 8. Estructura de la muscovita (mica blanca).
Cuando no hay sustitución de Si por Al en los tetraedros, los filosilicatos del tipo estructural 2:1 son:
pirofilita: Si8Al4O20(OH) dioctaédrica con Al3
en los octaedros, y talco: Si8Mg6O20(OH)4 -
trioctaédrico, con Mg2+
en los octaedros.
Ambos minerales son muy raros en los suelos, en los que los filosilicatos primarios más frecuentes son
los que presentan sustitución de Si por Al en los tetraedros con iones K+
entre las capas de mica. Las
micas de este tipo más frecuentes en suelos y rocas son la muscovita y la biotita que responden a las
fórmulas químicas siguientes:
muscovita: K2Al2Si6Al4O20(OH)4, dioctaédrica, y biotita: K2Al2Si6(Fe2+,Mg)O20(OH)4, trioctaédrica
En el cuadro 10 se presentan las fórmulas y carga eléctrica de las capas de algunas micas dioctaédricas
y trioctaédricas típicas, incluyendo la muscovita y biotita, así como otras menos frecuentes.
Cuadro 10. Fórmulas y carga de capa de micas dioctaédricas y trioctaédricas.
CATIONES
Intercapa Tetraedros OctaedrosMINERAL CARGA DE
CAPA (X) Dioctaédricas
Muscovita 1 K Si3Al Al2
Paragonita 1 Na Si3Al Al2
Margarita 2 Ca Si2Al2 Al2
Trioctaédricas
Biotita 1 K Si3Al (Mg, Fe2+
)3
Flogopita 1 K Si3Al Mg3

En la muscovita, paragonita, biotita y flogopita, la sustitución del 25% del silicio tetraédrico por aluminio
genera una carga negativa en exceso que es compensada por el ion monovalente potasio de intercapa.
Este potasio está retenido de manera muy enérgica porque el exceso de carga negativa se origina en la
lámina directamente adyacente a la intercapa (ver figuras 13 y 14), con lo cual la distancia entre la carga
negativa y el catión que la balancea es muy reducida.
En la margarita, el aluminio sustituye al 50% del silicio tetraédrico, lo cual genera dos cargas que son
compensadas por el calcio bivalente en la intercapa.
En los casos ya mencionados de la pirofilita y del talco, en que no hay sustituciones isomórficas, no se
generan excesos de carga negativa por lo cual ambos minerales son eléctricamente neutros y en
consecuencia no poseen cationes en la intercapa.
El cuadro 10 muestra también las diferencias en la composición de los octaedros que están ocupados en
su totalidad por cationes bivalentes en las micas trioctaédricas (Mg,Fe2+
)3 pero solamente en dos de
cada tres en las dioctaédricas (Al3+
)2.
Tal como se verá más adelante, los filosilicatos secundarios tales como las montmorillonitas y
vermiculitas poseen una sustitución menor de silicio por aluminio en los tetraedros y algo de sustitución
de aluminio por magnesio o hierro bivalente en la capa octaédrica. Como consecuencia de ello, la carga
eléctrica de las capas es siempre menor de 1 (0,68 a 0,90), lo que no permite la presencia de cationes
tan fuertemente retenidos en las intercapas. En estos casos, los cationes en tal posición no están fijados
sino que pueden ser fácilmente desplazados por otros, siendo así intercambiables, lo que se discutirá al
considerar las propiedades físico químicas de los minerales arcillosos.
El color de las micas es blanco en la muscovita y se oscurece al aumentar el contenido de Fe (biotita:
mica negra). Las micas ocurren en rocas diversas: granitos, gneisses, micaesquistos, algunas areniscas,
etc. La muscovita es bastante resistente, pero la biotita se altera con facilidad; en ambos casos hay
liberación de potasio, del cual las micas constituyen la principal fuente.
Las micas verdaderas más comunes (muscovita y biotita) se pueden identificar fácilmente a simple vista
por el hábito foliáceo característico de ambas, en tanto que el color permite distinguir una de otra. Al
microscopio petrográfico la identificación y diferenciación es también sencilla. El análisis por rayos X es
también sencillo, siendo característica la reflección basal de 10 Å, común a todos los filosilicatos 2:1. El
tema será tratado con mayor detalle al considerar los minerales arcillosos.
En el cuadro 11 se presenta la composición media de todos los minerales primarios que fueron
considerados anteriormente, con la excepción de cuarzo que, salvo por la presencia de impurezas,
posee SiO2 únicamente como constituyente. En el caso de las plagioclasas, que forman una serie
isomórfica entre un extremo sódico y otro cálcico, los contenidos de Na y Ca varían en sentido inverso.
Así, el contenido de calcio de dicho grupo de minerales varía entre 5 y 15% alrededor del valor medio de
8,1%, en tanto que el de sodio varía 3 a 9% en torno a la media de 5,8% (cuadro 4). Variaciones
comparables ocurren con los contenidos de aluminio en todos lo minerales en que se producen
sustituciones isomórficas de Si por Al. También se observan variaciones en los contenidos de Ca, Mg y
Fe de los inosilicatos.
Cuadro 11. Composición química media de algunos minerales

Si se consideran las cifras del cuadro 11, resulta evidente que los minerales primarios constituyen
fuentes variables para la reposición a largo plazo de varios de los principales nutrientes que las plantas
absorben del suelo. Así, el potasio será aportado fundamentalmente por las micas (muscovita y biotita) y
feldespatos potásicos, el calcio por las plagioclasas, piroxenos y anfíboles, y el hierro y el magnesio por
la biotita, inosilicatos y olivina.
Los valores del cuadro 11 aparecen representados gráficamente en la figura 9
Figura 9. Representación gráfica de la composición de los principales minerales primarios del suelo (se
omite el cuarzo por ser 100% SiO2).
La meteorización de los minerales primarios es el proceso por el cual estos nutrientes son liberados
desde las estructuras cristalinas de aquellos, donde no son asimilables por los vegetales, hacia la
solución del suelo o hacia las formas intercambiables en los coloides del suelo, las que serán
consideradas al desarrollar las propiedades de la fracción coloidal. Si la meteorización es muy avanzada,
como ocurre en los suelos más antiguos de las superficies estables de los trópicos, la reserva de
nutrientes en los minerales primarios es nula y toda pérdida por lixiviación o extracción por cultivos que
no sea compensada por el reciclaje a través de los vegetales o por el agregado de fertilizantes será una
pérdida neta, conducente al empobrecimiento irreversible de los suelos en su contenido de nutrientes
aprovechables por las plantas.
Otros minerales accesorios
Aunque del punto de vista de su abundancia los piroxenos, los anfíboles y la olivina son minerales
accesorios en los suelos, por las razones ya indicadas, los minerales considerados en este título lo son
también no sólo en los suelos sino en las rocas. Siempre ocurren en cantidades muy pequeñas aunque a
veces tienen un rol importante como fuente de algunos elementos esenciales en la nutrición de las
plantas.
Muy frecuentemente son también importantes para determinar el origen del material parental de los
suelos y para detectar discontinuidades litológicas en el mismo. Aunque su cantidad absoluta es siempre
pequeña, su número es muy elevado y de allí deriva su rol clave indicado en el párrafo anterior.

Brevemente, se mencionan a continuación los más importantes.
Apatito [Ca10(F,OH,Cl)2(PO4)6]. Es el único mineral primario fuente de fósforo, uno de los principales
nutrientes para las plantas. Ocurre en basalto y otras rocas máficas y, secundariamente en rocas más
silíceas.
Turmalina [Na(Mg,Fe)3Al6(BO3)3Si6O18(OH)4]. Es fuente de boro, esencial para las plantas. La turmalina
es muy resistente a la alteración química y ocurre en muchos sedimentos, siempre en cantidades bajas.
Epidoto [Ca2(Al,Fe)3(SiO4)3(OH)]. Es característico de rocas metamórficas, como muchas del zócalo
cristalino uruguayo.
Rutilo y anatasa (TiO2). Minerales de titanio muy resistentes, presentes en casi todos los sedimentos,
sobre todo si han sufrido varios ciclos de meteorización y transporte.
Andalusita, silimanita y disteno o cianita (Al2SiO5). Estos silicatos de aluminio son característicos de las
rocas metamórficas y de los sedimentos derivados de ellas.
Granate. Los granates constituyen en realidad una familia de minerales (silicatos de Mg, Fe, Ca, Mn, Al y
Cr), frecuentes en rocas metamórficas y muchos sedimentos.
Estaurolita [FeAl4(SiO4)2O2(OH)2]. Ocurre en algunas rocas metamórficas y sedimentarias; en Uruguay
es típico de areniscas de Tacuarembó y Rivera. Su alterabilidad es mediana.
Circón (ZrSiO4). Mineral muy resistente y por ello común en sedimentos muy meteorizados, lo que lo
asemeja a los óxidos de titanio. En Uruguay se asocia a la estaurolita y la turmalina en areniscas de
Tacuarembó y Rivera y en los suelos derivados de ellas.
Magnetita (Fe3O4) e ilmenita (FeTiO3). Minerales de hierro que ocurren en rocas ricas en dicho elemento,
como los basaltos y en muchos suelos y sedimentos como consecuencia de su elevada resistencia a la
meteorización.
MINERALES SECUNDARIOS DE LOS SUELOS
A diferencia de los minerales primarios, los minerales secundarios son aquellos que se forman en el
ambiente superficial (ambiente de formación del suelo), a bajas presiones y temperaturas y en medio
acuoso (Ford, 1984). Los minerales secundarios de los suelos son principalmente las arcillas silicatadas
(filosilicatos secundarios), los óxidos metálicos libres, y diversas sales solubles o medianamente
solubles.
Los minerales arcillosos aparecen en el suelo porque fueron heredados directamente como tales del
material parental o por mecanismos de alteración física, química y estructural, vinculados a los procesos
de meteorización de las rocas y minerales, sobre lo que se volverá más adelante.
Composición mineralógica de las fracciones granulométricas de los suelos
Desde el punto de vista mineralógico, existen ciertas relaciones generales entre las fracciones
granulométricas del suelo y los minerales que las componen (Fassbender, 1975) tal como puede
observarse en la Figura 10. En general, se cumple que en las fracciones de menor tamaño del suelo
(tamaño menor a 0.002 mm) dominan los minerales secundarios mientras que en las fracciones de
mayor tamaño dominan los minerales primarios. Sin embargo, esto no implica que no existan
excepciones; así, es común encontrar algunos minerales primarios en las fracciones más finas, tal es el
caso de la presencia de cristales de cuarzo de muy pequeño tamaño en la fracción arcilla de numerosos
suelos.
En la figura 10 también puede observarse la mayor proporción de silicatos tanto primarios como
secundarios sobre otros minerales constituyentes del suelo.

Figura 10. Composición mineralógica de las fracciones granulométricas del suelo.
CLASIFICACION DE LOS MINERALES SECUNDARIOS DE LOS SUELOS
Los minerales secundarios de los suelos, de acuerdo con su composición química y con su estructura se
clasifican en tres grupos principales:
• Minerales arcillosos
• Óxidos de hierro, aluminio y manganeso
• Carbonatos, sulfatos y otras sales solubles
Los minerales arcillosos son los minerales secundarios más abundantes en los suelos de las regiones de
clima templado y por eso se enfatizará su estudio.
Los óxidos, si bien se encuentran presentes en casi todos los suelos, solamente son abundantes en
aquellos formados en climas tropicales (lateritas y similares).
Los carbonatos son frecuentes en muchos suelos de zonas secas y subhúmedas, a veces en todo el
perfil, pero sobre todo en horizontes profundos (C). Lo mismo ocurre en algunos suelos de climas más
húmedos, como en Uruguay, desarrollados sobre sedimentos calcáreos o algunos otros materiales que
liberan CaCO3 durante la meteorización.
Diferencias entre los términos arcilla y mineral arcilloso
La palabra arcilla se deriva del griego "argilos" cuyo significado es blanco, y hace referencia al color de
los materiales usados en la elaboración de la cerámica. Es así, que se utiliza esta palabra con carácter
genérico para hacer referencia a cualquier material de consistencia terrosa, que al mezclarse con agua
adquiera cierta plasticidad.
En Edafología el término arcilla hace referencia a un tamaño de partículas, comprendiendo a aquellas de
menos de 2 µm (0.002 mm) de diámetro. En los climas templados, esta fracción se encuentra formada
mayoritariamente por minerales arcillosos en sentido estricto, aunque también es posible encontrar
algunos minerales primarios, otros minerales secundarios (óxidos, carbonatos) y materiales sin
estructura cristalina como ya ha sido mencionado.
Importancia del estudio de los minerales arcillosos en la ciencia del suelo
Los minerales arcillosos son constituyentes esenciales en los suelos de las regiones templadas e
influyen en la mayoría de sus propiedades, por lo cual poseen un enorme significado en la vida vegetal.
Algunas propiedades del suelo directamente vinculadas a los minerales arcillosos son:
Propiedades físicas:
• Granulometría

• Retención de agua.
• Conductividad hidráulica (permeabilidad).
• Infiltración.
• Consistencia.
Propiedades químicas:
• Capacidad de intercambio de iones.
• Acidez del suelo.
• Poder buffer o tampón de los suelos.
• Fijación y disponibilidad de nutrientes para las plantas.
Propiedades biológicas:
• Formación de complejos órgano - minerales.
• Regulación del hábitat de los microorganismos.
Los minerales arcillosos también actúan en el desarrollo del perfil, a través de los movimientos de
eluviación e iluviación y su estudio proporciona importante información edafogenética de valiosa utilidad
en la clasificación de suelos (Brady, 1984).
DEFINICION DE LOS MINERALES ARCILLOSOS
Desde el punto de vista químico, los minerales arcillosos se clasifican como silicatos secundarios, es
decir que son sales con estructura cristalina que surgen de la combinación del ácido silícico (H4SiO4) con
diferentes cationes alcalinos, alcalino térreos y demás cationes metálicos. Los principales cationes que
los componen además del Si4+
son: Al3+
, Fe3+
, Mg2+
, K+
, Na+
y Ca2+
.
En la clasificación estructural de los silicatos, los minerales arcillosos se ubican dentro de los filosilicatos
por la disposición laminar o en hojas de los cationes y aniones que los componen y son muy semejantes
a las micas o filosilicatos primarios estudiados en el capítulo anterior.
Otra característica de los minerales arcillosos es su baja cristalinidad la cual se manifiesta en
imperfecciones de la red cristalina. Además, sus cristales en general no crecen más allá de unos pocos
micrómetros siendo sólo visibles con microscopio electrónico, por lo que su tamaño de partícula así
como sus propiedades los ubican dentro del rango de los coloides.
No obstante ello, algunas especies de minerales arcillosos se presentan en tamaños de partícula visibles
al ojo desnudo, como ocurre con la vermiculita trioctaédrica derivada de la biotita (Bossi et al., 1987).
Por su estructura laminar y por el pequeño tamaño de partícula, los minerales arcillosos presentan una
gran superficie por unidad de peso expuesta al contacto con el medio (superficie específica), siendo ésta
una de las principales características que les confiere un destacado papel en la naturaleza.
ESTRUCTURA
Como ya ha sido mencionado, los minerales arcillosos pertenecen al grupo de los filosilicatos o silicatos
laminares, es decir, que las unidades que forman la estructura de estos minerales son láminas u hojas
formadas por cationes y aniones de diferente naturaleza.
En la estructura cristalina de estos minerales se distinguen dos unidades fundamentales que ya fueron
descritas al considerar la estructura de los filosilicatos primarios. y se presentan en las figuras 11 a y b.
Los tetraedros formados por cuatro oxígenos con el catión Si4+
en el centro.Los octaedros de oxígeno y
oxidrilos, al centro de los cuales se pueden encontrar cationes diversos, principalmente Al3+
, Mg2+
, Fe2+
,
Fe3+
, etc.

Figura 11a.
Figura 11b.
Estas unidades se disponen formando dos tipos de laminas básicas o elementales, que en las distintas
especies mineralógicas pueden variar su composición química y su disposición. Son las láminas
tetraédrica y octaédrica ya mencionadas.
En la lamina tetraédrica de sílice (SiO4), tres de los cuatro oxígenos de cada tetraedro se comparten con
tres tetraedros vecinos para compensar sus cargas, de modo que constituyen una hoja. Cada oxígeno
unido a dos iones silicio, recibe una valencia de cada uno y satisface así su carga. Este tipo de unión
permite la extensión de la estructura, en forma análoga a lo que ocurre con los compuestos del carbono
en la química orgánica, por lo que a veces se lo describe con el nombre de polimerización.
La hoja tetraédrica tiene simetría hexagonal, observándose los anillos de seis oxígenos y todos los
oxígenos apicales no compartidos (con una valencia libre), se encuentran en un mismo plano orientados
en la misma dirección.
El Si4+
del centro de los tetraedros, puede ser reemplazado - al menos en parte - isomórficamente por
Al3+
ya que presentan parecido radio iónico y la estructura no se altera en forma significativa. Cuando
ocurre este tipo de sustitución (sustitución isomórfica), la lámina tetraédrica se descompensa

eléctricamente pues existen cargas negativas de los oxígenos que quedan sin compensar o dicho de otra
manera, existe déficit de cargas positivas.
En la lamina de alúmina, Al(OH)6,constituida por octaedros que incluyen un catión (Al3+
, Mg2+
, Fe2+
, Fe3+
)
situado en el centro de seis oxidrilos, los octaedros se unen entre sí compartiendo aristas, es decir,
compartiendo oxidrilos con octaedros vecinos, tal como se vio en la figura 7. Cuando el catión central de
los octaedros es trivalente (Al3+
) sólo se necesita que dos tercios de los huecos centrales octaédricos
estén ocupados para balancear la capa eléctricamente figura 11a). En cambio, cuando el catión central
es bivalente (Mg2+
, Fe2+
) se necesita que todos los huecos centrales estén ocupados (figura11b).
Esto sirve de base para la división de los minerales arcillosos según la composición química de la lámina
octaédrica: se dice que son di octaédricos cuando el catión central es trivalente; se dice que son
trioctaédricos cuando el catión central es bivalente.
Figura 12. Componentes elementales de las capas de los minerales arcillosos: (a) lámina dioctaédrica; (b)
lámina trioctaédrica.
Al igual que ocurre en la lámina tetraédrica, los cationes centrales, pueden ser sustituidos por cationes
de menor carga pero parecido radio iónico de forma tal que la estructura no se altere (ej. Al3+
por Mg2+
).
Esto origina un desbalance eléctrico en la estructura, pues "faltan cargas positivas" o lo que es lo mismo,
existe un exceso de cargas negativas no compensadas. Estas cargas son compensadas a través de
diferentes mecanismos, ya considerados parcialmente al tratar los filosilicatos primarios.
Si la electronegatividad es elevada, como ocurre en las micas verdaderas, la neutralidad se alcanza por
la ocurrencia de los iones K+ ubicados en la intercapa, que neutralizan completamente las cargas
negativas. No habiendo remanentes de tales cargas, estos filosilicatos no desarrollan una capacidad de
intercambio catiónico (ya definida).
A su vez, las cargas negativas originadas por sustituciones isomórficas – tanto en los tetraedros como en
los octaedros – se denominan estructurales, porque se generan dentro de las unidades estructurales
básicas del mineral y son de carácter permanente, no influidas por el medio externo (solución acuosa del
suelo).
Aparte de estas cargas permanentes, los minerales arcillosos presentan una carga llamada variable o
dependiente del pH ya que varía según la acidez del medio. Esta carga se origina por la disociación de
iones H+ de los grupos SiOH y AlOH expuestos en los bordes de ruptura de las capas de las arcillas.
Las posiciones de intercambio generadas por este mecanismo son dependientes del pH porque se
originan por la disociación de iones H+
que ocurre cuando se incrementa el pH del suelo. Dicha
disociación es responsable del poder buffer o poder amortiguador del suelo porque la liberación de H+
es
un mecanismo natural del suelo para amortiguar el ascenso del pH. Si la tendencia en la solución del
suelo es hacia la disminución del pH, las reacciones de la figura se desplazan hacia la izquierda, con un
efecto amortiguador similar pero en sentido contrario.

Las cargas negativas permanentes o estructurales y las variables o dependientes del pH coexisten en
casi todos los minerales arcillosos, aunque la proporción de unas y otras varían significativamente entre
las diferentes arcillas, siendo ello un rasgo distintivo de cada una de ellas.
Unión de las láminas tetraédricas y octaédricas para formar los cristales de los minerales
Los cristales de los minerales arcillosos se forman por la unión de las laminas elementales tetraédricas y
octaédricas, desarrollando lo que se denominan capas, y el apilamiento de estas capas en dirección
vertical.
La unión se realiza a través de compartir los oxígenos apicales con una valencia libre de la lámina
tetraédrica. Estos oxígenos actúan como puentes de unión entre tetraedros y octaedros, permitiendo una
verdadera fusión entre ellos. Cada uno de estos oxígenos, resulta ser común a un tetraedro de la lámina
tetraédrica y a dos octaedros (si el catión central es Al3+
, lámina dioctaédrica) o tres octaedros (si el
catión central octaédrico es Mg2
o Fe2+
, lámina trioctaédrica).
CLASIFICACION DE LOS MINERALES ARCILLOSOS
Las capas que por apilamiento vertical forman la estructura de los minerales arcillosos, pueden
clasificarse según el número de hojas elementales que las compongan en: CAPA TIPO 1:1, CAPA TIPO
2:1 Y CAPA TIPO 2:1:1 dando origen de esta forma a los distintos tipos estructurales de minerales
arcillosos, según se observa en la figura 13.
Figura 13. Diferentes arreglos de las láminas tetraédricas y octaédricas y tipos estructurales de minerales
arcillosos.
Dentro de cada tipo estructural, aparecen diferencias entre los minerales en cuanto a:
o Tipo de catión en tetraedros y octaedros
o Proporción de sustituciones isomórficas y lugar en que ocurren
o Espaciados entre capas y espaciado basal

o Expansibilidad
o Capacidad de intercambio catiónico
o Presencia o ausencia de cationes fijados en la intercapa
o Forma y tamaño de las partículas
o Superficie específica (superficie por unidad de volumen)
Estas diferencias permiten distinguir distintas especies mineralógicas dentro de cada grupo estructural,
tal como se observa en el cuadro 12.
Cuadro 12. Esquema de clasificación de los filosilicatos de la AIPEA, luego de las conferencias de Madrid
(1972) y México (1976), simplificado.
En los suelos, y particularmente en los suelos del Uruguay, no se han encontrado todas las especies
minerales citadas en el cuadro 12, sino que sólo algunas de ellas son de real importancia como
constituyentes de la fracción arcilla.
MINERALES ARCILLOSOS DE TIPO ESTRUCTURAL 1:1
Se reconoce un único grupo de minerales conocido como grupo de las kanditas, el cual consta de
especies trioctaédricas y dioctaédricas. La especie de mayor importancia como componente de suelos
es la caolinita, la cual aparece casi como único mineral arcilloso en muchos suelos de regiones tropicales
y subtropicales. Es común encontrarla asimismo en algunos suelos del Uruguay, a veces como
dominante pero más frecuentemente como accesoria.
CAOLINITA
Es el mineral arcilloso de estructura y composición química más simple. Su fórmula química es:
Al2Si2O5(OH).

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