Hace 4,500 millones de años

Danilo Antón

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 minerales que se formaron originalmente (silicatados densos)

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: SiO_2, mineral con simetría monoclínica, densidad: 2.92 (la densidad del cuarzo de igual composición es de 2.65).
• Stishovita: SiO_2, 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.
  A continuación se presentan imágenes gráficas de la coesita, stishovita, K- y Na- holandita y perovskita:
  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.                                                                                                                                    
  Expansión y formación de la corteza
  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 superficiales¹.
  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.
  
  

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

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