jueves, 26 de enero de 2017

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.




[1] Esta interpretación se basa en las investigaciones de Vicente Sánchez Cela., 

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