4.11.2.2 Los Procesos

Los procesos químicos son fuertes en los trópicos, o por lo menos evidentes, pero los procesos mecánicos están presentes y son importantes. Los procesos mecánicos van de la mano con los químicos, es raro que uno no exista sin el otro, y más bien se refuerzan mutuamente. Los procesos serán revisados aquí uno por uno, aunque en realidad los procesos trabajan juntos de manera sinérgica (ver también el capítulo 4.2).

De los procesos mecánicos, es poco probable que el hielo sea un agente en los trópicos definidos clásicamente, así como el estrés por excursiones de temperatura bajo cero, aparte de los ciclos climáticos que podrían ser relevantes en elevaciones más altas o en latitudes más altas. Existe cierto debate sobre si el choque térmico a altas temperaturas es relevante (véase Bland y Rolls, 1998; Eppes et al., 2010). Aunque los trópicos no alcanzan las altas temperaturas del aire de los desiertos (aunque algunas pueden acercarse), las temperaturas de la superficie de las rocas pueden superar los 70 °C, especialmente en las rocas de color oscuro (Thomas, 1994). La alta temperatura en sí misma puede no ser suficiente para crear una fractura frágil sin grandes temperaturas extremas, pero el tema no ha sido bien investigado en los trópicos. Se sabe que los incendios, fuera de la selva durante las estaciones secas y en las sequías, ejercen temperaturas extremas capaces de fracturar las rocas frágiles (Goudie et al., 1992; Dorn, 2003). El crecimiento de los cristales dentro de los poros confinados o de las fracturas puede ser la causa de la meteorización mecánica en los trópicos. Normalmente, los minerales de crecimiento rápido, como las sales, la calcita y el yeso, se disuelven fácilmente y son arrastrados por la lluvia. Sin embargo, en un entorno químico agresivo, la rápida liberación de elementos como el sodio, el calcio y el potasio de los minerales que forman las rocas asegura un suministro para el crecimiento de nuevos minerales, si se da una oportunidad. Esa oportunidad puede tener lugar durante las temporadas de sequía -que pueden suponer de forma repentina- y las sales tienen la oportunidad de acumularse dentro de los huecos, las fracturas y los límites de los granos. La meteorización salina desempeña un papel en la desintegración granular y la meteorización cavernosa de las rocas cristalinas gruesas observadas en los trópicos húmedos-secos, así como en las regiones áridas (Young, 1987; Turkington y Paradise, 2005). Los trópicos húmedos-secos estacionales son capaces de mantener yeso pedogénico en los suelos sobre rocas carbonatadas (Luzzadder-Beach y Beach, 2008), otra posible fuente de expansión de los cristales mediante la hidratación de la calcita. Las arcillas expansivas y los óxidos de hierro neoformados también pueden ejercer presión (Nahon y Merino, 1997). La reprecipitación de sílice después de la disolución puede ser responsable de abrir aún más los límites de los granos y las fracturas a escala micrométrica y las retículas y fallas cristalinas a escala nanométrica (capítulo 4.4).

La «descarga de presión», a veces conocida como dilatación o laminación, es el alivio de la tensión de sobrecarga que provoca la expansión y luego la fractura frágil de rocas anteriormente enterradas. Los cuerpos rocosos resistentes, por su diferente petrología o estructura, sobreviven a la meteorización y a la erosión para quedar expuestos como restos en forma de cúpula (bornhardts, inselbergs, tors, u otros términos relacionados). Las superficies exteriores expuestas son, por tanto, vulnerables a la liberación de presión, fracturándose de forma paralela a la superficie de la roca y normal a la superficie para liberar losas. Twidale (1973) ofreció una opinión contraria, según la cual la unión en forma de cúpula preexiste a la exposición por medio de la compresión (no de la extensión), de manera que los inselbergs abovedados lo son por sus fracturas, no que las fracturas lo sean porque la roca esté abovedada. En cualquier caso, aunque el fenómeno se observa comúnmente en rocas abovedadas de diversa litología en los trópicos (Figura 2, ver también Shroder, 1973), el proceso no se limita a los trópicos.

Es importante señalar que los procesos de meteorización mecánica, excepto el crecimiento de cristales de minerales neoformados, están restringidos y determinados por las condiciones de la superficie. Debido a que los perfiles de meteorización pueden tener muchos metros de espesor, estas condiciones y procesos superficiales no son más que una fracción del sistema de meteorización total (Ahnert, 1976).

La combinación de abundantes agentes de meteorización y temperaturas más altas asegura el potencial de un ambiente de meteorización química activa en los trópicos. Dicho esto, los productos finales de la meteorización -la caolinita, la gibbsita y los óxidos de hierro comunes en los suelos y el regolito tropicales- también indican una eventual estabilidad química, lo que explica la escasez de nutrientes disponibles en algunos suelos tropicales. Los detalles de la meteorización química se explican mejor en Yatsu (1988), Nahon (1991), y Taylor y Eggleton (2001), pero se resumen aquí con énfasis en la relevancia tropical.

El ácido silícico resultante, H4SiO4, puede ser transportado en aguas superficiales o subterráneas, pero también tiene la capacidad de disociar y reprecipitar la sílice como cuarzo neoformado o sílice amorfa, relevante en el proceso de cementación de sedimentos, creando duricruscos en el regolito, o en caso de endurecimiento de cantos rodados (Conca y Rossman, 1982). La disolución de sílice se considera generalmente un proceso menor comparado con la meteorización por disolución de otros minerales de silicato, y lento. Sin embargo, los estudios de Schulz y White (1998) y Murphy et al. (1998) muestran que la meteorización química del cuarzo en un entorno tropical genera entre el 25 y el 75% de la sílice disuelta en el agua de los poros del regolito (sobre todos los demás minerales de silicato). La solución también genera partículas más pequeñas (véase el capítulo 4.17; Pye (1983)) atribuyó la meteorización húmeda tropical de las dunas de arena del Pleistoceno a la formación de cuarzo del tamaño de un limo, que se acumuló hasta el 10% del sedimento grueso en los horizontes B y C del suelo. La disolución del cuarzo es también el proceso responsable de la generación del karst de sílice (véase la sección 4.11.3.1).

La mayoría de los minerales de aluminosilicato sufren «disolución», también conocida como solución incongruente o hidrólisis, un proceso paralelo y de varios pasos en el que intervienen ácidos. El proceso generalizado implica el ataque del agua y el ácido para producir una arcilla, otros posibles minerales neoformados, cationes en solución y ácido silícico. El agua en sí misma es un débil donante de protones H+, pero los ácidos son mucho más eficientes. El ácido carbónico es el agente meteorológico ácido por defecto y omnipresente, a través del agua de lluvia cargada de CO2 atmosférico, o del agua del suelo cargada de CO2 del aire del suelo (con una concentración más de dos órdenes de magnitud superior, en comparación con la atmósfera, Ugolini y Sletten, 1991). Los ácidos orgánicos, derivados de la descomposición orgánica así como de las funciones bióticas (como las raíces de las plantas), también son importantes (Ugolini y Sletten, 1991), y posiblemente incluso dominantes en algunos casos (Wasklewicz, 1994).

Lo que distingue a la solución de la disolución depende del material parental (mineral), pero también del suministro de agua como agente de meteorización o medio de meteorización, por lo que responde a diferentes variaciones de humedad tropical. Taylor y Eggleton (2001) explican que durante la disolución incongruente existen etapas intermedias de equilibrio dinámico. La saturación y la neoformación mineral tendrían lugar durante los períodos de limitación de agua, un equilibrio químico temporal. La adición de nueva agua rejuvenece el sistema, establece un desequilibrio químico, y los minerales primarios restantes junto con los minerales neoformados son objeto de ataque.

Además, la goethita se deshidrata para formar hematita. Los óxidos de hierro como la goethita y la hematita son estables y residuales en el suelo y en el perfil de meteorización. Estos minerales oxidados imparten los colores amarillo vivo (goethita), naranja y rojo (hematita) a los suelos tropicales.

La deshidratación es un proceso similar a la oxidación, en el que los iones de hidróxido (OH), en lugar de oxígeno, se incorporan a la matriz mineral. Los filosilicatos, incluyendo las arcillas, son más notables en cuanto a la hidratación, donde los iones de hidróxido se incorporan entre las capas de silicato. Yatsu (1988) consideró que la hidratación era un proceso mecánico más que químico, un argumento paralelo al presentado en el capítulo 4.4.

Los procesos bioquímicos se reconocen ahora como importantes para la meteorización (Krumbein y Dyer, 1985; Reith et al., 2008), e implican un conjunto de reacciones que incluyen las mencionadas anteriormente, así como la quelación, un proceso exclusivamente bioquímico. Ollier y Pain (1996) explicaron que la oxidación está implicada en la captación de hierro y otros nutrientes por parte de la planta a través de las raíces. Se dice que el agotamiento del sílice se ve potenciado por la acción bacteriana (Ollier y Pain, 1996). McFarlane (1987) demostró la importancia de los microorganismos en la evolución de la bauxita.

La quelación es el proceso por el cual los metales son extraídos preferentemente por moléculas orgánicas, derivadas de la vegetación en descomposición. Se presume, pero no se ha investigado bien, que la rápida descomposición orgánica en los suelos de la selva tropical podría producir una abundancia de agentes meteorológicos quelantes. Los suelos tropicales albergan una inmensa diversidad de microbios, que coincide con la biodiversidad de la superficie (Borneman y Triplett, 1997).