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Tema 2 – Estructura y composición de la tierra. Los métodos de estudio

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.