Hace
4,500 millones de años
Danilo Antón
(basado en V.Sánchez Cela, "La energía en lo
s procesos geológicos" y otras publicaciones).
Todo comenzó hace unos 4,500 millones de años en el
sistema solar en formación. Un gran número de cuerpos sólidos y masas gaseosas
derivaban en los campos gravitacionales del sol y materias subordinadas. Con el transcurrir de algunos millones de
años se fue produciendo la agregación y compactación de estos cuerpos y masas
gaseosas (asteroides, cometas y meteoritos, comúnmente denominados
“planetesimales”) dando lugar a varios proto-planetas, uno de los cuales es el
que hoy llamamos “La Tierra”.
En ese período, los diversos cuerpos impactantes e impactados,
sufrieron cambios mineralógicos de sus componentes debido a su historia previa
y las condiciones físicas en que se produjo la agregación y los impactos. Estos
cambios tendieron a dar lugar a la formación
de estructuras cristalinas compactas formando minerales densos o “impactitas”. En ello influyó la composición inicial,
predominantemente silicatada, y la fuerza de los impactos. En los primeros millones de años estas
estructuras cristalinas se mantuvieron relativamente estables debido a la
presión creciente de la masa planetaria en formación.
Los principales minerales que integraron este cortejo
proto-planetario fueron de tipo silicatado denso. Se conocen varias especies
cristalinas que probablemente formaron parte de la composición original del
planeta. De lo anterior se puede deducir
que en todo el manto y en la corteza predominarían los minerales
silicatados.
Entre los minerales silicatados de alta densidad identificados
se destacan las siguientes:
·
Coesita: SiO2, mineral con simetría monoclínica,
densidad: 2.92 (la densidad del cuarzo de igual composición es de 2.65).
·
Stishovita: SiO2,
mineral con simetría tetragonal, densidad: 4.35 (muy superior a la
densidad del cuarzo de igual composición: 2.65).
·
K-Na Holandita: (K,Na)
AlSi3O8, minerales con simetría monoclínica, prismáticos,
densidad aproximada: 4.5 (muy superior a la densidad del feldespato Na –Albita
(2.61) y a la del feldespato K – Ortosa (2.56).
·
Perovskita silicatada: es una fase estable de la
perovskita. Se trata de un mineral de alta densidad compuesto por silicatos de magnesio
y hierro (Mg,Fe) SiO3 y silicatos de calcio (CaSiO3). Densidad
aproximada: 4.0.
·
Post-perovskita (es una fase de alta presión del silicato de
magnesio: MgSiO3; pPv). Densidad aproximada: 4.0.
Otra fuente de información que aporta
para el conocimiento de la probable composición mineralógica del planeta en sus
orígenes lo proporcionan los meteoritos, en particular los más comunes, llamados
L-Condritas que incluyen varios
minerales silicatados entre los cuales los principales, en orden de abundancia,
son los siguientes:
1.
Olivino: (Mg, Fe)2SiO4 Densidad: 3.27-3.37
2.
Hipersteno (Mg,Fe) SiO3 Densidad: 3.3-3.9
3.
Troilita FeS Densidad 4.67-4.79
4.
Cromita FeCr2O4 Densidad: 4.5-4.8
5.
Feldespato sódico: NaSi3AlO8 Densidad; 2.61
6. Fosfato
cálcico: Ca(H2PO4) 2 Densidad: 2.2 aprox.
Esta composición condrítica da una
idea aproximada del manto terrestre original reafirmando la noción del predominio
de los minerales silicatados con contenidos abundantes de hierro y magnesio. En
menor grado se encuentran los sulfuros y óxidos, los alumino-silicatos sódicos y los fosfatos
cálcicos.
La composición mineralógica inicial constituida
sobre todo por minerales densos era relativamente inestable. Esa inestabilidad
se expresaba con mayor intensidad en las capas externas del planeta sometidas a
menores presiones y temperaturas que los niveles profundos.
Fue allí, en estas capas cercanas a
la superficie que probablemente comenzó a producirse una variación a nivel de
las estructuras cristalinas de los minerales silicatados pasando de las fases
densas (coesita, stishovita, K-holandita, Na-holandita, perovstkita
sillicatada, psot-perovskita, etc) a fases
menos densas (cuarzo, feldespatos potásicos, sódicos, cálcicos,
olivinos, piroxenos). Estos cambios implicaron un aumento de volumen debido a
la disminución de la densidad, provocando una expansión en las masas rocosas
superficiales[1].
Debido a la dilatación del manto
superior se fue generando una zona superficial expandida de menor densidad.
Corresponde al elemento estructural que llamamos “corteza”. En ese sentido se puede definir la corteza
terrestre como la porción del manto donde disminuyó la densidad debido a los
cambios de fase de los minerales.
Estos procesos de transformación
mineral con disminución de la densidad fueron aumentando el volumen del planeta
dando lugar al hinchamiento preferente de ciertas zonas. Estos sitios serían
probablemente las regiones donde se
establecerían los escudos antiguos que geológicamente habrían de constituir las
bases de los continentes.
El aumento de volumen que llevó a la
expansión del planeta dio lugar a que nuevas masas magmáticas del manto superior se incorporaran
a la corteza y provocaran presiones ascendentes que se expresaron a través de
incipientes fracturas que más tarde darían lugar a las dorsales oceánicas.
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