1. INTRODUCCIÓN.
El Planeta Tierra pertenece a la categoría de los pequeños, siendo a su vez el mayor de ellos; también pertenece al grupo de los planetas interiores junto a Venus, Marte y Mercurio.
Desde 1961, el sistema Geodésico Mundial ha definido las dimensiones de la Tierra: radio ecuatorial, polar, achatamiento de los polos, superficie etc…
El Planeta Tierra nació, junto con el resto del Sistema Solar, hace unos 4.500 millones de años. La vida apareció en él, de forma rudimentaria, unos 1.000 millones de años después, primero en los mares, gracias al hecho de que el agua puede coexistir en las tres fases líquida, sólida y gaseosa, y posteriormente en las tierras emergidas.
Por el momento se ignora cómo es realmente el interior de nuestro Planeta y cuáles son sus complejísimos movimientos de masas semifluidas que allí se encuentran. Todavía quedan extensas regiones de la superficie sin explorar al igual que del fondo de los mares.
Desde la superficie terrestre se pueden advertir y examinar los procesos y resultados de la acción geológica en el exterior, pero no se está bien situado para investigar la composición y estructura del interior del planeta, razón por la cual el conocimiento que de ella se tenía hasta época reciente carecía de rigor científico, puesto que se basaba más en especulaciones que en datos objetivos. En la actualidad, con las modernas tecnologías, especialmente con las de carácter sísmico y los satélites, se ha llegado a un conocimiento más detallado y fiable.
2. CARACTERÍSTICAS FÍSICAS DE LA TIERRA.
La forma de la tierra se denomina geoide, ligeramente achatado por los polos.
El cálculo de la masa de la Tierra se realiza aplicando la ley de Newton o ley de la gravitación universal: F= M.m/r2
Según estos cálculos la masa de la Tierra es de 5,98×1024 Kg, encontrándose repartida de la siguiente forma: el 1 % de la masa total corresponde a la Corteza, el 68% al manto, y el 31% al núcleo.
El volumen terrestre es de 1,080. 1012 Km3.
Para calcular la densidad de la Tierra se considera que ésta es esférica, y aplicando la fórmula:
d=M/V se obtiene como resultado 5,517 gr/cm3.
En las representaciones de la profundidad frente a la densidad por el estudio de las ondas sísmicas, se observa un ascenso hacia el interior, va aumentando desde 2,7 gr/cm3, en la superficie, a valores comprendidos entre 13 y 14 gr/cm3 en el punto más interno del núcleo. Este incremento no es gradual, sino que se realiza de forma irregular, destacando el salto que se da en el paso del manto al núcleo, en el cual la densidad asciende de 5,6 gr/cm3, aproximadamente, a 9,4 gr/cm3. Con toda probabilidad, este brusco incremento es consecuencia de un cambio en el estado físico de los materiales y un cambio en la composición química.
El radio ecuatorial es de 6.378,163 Km y el radio polar de 6.356,700 Km, resultando así una diferencia aproximada de 21 Km. Si se supone que la Tierra es perfectamente esférica, el radio se podría calcular por la siguiente fórmula: v=4/3 π R3
Los modelos de temperatura han sufrido sucesivas modificaciones en los últimos años. Se postula que el incremento de tª es de 30ºC cada Km, esto ocurre en los primeros Km disminuyendo a mediad que nos adentramos, el valor no ha de ser superior a 3.600 ó 3.9000 C.
La presión sin embargo asciende constantemente hasta la discontinuidad de Gutenberg, en el que se alcanzan valores superiores al millón de atmósferas (más de 1.000 Kbar); a partir de esa profundidad aumenta más rápidamente para decaer ese gradiente en las zonas más internas, donde la presión pudiera ser del orden de los 3.500 Kbar.
El campo gravitatorio terrestre se expresa por una fuerza que produce en la superficie una aceleración media de 9,78 mlseg2. Este valor experimenta importantes variaciones locales, debidas fundamentalmente a diferencias en la distancia al centro de la Tierra o en la cantidad de masa y densidad hasta dicho centro.
La Tierra posee un campo magnético bipolar. Los polos magnéticos se encuentran situados a unos 11,5° con respecto de los polos geográficos, y en ellos las agujas magnéticas permanecen verticales. El campo magnético de la Tierra no sólo varía con la situación, sino también con el tiempo. El magnetismo se origina en el núcleo, como resultado de corrientes eléctricas que actúan sobre un buen conductor como es el hierro líquido.
La imantación permanente de las rocas coincide con la dirección del campo magnético terrestre en el lugar y en el momento de formación de la roca, cuando ésta contiene minerales ferromagnesianos, imantación propia, o paleomagnética. En las rocas sedimentarias el fenómeno es más débil y se debe a la presencia de partículas imantadas que al depositarse se orientan de acuerdo con el campo magnético terrestre.
La magnetización original puede alterarse por fenómenos de tª…pero generalmente es estable, de ahí que podamos estudiar la imantación de una roca aislándola del campo magnético terrestre y saber cómo estaban en esa época los polos magnéticos orientados.
3. MÉTODOS DE ESTUDIO DEL INTERIOR DE LA TIERRA
Se presentan dificultades a la hora de su estudio por las enormes temperaturas del interior de nuestro planeta así como de los aumentos de presión. Para conocer el interior de la tierra se llevan a cabo una serie de métodos.
3.1. métodos directos
Entendemos por métodos directos aquellos que se basan en la observación directa de los materiales que conforman nuestro planeta. Los más usados son:
– pozos y sondeos: realización de pozos en zonas concretas que nos permiten acceder a la composición del planeta. Las zonas se eligen según lo que se desea estudiar. La máxima profundidad alcanzada corresponde al pozo de la península de Kola de unos 12 km de profundidad
– minas: acceso directo al conocimiento de las capas superficiales del planeta
– estudio de asteroides y meteoritos: cuerpos celestes que llegan a nuestro planeta, basándonos en el conocimiento que tenemos del universo sabemos que su composición debe corresponder a la del interior de nuestro planeta. Así, de su estudio se ha deducido la posible composición del núcleo de nuestro planeta.
– Estudio de las coladas magmáticas: las erupciones volcánicas sacan hacia la superficie del planeta materiales cuyo origen son las capas profundas de nuestro planeta.
3.2. Métodos indirectos
Estudio de fenómenos geológicos y que por el hecho de atravesar el interior nos permiten conocer por deducción la composición y estado físico del interior de la tierra. El principal de los métodos es el estudio de los terremotos y las ondas sísmicas y su comportamiento al atravesar los distintos materiales que forman nuestro planeta.
– Sismología: Como ya es sabido, un terremoto se produce cuando la energía interna que se ha ido acumulando a lo largo del tiempo en forma de esfuerzos tectónicos en una zona restringida del subsuelo, se convierte en energía oscilatoria que se transmite a las partículas rocosas por medio de vibraciones causadas por el paso de las ondas sísmicas. Hay dos tipos de ondas,
o las primarias u ondas P: las primeras en producirse, longitudinales, vibraciones en dirección de propagación de las ondas. Cambios en volumen de materiales, mayor velocidad y se propagan por todos los medios
o las secundarias u ondas S. las segundas en llegar, producen una vibración de las partículas en dirección perpendicular a la propagación del movimiento. Pueden vibrar en un plano horizontal o vertical, no alteran el volumen, son más lentas que las ondas p y no se propagan a través de los fluidos. Se conocen con el nombre de ondas de cizalla o distorsión. La interferencia de estos dos frentes de ondas con la superficie terrestre origina un tercer tipo de ondas, denominadas ondas L. son más lentas y al viajar por la periferia de la corteza tienen una gran amplitud, siendo las causantes de los mayores desastres. Se distinguen dos tipos:
§ Ondas Love: con movimiento perpendicular a la dirección de propagación, llamadas también de torsión
§ Ondas Rayleight: cuyo movimiento es elíptico con respecto a la dirección de las ondas.
La velocidad y dirección varían de las propiedades de los elementos que atraviesan, así podemos mediante su estudio saber algo más del interior de la tierra. En este estudio se observan ciertas zonas donde las ondas s casi desaparecen o desaparecen totalmente deduciendo que debe existir al menos una zona donde la rigidez es nula:
– Discontinuidades sísmicas: las ondas delatan heterogeneidades en el interior terrestre estudiadas por Gutenberg, deduciendo así la presencia de varias discontinuidades.
o Mohorovicic o simplemente Moho, separa la corteza del manto, y su profundidad 5 y 60 Km. En la base de la corteza, la velocidad media de propagación de las ondas “P” tanto como la de las S es cercana a 7 Km/sg, saltando a los 8,1 Km/sg. al pasar al manto. La variación de propagación de las ondas dentro del manto no es función regular de la profundidad. Se produce en una serie de etapas, lo que indica que el manto superior es estratificado
o la que delimita la base del manto y el techo del núcleo, a 2.900 Km. Recibe el nombre de discontinuidad de Gutenberg. Se caracteriza por el brusco descenso en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas “P”, que pasan de cerca de 14 Km/sg, a unos 8 Km/sg, y por la no propagación de las ondas “S”, que se detienen ante esa barrera
o uan tercera es a los 5000, no aceptada por muchos autores. Es la discontinuidad de Lehman, también denominada de Wiechert, que separa dos regiones en el núcleo. Un núcleo externo, fluido, que no permite el paso de las ondas transversales, y un núcleo interno, más rígido, en el que aumenta de nuevo la velocidad de las ondas longitudinales hasta valores superiores a 11 Km/sg
– Estructura zonal del interior: Bullen a partir de las conclusiones de Gutenberg señaló la existencia de siete zonas o regiones concéntricas desde la superficie al centro de la Tierra. La corteza zona más superficial, extendiéndose hasta 35 Km de profundidad, por término medio, en la que se encuentra la discontinuidad de Mohorovicic. Por debajo se localiza el manto superior, hasta los 400 Km, profundidad a la cual aparece una zona de transición hasta los 1.000 Km aproximadamente. Entre los 1.000 y 2.900 Km se encuentra el manto inferior, limitado por la discontinuidad de Gutenberg. Por debajo del manto inferior se extiende el núcleo externo, que se separa del núcleo interno a través de una zona de transición, comprendida entre 4.980 y 5.120 Km. El núcleo interno es ya la región más profunda del globo, alcanzando desde los 5.120 Km a los 6.371 Km, valor medio éste último del radio terrestre. Se establece una “estructura concéntrica” para su interior, que estaría de acuerdo con la zonación externa del globo, en atmósfera, hidrosfera y litosfera, constituidas por materia de densidad creciente en ese orden.
4. MODELOS DE ESTRUCTURA DE LA TIERRA.
4.1. Estructura del núcleo
La geoterma está por debajo del punto de fusión en el manto inferior y en el núcleo interno puesto que son sólidos, no ocurre así en el núcleo externo que está por encima del punto de fusión.
Suele tomarse este argumento en favor de la hipótesis según la cual el núcleo interno es material solidificado del núcleo externo, pero la composición del núcleo interno quizá no guarda ninguna relación con la composición del núcleo externo, con lo cual no podemos deducir que estén en equilibrio químico.
Se supone, pues, que el núcleo constituye una aleación compleja que funde a varias temperaturas. Se han obtenido pruebas recientes de la existencia de una zona “blanda” de velocidad reducida y notable atenuación de las ondas sísmicas en algunos centenares de metros de la parte superior del núcleo interno. Puede tratarse de una zona anómala consistente en una mezcla de líquidos y cristales lo que indicaría que se está en el punto de fusión.
Puede admitirse también que la temperatura no ha variado lo suficiente para fundir o solidificar enteramente el núcleo desde hace 2.500 ó 3.500 m.a. La deducción se basa en que el registro del campo magnético terrestre indica que el núcleo interno y el externo existían ya por lo menos entonces.
Suele considerarse que el núcleo está formado esencialmente de hierro, interpretación acorde con los datos sismológicos, pero pueden evocarse otras dos series de pruebas para reforzar tal conclusión. La primera es que, para que la geodinamo funcione y genere el campo magnético, el núcleo ha de ser metálico. La segunda, que ningún otro elemento que presente las propiedades observadas en el núcleo abunda, en el cosmos, en cantidad suficiente para erigirlo en candidato alternativo.
De la comparación entre la densidad de las aleaciones de hierro a alta presión y la densidad del núcleo se deduce la presencia de una pequeña proporción de componentes menos densos que el hierro: Azufre, oxígeno o silicio. Resumiendo se acepta que el núcleo tiene hierro o níquel y hierro pero que un 8% está formado por componentes ligeros, que pueden ser sulfuros, óxidos o los dos. Por el contrario del S es que es volátil, a favor que son buenos conductores. A este respecto es significativo que se encuentren sulfuros en ciertos meteoritos. Una de las principales diferencias entre la hipótesis del oxido y la del sulfuro es que, según la hipótesis del óxido, el núcleo tiene que haber adquirido su actual composición a alta presión. Por debajo de la presión de metalización, el oxígeno no puede combinarse con el hierro en cantidades significativas a baja presión, pero sí lo hace el azufre. A bajas presiones el azufre influye más que el oxígeno en el punto de fusión del hierro, y se cree que esta diferencia puede persistir a alta presión. Por consiguiente, es más fácil que se genere el núcleo si es rico en azufre que si abunda en oxígeno.
4.2. Estructura del manto
Estructura del manto superior: en la actualidad en un laboratorio es imposible de recrear las condiciones de presión y tª que existen en el interior terrestre, y más aun cuanto más nos adentramos en el interior, por ello debemos de recurrir a cálculos complicadísimos para deducir todo.
– Manto externo: Tres son las rocas que tienen las propiedades que se vislumbran con los estudios sismológicos: Dunita, peridotita y eclogita. La peridotita roca ígnea ultrabásica constituida por olivino y piroxenos en menor cantidad. La dunita es una roca ígnea ultrabásica, constituida casi exclusivamente por olivino. Tanto la dunita como la peridotita tienen una composición bien distinta a la del basalto (corteza oceánica), luego la discontinuidad de Mohorovicic representaría un cambio químico de los materiales de la Tierra. En cuanto a la eclogita, es una roca con la misma composición química que el basalto, pero constituida por granates, piroxeno y cuarzo; si la roca del manto externo fuera la eclogita, la discontinuidad de Mohorovicic supone solamente un cambio mineralógico; el mismo material constituiría la corteza inferior y el manto externo, sólo que, merced a los cambios de presión y temperatura, sobre la discontinuidad de Mohorovicic formaría basalto y, bajo ella, eclogita
– Astenosfera: no separada, llega a los 300 Km de profundidad aproximadamente, por lo que se piensa que el cambio es gradual y que la composición no debe de ser distinta de la de las capas superiores. Sin embargo, a lo largo de esta capa las ondas sísmicas tienen un descenso brusco de velocidad que no se puede atribuir solamente a la elevación de densidad, sino a un estado de fundición semilíquido, por lo que se dice que la litosfera flota sobre la astenosfera.
– Zona de transición: 700 Km aproximadamente de profundidad de densidad de 4,3 frente al de 3,3 del manto externo y de 3 de la corteza oceánica. Sea una u otra la hipótesis válida de las dos que expondremos a continuación, referentes a la composición del manto inferior, es evidente que la zona de transición, como su nombre indica, representa un paso a “saltos” ya sea en cuanto a composición química, ya sea en cuanto a composición mineralógica, entre la astenosfera y manto inferior.
Estructura del manto inferior: Separado por la discontinuidad de Repetti, en donde las ondas sísmicas tienen una acusada caída de velocidad. Los minerales más frecuentes en las rocas ígneas que afloran en la superficie terrestre presentan densidades e incompresibilidad muy inferior a las que deben tener los componentes del manto inferior. Ahora bien, sabemos que mediante una presión grande, los átomos de un material pueden empaquetarse de manera distinta a la que presentan en condiciones normales, reduciéndose el volumen y, por consiguiente, aumentando la densidad e incompresibilidad. Así, por ejemplo, el Si presenta una coordinación de orden 4 en el cuarzo (Si02) y todos los silicatos. Pero si el cuarzo (d=2,6) se ve sometido a una presión equivalente a la que debe de reinar en la zona de transición, pasa a estisovita, con coordinación de orden 6 y densidad de 4,29 e incomprensibilidad suficientemente alta como para justificar la velocidad de las ondas sísmicas. Cabe, por tanto, la posibilidad de que el manto inferior esté constituido por silicatos semejantes, en cuanto a composición química, a los del manto superior, pero con un empaquetamiento distinto. Una segunda alternativa es la de que el manto inferior presenta un cambio más radical; los óxidos de diversos cationes (Fe, Mg, Al y Si) presentan densidades o incompresibilidades convenientes como para pensar en un manto inferior constituido fundamentalmente por óxidos. En resumen, en el manto, al aumentar la profundidad, se debe de pasar por una zona de silicatos a otra constituida sea por silicatos con un empaquetamiento distinto, sea por óxidos o por los dos a la vez. Sin embargo, las rocas que forman el manto deben de ser capaces de producir las mezclas fundidas que se derivan de él. El basalto que erupciona puede tener su origen en la fusión completa de la eclogita, pero en la primer mitad de la historia de la Tierra, erupcionaron mezclas fundidas mucho más ricas en magnesio, que al enfriarse formaron peridotita. Los cristales largos y delgados, tan frecuentes en las rocas volcánicas, son muestra de que provienen de una roca que en otro tiempo estuvo totalmente fundida y que podrían proceder de la peridotita y no de la eclogita. La composición de la peridotita se parece a la de las condritas carbonosas, meteoritos muy antiguos similares en composición al material que formó la Tierra. Otras evidencias que refuerzan la hipótesis de un manto peridotítico son:
– Nódulos ultramáficos extraídos en erupciones volcánicas profundas con 80% de olivino. Las inclusiones de peridotitas en kimberlitas.
– Peridotitas de tipo alpino.
Las relaciones isotópicas medidas, principalmente a partir del neodimio, confirman que el volumen del manto implicado en el proceso de formación de la corteza tuvo que ser bastante considerable, y que, además, en el nacimiento de la corteza terrestre intervino cerca de un tercio del material del manto, perfectamente mezclado, para originar la abundancia relativa de los elementos y sus isótopos en los continentes. Ahora bien, una tercera parte del manto está comprendida entre la base de la corteza y una profundidad de 700 Km; por lo tanto, la composición de la corteza y del manto está de acuerdo con la idea según la cual los procesos de convección de los 700 Km superiores del manto están físicamente separados de cualquier proceso de convección del manto inferior. Dado que la corteza continental en su mayor parte ha existido como mínimo a lo largo de 2.000 m.a., durante todo este tiempo sólo pudo realizarse un transporte limitado entre el manto superior e inferior. La discontinuidad de Gutenberg a los 2.800 Km de profundidad marca, con su enorme caída de velocidad y desaparición de las ondas “S”, la entrada en el núcleo externa, que en un principio será líquido.
4.3. Estructura de la corteza.
En líneas generales conviene saber que la corteza terrestre está dividida en dos capas, la corteza continental y la oceánica, que tienen una relación horizontal entre ellas muy significativa y que la relación entre estas capas solo existe en las confluencias de los fondos oceánicos con los continentes, están separadas por una discontinuidad muy pequeña pero apreciable por las ondas sísmicas: «discontinuidad de Conrad»
La corteza oceánica, por estar situado debajo de los océanos, o corteza basáltica por estar constituida principalmente por roca basáltica, tiene una densidad algo mayor que la corteza continental, llamado corteza continental o corteza granítica, por ocupar la parte continental y estar constituido fundamentalmente por roca granítica.
Corteza oceánica. Abarca las dos terceras partes de la superficie sólida de la Tierra, las antigüedades máximas rozan los 200 o 250 millones de años. En el océano la corteza alcanza unos 6 u 8 km de espesor, mientras que lejos de las dorsales, el conjunto de la litosfera puede alcanzar más de 100 km. Ya se ha dicho que la roca que la forma es el basalto que es la más abundante, pero, en principio, son las peridotitas de naturaleza plutónica, ascendentes en las dorsales las que sufren una diferenciación fraccionada en su enfriamiento; estas fracciones quedan sobre un sólido residual de composición igualmente peridotítica en el interior de la cámara. El enfriamiento lento y el fraccionamiento por cristalización dan lugar a la formación de gabro, cuyos minerales fundamentales, olivino y plagioclasa son, en definitiva, los que formarán la capa inferior de la corteza oceánica. En las capas superiores se sitúan los materiales recién enfriados y solidificados que adquieren unas estructuras y formas especiales, por lo que son denominadas «lavas almohadilladas» con productos de lixiviación y chimeneas con material metálico disuelto, son los, diques hidrotermales, todo ello cubierto por material sedimentario que a veces puede aparecer interestratificado con las mismas lavas. El contacto de material basáltico incandescente puede provocar en los sedimentos un metamorfismo de contacto, que produzca cambios a nivel composicional mineralógico. El espesor de la transición de la corteza oceánica al manto es de 3 a 4 km, y la profundidad alcanzada por la corteza cuando se enfría y, por tanto, se contrae y aumenta su densidad, es proporcional a la raíz cuadrada de su edad; así, una corteza de veinte millones de años queda a 4 km de profundidad, y una de cincuenta millones de años a 7 Km. El significado de la antigüedad de la corteza oceánica (200 m.a.) queda explicado por la teoría de la «Tectónica de placas». El fondo oceánico está en expansión (Caso del Atlántico) o bien en contracción juntos hace más o menos esos años y a partir de la aparición de una dorsal que los separó, los materiales que primero salieron se soldaron a los bordes continentales y mediante movimientos divergentes de placas fueron formando el océano actual, resultando que esa corteza oceánica, qué es el más próximo al continental es el de más antigüedad y por lo tanto corresponde a los 200 o 250 millones de años. En los otros bordes continentales se produce como ya sabemos por la teoría de la tectónica de placas la subducción, que son movimientos convergentes de placas, y por lo tanto los materiales basálticos que se succionan son los que aproximadamente hace 200 o 250 millones de años salieron de la dorsal y formaron la corteza basáltica que ahora se vuelve a reintegrar al manto después de transcurrido ese tiempo.
Corteza continental: La corteza continental o granítica se originó por fusión del manto superior, y este proceso concentró en los continentes una mayor cantidad de Rb que de Sr, enriqueciéndose en K, U. Th y S. Las rocas típicas son de tipo granítico, con minerales muy ricos en silicio, aluminio, potasio, sodio y calcio. Ocupa la corteza continental la tercera parte de la masa superficial, lo que supone el 0,4% de la masa de la Tierra; su espesor varía entre los 10 y 70 km, siendo su antigüedad de unos 3.800 millones de años, prácticamente la edad de consolidación total del planeta. Ha estado constantemente sometida a fenómenos de creación (crecimiento lateral). Por el momento la investigación que más ha contribuido a establecer una estructura de la corteza continental más o menos detallada es la que se está llevando a través del sondeo de Kola en la Unión Soviética y que a continuación se describe.
Estructura de la corteza según el sondeo de Kola: En la actualidad son varios pozos los que han rebasado la profundidad de los 3.000 metros, pero de todos ellos destaca el de Kola, en la Unión Soviética, que en el año 1985 llegó a los 12.000 metros y a partir del cual se han sacado importantes conclusiones que modifican en parte la tradicional estructura de la corteza profunda. El pozo de Kola es el más profundo del mundo, la torre de sondeo tiene una altura de 86 metros y está enclavado en el llamado escudo continental basáltico. Esta región estuvo expuesta a la acción del hielo y a la meteorización durante cientos de miles de años, por lo que ha perdido entre los 5.000 y 15.000 metros de la parte superior de la capa granítica por erosión. Así, los 12.000 metros de Kola representan una capa continental promedio entre 8.000 y 20.000 metros por debajo de la superficie. La principal misión del pozo es el conocimiento de la corteza profunda continental y las fuerzas que la han conformado a lo largo de 4.000 millones de años. La información directa que se conoce hoy, abarca unos 15.000 metros de los 30.000 de promedio, gracias a los afloramientos en distintas partes del globo. El pozo de Kola ha recorrido 1.400 millones de años en la historia de la Tierra, atravesando la era proterozoica, penetrando en las rocas arcaicas hasta los 2.700 m.a. de antigüedad. Ha revelado media docena de ciclos de formación de la corteza y ha determinado que la primitiva corteza era de “granodiorita” (granito pobre en cuarzo y rico en plagioclasa). El fenómeno más curioso observado es el salto de velocidad de las ondas sísmicas a 9.000 metros de profundidad en Kola, y no es debido a la presencia de un basamento sedimentario de basalto como se esperaba, sino a un raro proceso que a esas profundidades sufren las rocas metamórficas y que se denomina: “Disgregación hidráulica”, que se produce por problemas de sobrepresión de fluido cuando, a una determinada profundidad, la presión de fluido (bien agua de cristalización o volátiles formados a partir de materia carbonosa incluida en las rocas) es superior a la presión litostática (presión ejercida por las rocas suprayacentes) la ruptura de la roca y el escape violento hacia arriba del fluido. De abajo a arriba Desde los 12.000 metros a los 6.842 metros es arcaico, dividido en dos tramos, un primer piso sedimentario con intrusión de granito plutónico rico en hierro y titanio, y un segundo piso metamorfizado y plegado entre los 750 y 900 C y las 5.000 y 11.000 atm de presión. Desde los 6.842 m. hasta la superficie está el complejo proterozoico, que muestra cuatro fases de formación de la corteza continental, la vulcano sedimentaria, la plutónica granítica no metálica, la granita metálica con yacimientos de cobre y níquel, y, finalmente, la fase de metamorfismo confinado que produjo la disgregación hidráulica de 4.500 m. de espesor y que atraviesa el basamento arcaico. En la corteza oceánica, el sondeo más profundo es el pozo 504-B en el valle de fractura de Costa Rica situado entre las islas Galápagos y Sudamérica., y nos muestra la estructura oceánica. La profundidad alcanzada es de 3.952 m., la corteza tiene unos 6 millones de antigüedad y está cubierta por una capa de sedimentos de 275 metros de grosor constituidos por restos de animales y plantas marinos de carácter microscópico. Bajo estos 275 metros que da el zócalo oceánico compuesto por lavas almohadilladas y coladas laminares
5. COMPOSICIÓN QUÍMICA Y MINERALÓGICA DE LA TIERRA.
La composición química de un mineral no es suficiente para determinar la especie mineral a la que pertenece, hay que tener en cuenta su estructura cristalina y sus propiedades físicas y ópticas para poder clasificarlo.
Las analogías deducidas entre la composición de los meteoritos y las de las capas internas de la tierra han sido usadas por algunos autores para calcular una composición media teórica de todo el planeta. En el cálculo de estas composiciones se tiene en cuenta el volumen de cada una de las geosferas y las composiciones medias calculadas para los diferentes tipos de meteoritos. En las cifras que resultan, la corteza terrestre tiene muy poca influencia, pues debido a su reducido espesor representa únicamente el 1 % de todo el planeta.
Si se comparan estas cifras con las calculadas para la corteza, se encuentran notables diferencias. El oxígeno ocupa el segundo lugar cediendo el primero al Fe, que en la corteza se encuentra en proporciones muy inferiores. El silicio pierde importancia y algunos elementos como el Al, el Na, y el K que forman parte importante de la corteza existen por término medio, en todo el planeta en cantidades muy reducidas.
Composición media de la tierra (según Masson).
Fe 35%, 0 28%, Mg 17%, Si 13%, Ni 2,7%, S 2,7%, Mn 0,09%, Ca 0,61%, K 0,07%, Al 0,44%, Ti 0,04%, Co 0,20%, P 0,03%, Na0,14%, Cr0,01°/o
Los elementos del sistema periódico se clasifican según sus afinidades químicas. Estas tendencias se denominan “carácter geoquímico primario de los elementos” y se dividen en:
– Elementos litófilos. Entran a formar parte de fases oxidadas y silicatadas.
– Elementos calcófilos. En fases sulfuradas.
– Elementos siderófilos. En fases metálicas.
– Elementos atmósficos. En fases gaseosas.
5.1. Composición química y mineralógica de la corteza.
Conviene destacar que los ocho primeros elementos constituyen más del 95% de la composición del global de las rocas de la corteza. Por fortuna los fenómenos geológicos han concentrado muchos de los elementos, que se encuentran en proporciones ínfimas, formando depósitos minerales: yacimientos.
La existencia de estos fenómenos nos lleva a considerar los conceptos de abundancia, concentración, y dispersión.
Se dice que un elemento es abundante cuando su proporción es alta en la corteza; para expresar esta abundancia podemos referirnos a su porcentaje.
Un elemento, independientemente de que sea abundante o no, estará disperso si se encuentra repartido por toda la corteza, sin formar concentración susceptible de explotación.
– Corteza continental: La Corteza Continental comprende no sólo las áreas emergidas de los continentes, sino además la plataforma y talud continental. Se distinguen tres capas verticalmente, por su diferente composición, que son las siguientes:
o Capa sedimentaria: compuesta por sedimentos y rocas de este tipo, dispuestas en una película irregular que falta por completo en algunas regiones y que en otras alcanza espesores de varios kilómetros.
o Capa granítica: compuesta fundamentalmente por rocas ígneas y metamórficas ricas en sílice; el espesor medio es de 20 kilómetros.
o Capa basáltica: compuesta fundamentalmente por rocas de carácter máfico y ultramáfico (básicas), con un espesor muy variable dependiendo de que se encuentre en el talud continental o en los centros de los continentes, donde se duda de su existencia.
– Corteza oceánica: Se pueden diferenciar dos capas:
o Capa sedimentaria: compuesta por sedimentos acumulados en los fondos oceánicos con un espesor de unos 500 metros. En las zonas axiales de las dorsales no se encuentran tales materiales, apareciendo directamente bajo el agua las rocas volcánicas de la capa siguiente; por el contrario en otras zonas el espesor de sedimentos puede superar los 3 kilómetros.
o Capa basáltica: constituida por rocas volcánicas básicas y un espesor medio de unos 5 a 8 kilómetros.
5.2. Composición química y mineralógica del manto.
La mayor parte de los datos llevan a la conclusión de que el manto tiene que estar constituido por peridotitas (olivino + piroxeno). No obstante, algunos autores piensan que la parte superior del manto puede estar formada por eclogitas, al menos en áreas continentales. La hipótesis eclogítica implica que la discontinuidad de Mohorovicic sería consecuencia de la transformación isoquímica gabro-eclogita. Por el contrario la hipótesis peridotítica implica que la citada discontinuidad estaría originada por un cambio de composición química.
5.3. Composición química y mineralógica del núcleo.
Desde que se descubrieron los dos tipos fundamentales de meteoritos, se sugirió que la Tierra debería de tener un núcleo cuya composición debería de ser idéntica a la de los meteoritos férricos. Esta idea de que el núcleo está formado por Fe y Ni ha persistido desde principios de siglo, aunque han sido propuestas otras hipótesis, como por ejemplo la de Rittman, que sugirió que el núcleo estaba constituido por hidrógeno condensado. Esta hipótesis no tiene partidarios ya que las presiones persistentes en el núcleo no son suficientes para originar la condensación del hidrógeno. En consecuencia se acepta que el núcleo está constituido formalmente por hierro. Sin embargo, la densidad del núcleo es inferior a la determinada para el hierro a 2.000° C de temperatura y la presión existente en el núcleo. La presencia de níquel y de algunos elementos menos densos, como Si o S, podrían salvar estar discrepancia. Así el 80% del núcleo sería hierro + níquel y el 20% silicio o azufre.
6. CONCEPTOS DE ASTENOSFERA Y LITOSFERA.
Distinguimos como “litosfera” la capa de comportamiento rígido, que comprendería la corteza y una parte del manto superior, el denominado manto externo, y una “astenosfera”, más plástica, por debajo de la anterior. Finalmente, por debajo de la anterior se señala la existencia de la zona de transición o “mesosfera”, de material nuevamente rígido.
Conviene tener muy en cuenta la estructura de los aproximadamente primeros 1.000 Km, hasta la discontinuidad de Repetti, ya que es donde se generan los principales procesos geológicos que afectan a la superficie y, por lo tanto, a la humanidad.
6.1. La litosfera.
Región más externa del globo, espesor entre los 70 y 150 Km, dependiendo de que se mida. Esta compartimentada en numerosos placas, de muy grandes dimensiones, que se desplazan a velocidades de unos pocos mm/año, separándose, en unos casos, y acercándose, en otros. La rigidez de esta capa es elevada, siendo capaz de soportar esfuerzos considerables durante largos periodos sin deformarse. Su viscosidad es, por tanto, muy grande.
6.2. La astenosfera.
Se puede considerar que las placas litosféricas rígidas se deslizan sobre un sustrato viscoso, la astenosfera, con absoluta independencia de los movimientos de ésta en algunos casos. profundidad de unos 700 Km, comprendiendo parte del manto superior y de la zona de transición. comportamiento es menos rígido que el de la litosfera, ya que se admite que su viscosidad es al menos tres veces inferior a la de aquélla. No se producen fracturas en la astenosfera, pero sí tiene lugar una importante deformación plástica y un flujo quizás en forma de corrientes de convección debido a diferencias de densidad entre unas áreas y otras de esta región.
7. BIBLIOGRAFÍA
– AGUEDA, J., ANGUITA, F. Y OTROS: Geología. Ed. Rueda. Madrid, 1977.
– ANGUITA, F.: Historia geológica de la Tierra. Ed. Rueda. Madrid, 1989.
– ANGUITA, F. Y MORENO, F.: Geología, procesos internos. Ed. Luis Vives. Zaragoza, 1978.
– KOZLOWSKI, E.: Kola, viaje al centro de la Tierra. Mundo Científico. N2 46. Mayo 1985.