El agua como factor principal de la historia geológica

El registro geológico nos presenta una información fragmentaria de la historia del planeta. 

Las dimensiones y forma de los océanos cambiaron. Hubo épocas en que parte del agua permaneció congelada en las zonas más frías (épocas glaciares) descendiendo el nivel y extensión de los océanos, y otras en que todo el hielo se fundió subiendo el mar a sus niveles máximos. 

Las formas de los continentes, y por ende de las cubetas oceánicas también variaron. Algunos continentes se dividieron, los fragmentos, así formados, migraron lentamente y, en ciertos casos, se fusionaron con otros fragmentos dando lugar a nuevas masas continentales de contornos diferentes. Concomitantemente, cambiaron de forma los océanos. Algunas depresiones oceánicas, como el océano Atlántico, se establecieron en tiempos geológicos relativamente recientes (hace unos 100 millones de años). Otros son mucho más antiguos, como por ejemplo, el océano Pacífico, cuya génesis es incierta. 

Durante los miles de millones de años transcurridos, las aguas oceánicas recibieron enormes volúmenes de sales, hasta estabilizarse en forma relativa en la composición actual. Parte de estas sales fueron inmovilizadas y sepultadas en el fondo del mar por mucho tiempo. Algunas reaparecieron en las nuevas montañas formadas en las márgenes orogenéticas de los continentes. 

También desde el principio, las aguas subterráneas estuvieron expuestas a las fuentes de calor interiores del planeta. Estas últimas, de origen predominantemente radiactivo6, fueron un factor principal en la dinámica terrestre. Gran parte de los procesos geológicos de la corteza se dieron en presencia de agua. El agua líquida o gaseosa se introduce por las fisuras arrastrando solutos variados que finalmente van a cristalizar bajo la forma de minerales. Una gran parte de los minerales de las rocas se originan de esa forma (por ejemplo, los feldespatos y el cuarzo). Estos procesos de mineralización son llamados hidrotermales (cuando se dan en presencia de agua líquida) o neumatolíticos (cuando ocurren debido a la acción del vapor). Muchas rocas se originan en estos ambientes: la mayor parte de las rocas metamórficas, las migmatitas, casi todas las rocas filonianas y otras.  De igual modo, el registro mineralógico incluye numerosos minerales hidratados originados en ambientes acuosos subterráneos, como las micas, los anfíboles, las arcillas y los yesos. 

Los fenómenos volcánicos también se deben a la presencia de agua. Una de las principales causas de las erupciones es la vaporización del agua caliente al descender la presión que la mantenía en estado líquido. Las “burbujas” de vapor liberadas del agua en ebullición son el “pistón” que empuja las lavas y clastos volcánicos a lo largo de fracturas y chimeneas, y termina derramándolas en el exterior. A la vez, la mezcla de agua líquida y gaseosa, tiene un efecto lubricante que facilita el flujo de las lavas. De no ser así, éstas, cuya viscosidad es muy elevada, no podrían escurrirse por los estrechos conductos de efusión. Las grandes columnas de “humo” que salen de los cráteres volcánicos, están sobre todo formadas por vapor de agua emitido durante los procesos efusivos. Del mismo modo, los géyseres y fumarolas, tan frecuentes en las zonas volcánicas, incluyen principalmente eyecciones acuosas calientes. 

El agua es también el factor principal en la génesis de las rocas sedimentarias. Con muy pocas excepciones, los sedimentos se forman debido al arrastre de las partículas y materiales por las corrientes de agua líquida (ríos, corrientes marinas y lacustres, etc.) o sólida (glaciares). 

Cuando los sedimentos son sepultados, sufren procesos de compactación y deshidratación. Parte del agua, sometida a condiciones de elevadas presiones y temperaturas, migra fuera de los sedimentos, reduciendo el contenido hídrico de los mismos. 

A pesar de ello, el material sedimentario retiene un contenido importante de agua, parte del cual puede incorporarse a los nuevos minerales que se forman durante los procesos diagenéticos. 

Como se ve, el agua juega un rol fundamental en la dinámica de la corteza terrestre y en la formación de las rocas. No sólo es el agua el factor central en el ciclo hidrológico, sino también lo es en el ciclo petrogenético.

La formación de las arcillas y de las sales

La composición geoquímica de las aguas de la superficie de la tierra (tanto las llamadas “superficiales” como las subterráneas) se relaciona con los procesos de formación de suelos, que a su vez están estrechamente vinculados con la descomposición (generalmente biológica) de las rocas. Los fragmentos de éstas se desagregan en sus componentes minerales individuales (bajo la forma de agregados pequeños, invididuos cristalinos o vítreos o trozos de estos últimos). A medida que tiene lugar este proceso de desagregación, los minerales sufren procesos varios de modificación química, el más importante de los cuales es la hidratación. Los minerales aluminosos, como las micas blancas y los feldespatos, y los minerales ferromagnesianos, como los anfíboles, micas negras y piroxenos, se transforman en minerales hidratados de tipo arcilloso (filosilicatos) e hidróxidos de hierro y/o aluminio (Millot, 1979)8. 

En los climas tropicales húmedos, la “agresividad” bioquímica del ambiente da lugar a la meteorización intensa de los minerales del sustrato, que son rápidamente alterados en arcillas e hidróxidos, o fragmentados en arenas (generalmente cuarzosas). 

Los minerales originales ricos en sílice, y relativamente más pobres en aluminio, como el feldespato sódico (albita: Si3 Al Na O8) o potásico (ortosa: Si3Al K O8) pierden su sodio y su potasio (debido a la elevada solubilidad en el agua de estos cationes) que se incorporan a las aguas de escurrimiento o de infiltración. En condiciones de tropicalidad húmeda pierden además parte de su sílice. Los feldelspatos con proporciones equivalentes de Si y Al (anortita: Si2 Al2 Ca O8), ceden su calcio y, en climas tropicales húmedos, también parte de su Si. 

Los minerales arcillosos resultantes de la alteración química de los feldespatos, cuando hay déficit de sílice, son las caolinitas (arcillas con espaciado intercapa de 7 Å) y, cuando hay déficit de aluminio, las esmectitas (espaciado intercapa de 14 Å). 

La mica blanca (muscovita) se altera con dificultad y más bien sufre un proceso de desagregación en laminillas cada vez más finas. El resultado final de su argilización es un mineral arcilloso denominado illita (cuyo espaciado intercapa de 11 Å) (Ford, 1998). 

Los minerales ferromagnesianos de las familias de los anfíboles y piroxenos (inosilicatos), pierden su magnesio y parte de la sílice (en ambientes cálidos y húmedos), dando lugar a arcillas de tipo esmectítico o caolinítico (dependiendo de la abundancia de Si), liberando además hidróxidos de aluminio (gibbsita: Al (OH3)) y hierro (goethita: FeO.OH). 

El cuarzo (SiO2) es un mineral que se altera con dificultad, permaneciendo casi intacto. En algunos casos puede sufrir procesos de alteración a nivel de la superficie de los granos. En los suelos de meteorización profunda tiende a constituir la mayor parte de la fracción arena. 

Los suelos tropicales, ricos en caolinita, gibbsita y goethita, son denominados “ferralíticos” o “latosoles”. Las rocas originadas a partir de la oxidación y endurecimiento de estos suelos son las lateritas. Las formaciones lateríticas ricas en aluminio se denominan bauxitas9. 

Las aguas que escurren de los suelos tropicales transportan los principales cationes que han sido liberados por el proceso de meteorización. Ellos son el K, el Na, el Ca, el Mg, y en menor grado el Si. El aluminio y el hierro tienden a permanecer in situ o experimentan tan sólo migraciones locales. 

A medida que el agua se desplaza hacia zonas climáticas más áridas, los cationes disueltos tienden a ser incorporados en nuevos minerales secundarios formados al interior de los suelos y formaciones geológicas. 

En los climas subhúmedos y semiáridos, la mayor parte o todo el silicio disuelto se integra a las arcillas neoformadas. Éstas, son normalmente de tipo esmectítico (por ejemplo, montmorillonitas) constituidas por una estructura cristalina en donde las proporciones de aluminio y silicio son equivalentes. Las esmectitas de los suelos subhúmedos y semiáridos incorporan con frecuencia, además, el catión Ca. 

Cuando hay exceso de silicio, éste puede cristalizar en las formaciones en contacto con el agua, dando lugar a acumulaciones silíceas denominadas “silicificaciones”. Éstas están formadas por microcristales de cuarzo (calcedonia) o formas amorfas hidratadas de tipo opalino (Si2O). H2O. 

Cuando hay exceso de calcio, éste se integra a los minerales carbonatados (de tipo calcítico) que cristalizan en el interior o zona de oscilación de las napas dando lugar a concreciones y caliches. 

A medida que el agua se acerca a los ambientes más áridos, el calcio precipita en forma de sulfatos, dando lugar a acumulaciones de yeso (SO4 Ca.2H2O) y, en algunos casos, anhidritas (SO4Ca). 

 En los climas de aridez elevada, la precipitación de los cationes más móviles, como el Mg, el K y el Na se produce generalmente bajo la forma de cloruros. Los principales cloruros de este origen son el cloruro de sodio, ClNa (halita o sal común), el cloruro de potasio, ClK (silvita) y el cloruro de magnesio y potasio o carnalita. En algunos casos, esta precipitación se da bajo la forma de nitratos (por ejemplo nitratos de sodio) y en otras de carbonato, como es el caso de la sosa: CO3Na.10H2O.  
Del libro "Sequìa en un mundo de agua", D.Antón, Piriguazú Ediciones