Composición Química de la Tierra. El Núcleo y el manto determinan predominantemente la composición de la Tierra. En términos de masa, la corteza y sus vecinos externos (hidrosfera, atmósfera) constituyen menos del 0.5% de la masa total del planeta. Sin embargo, no poseemos información directa sobre la composición química del interior de la
Composición Química de la Tierra. Datos Terrestres
| Radio ecuatorial | 6 378.188 km |
| Radio polar | 6 356.748 km |
| Achatamiento | 0.033523 |
| Excentricidad | 0.081813 |
| Coeficiente del momento de inercia | 0.331 |
| Circunferencia ecuatorial | 40 075.51 km |
| Masa total | 5.976 x 1027gr |
| Masa de la atmósfera | 5.1 x 1021gr |
| Masa de los océanos | 1.4 x 1024gr |
| Masa de la corteza | 2.4 x 1025gr |
| Masa del manto | 4.1 x 1027gr |
| Masa del núcleo | 1.9 x 1027gr |
| Volumen | 1.083 x 1027cm3 |
| Densidad media | 5.517 gr/cm |
| Velocidad tangencial de traslación | 29.8 km/seg |
| Periodo de traslación | 365.25 días |
| Periodo de rotación | 23 hs 56min 4.09seg |
| Pico más alto | 9 521m (Monte Everest) |
| Distancia al Sol | 1.49 x 108 km |
| Distancia a la Luna | 3.844 x105 km |
| Flujo térmico promedio | 65 mW/m2 = 1.5 mcal/cm2seg |
| Gradiente geotérmico promedio | 1/30m |
| Campo magnético | 0.06 a 0.07 oersteds |
Tierra. Algunas rocas, por ejemplo las kimberlitas, provienen de grandes profundidades. Esto lo sabemos porque son portadoras de diamantes que sólo pueden cristalizar a las altas presiones y temperaturas que se encuentran en la parte superior del manto. Aun así, estas profundidades son pequeñas comparadas con el radio del planeta. Por lo tanto, para conocer la composición química del interior de la Tierra y su estado físico es necesario deducirlos a partir de la información que podemos obtener en su superficie. Dos fuentes de información nos proporcionan los datos que pueden utilizarse en esta empresa. Una la constituyen los datos que pueden obtenerse en la superficie de la Tierra, por ejemplo las trayectorias y velocidades de las ondas sísmicas que hemos visto en la sección anterior; la otra, los datos aportados por los meteoritos.
Figura 17. (a) y (b) Estructura interna de la Tierra; (c) distribución de velocidades en el interior de la Tierra.
Ambas fuentes nos indican que el núcleo de la Tierra es de naturaleza metálica y el manto y la corteza de constitución lítica, es decir, rocosa. Ahora bien, poseemos un conocimiento directo de lo que es una roca, y las vemos por doquier en la superficie de la Tierra. Aunque nos parecen un material harto heterogéneo y al parecer sin orden interno, poseen, por el contrario, características muy importantes que nos dan información sobre su origen e historia.
Veamos algo sobre ellas. Las rocas pueden definirse como un conjunto de minerales que se presentan naturalmente y en cantidad suficiente para poder ser representadas en un mapa. Ahora bien, ¿qué es un mineral? El término nos trae a la memoria algunos minerales muy particulares como el oro o la plata. La mayoría de los componentes de las rocas son minerales. Un mineral es una sustancia química que ha solidificado naturalmente en forma cristalina. En una sustancia cristalina los átomos que la constituyen se encuentran ubicados con cierta regularidad (Figura 18).
Figura 18. (a) sólido cristalino; (b) sólido amorfo.
Si examinamos una roca nos daremos cuenta de que en realidad está formada por una colección de minerales. Entre estos minerales, los más importantes por cuanto a la composición de la Tierra se refiere son aquellos que poseen grandes cantidades de silicio y oxígeno y son por eso llamados silicatos. Los silicatos son el grupo mineral más importante y por ello se les conoce como «formadores de rocas».
El ladrillo fundamental de que están constituidos los silicatos es un tetraedro formado por cuatro átomos de oxígeno y uno de silicio (Figura 19).
Figura 19. El tetraedro de silicio y oxígeno es el bloque fundamental de que están compuestas las rocas.
Los variados silicatos se diferencian unos de otros por la forma en que estos tetraedros se enlazan entre sí y por los átomos de otros elementos que se les asocian. Entre estos últimos, el fierro y el magnesio se encuentran con gran abundancia en los silicatos que componen la corteza oceánica y las rocas de origen profundo; por esta razón se cree que el manto tiene una composición similar. A los minerales ricos en silicatos ferromagnesianos y a las rocas que forman se les llama rocas ferromagnesianas o básicas. En los minerales que forman las rocas continentales disminuye el contenido de fierro y magnesio y aumenta, por el contrario, el sodio y el potasio. A las rocas de este tipo se les llama rocas ácidas.
Ahora bien, si el manto es también de composición lítica surgen dos preguntas: ¿qué tipo de minerales lo componen?, ¿cuál es la naturaleza de la transición entre la corteza y el manto?
Con respecto a la primera pregunta, hemos visto que los minerales del manto son probablemente silicatos ferromagnesianos, pero desconocemos su composición y estructura exacta. Para poderlos conocer sin ambigüedad tendríamos que ser capaces de perforar el planeta hasta las profundidades que deseamos conocer. Hace algún tiempo los Estados Unidos iniciaron un proyecto, llamado Mohole, para perforar la corteza terrestre y obtener muestras de su base y del manto. En la guerra de prestigios, no tardaron en seguirlos los rusos con un proyecto similar. Los estadounidenses eligieron un sitio en las costas de California pues, como hemos visto, la corteza es más delgada en el océano. Sin embargo, su proyecto fue abandonado luego de haberse perforado solamente algunos kilómetros. En cambio, el proyecto soviético continúa y a la fecha se han perforado ya alrededor de 13 km en la península de Kola. Las muestras de rocas así obtenidas proporcionan información directa de gran importancia sobre el interior de la corteza, pero desgraciadamente las rocas del manto inferior y del núcleo quedan más allá de nuestro alcance.
Así las cosas, los científicos adoptan procedimientos indirectos para tratar de establecer la naturaleza del interior de la Tierra. Estos procedimientos, desde luego, conducen a teorías con diversos grados de fundamento; sin embargo, cualquier teoría que se establezca sobre el interior del planeta debe ser consistente con los datos proporcionados por otro tipo de observaciones. En primer lugar, la composición que se proponga debe ser consistente con la densidad del planeta y con la velocidad de las ondas sísmicas. Por otra parte, desde el punto de vista geoquímico, la composición supuesta debe ser tal que explique la formación de los magmas que originan los productos volcánicos que observamos en la superficie. Desde el punto de vista petrológico, los minerales que componen las rocas deben ser factibles a la presión y temperatura a que probablemente se encuentran las rocas a una profundidad dada.
Estas restricciones conducen a un número reducido de modelos sobre el manto aunque, hasta la fecha, no existe una teoría única. En la figura 21 aparecen varios modelos que satisfacen las condiciones señaladas; sin embargo, no poseemos evidencias claras que nos permitan elegir uno inequívocamente.
La figura 20 ilustra dos tipos fundamentales de modelos de la discontinuidad. El primero es de orden químico, y explica la transición en términos de un cambio químico, como el que se produce en un vaso de agua en el que ponemos un poco de aceite. La transición entre el aceite y el agua constituye un cambio químico. El segundo tipo de modelo es el de cambio de fase: en este modelo la transición es similar a la que existe entre el hielo y el agua en un lago congelado.
En el primer tipo de modelo se supone que el manto está compuesto por una roca llamada peridotita, que consiste esencialmente en olivino y cantidades menores de piroxenos y granates; en el segundo, el manto tendría una composición basada en la eclogita, una roca compuesta de partes iguales de piroxeno y granate.
En ambos tipos de rocas las ondas sísmicas se propagan aproximadamente con una velocidad que satisface los datos observados. Ambos tipos de rocas, por otro lado, pueden dar origen al basalto que se observa en la actividad volcánica de la superficie. Así pues, cualquiera de los dos tipos de rocas podrían ser los constituyentes del manto superior.
Si tuviéramos información precisa sobre la distribución de densidades en el manto, podríamos señalar alguno de los modelos como el más probable, porque la eclogita es más densa que la peridotita, pero desgraciadamente no contamos con dicha información. Conocemos el valor de la densidad promedio de la Tierra y el de las rocas de la superficie, pero para estimar cómo varía con la profundidad es necesario suponer algún valor en la superficie de las diferentes discontinuidades del planeta. Como estos valores son estimados aproximadamente, puede existir un sinnúmero de distribuciones que arrojen la misma densidad promedio. La figura 21 nos muestra los tipos de densidades que pueden existir en el interior de la Tierra.
Figura 20. Dos modelos de composición del manto superior (tomados de Wyllie, 1971).
Como puede observarse, la distribución de densidades en el interior de nuestro planeta podría ser cualquiera de las encontradas entre los límites dados por las líneas punteadas. Distribuciones de densidad que salen de estos márgenes son difícilmente factibles pues serían inconsistentes con la información sobre el interior de la Tierra que hemos mencionado anteriormente.
Figura 21. Gráfica de densidad con profundidad en la Tierra. Las zonas sombreadas muestran valores posibles de densidad para cada profundidad.
Nos podemos preguntar ahora si la composición supuesta para el manto superior es la misma en la zona de transición y en el manto inferior. Como habíamos visto anteriormente, a profundidades de 400, 650 y 1 050 km encontramos discontinuidades abruptas en las velocidades sísmicas. La región comprendida entre los 400 y 1 050 km es conocida como zona de transición y a partir de ésta encontramos el manto inferior.
Tanto la zona de transición como el manto inferior deben poseer densidades más elevadas que el manto superior. En 1963 K. E. Bullen, un científico inglés, demostró que esto es necesario puesto que si se supusiera una misma densidad para todo el manto, se necesitaría una masa extraordinaria en el núcleo exterior para satisfacer el momento de inercia que se ha determinado para la Tierra.
Ahora bien, ¿a qué se debe esta diferencia de densidades? Existen dos factores que pueden explicarla:
En primer lugar, a profundidades del orden de varios cientos de kilómetros la presión debida al peso de las rocas sobreyacentes es tan grande que los minerales que constituyen la roca sufren un cambio en su estructura, de tal manera que los átomos que los componen se arreglan en conjuntos más compactos (Figura 22). En estos nuevos arreglos la densidad es obviamente mayor. Este efecto ha sido observado en numerosas ocasiones en experimentos de laboratorio.
Figura 22. Dos formas de «empaquetamiento» de un mineral con la misma composición química (tomado de Garland, 1971).
Así, tanto la zona de transición como el manto inferior tendrían la misma composición del manto superior pero en estructuras cristalográficas de redes muy cerradas.
A finales de los años sesenta F. Press y D. L. Anderson, geofísicos americanos, demostraron que además es muy posible que el aumento de densidad se deba también a una mayor abundancia del fierro con respecto al magnesio en estos silicatos.
Las discontinuidades que hemos descrito hasta ahora son de tipo radial, es decir, se mantienen alrededor del globo. Actualmente se sabe que el planeta tiene heterogeneidades laterales que probablemente están relacionadas con el flujo convectivo del manto, que causa el movimiento de la corteza terrestre. En 1986 un grupo de científicos estadounidenses, entre quienes puede citarse a A. M. Dziewonski y a C. Morelli, publicaron sus resultados sobre la aplicación de la técnica conocida como «tomografía» al estudio del interior de la Tierra y en ellos describen la existencia de grandes regiones de anomalías sísmicas distribuidas en un patrón aparentemente irregular a través del manto. Es muy posible que estas anomalías reflejen la dirección en que está fluyendo el mismo. La razón de esta suposición se basa en que si el manto tiene una dirección de flujo, los cristales que componen las rocas de éste se orientan por el «arrastre» en direcciones paralelas a la dirección del flujo. Es sabido por otra parte que los cristales transmiten las ondas con diferentes velocidades a lo largo de los diferentes ejes cristalográficos. Además de estas anomalías en el interior del manto, descubrieron anomalías en la frontera manto-núcleo, que pueden interpretarse bien como cambios de composición química, en cuyo caso presentan una analogía con los continentes sobre la superficie del planeta, o bien como cambios internos del núcleo debidos a transiciones de fase que podrían deberse al crecimiento del núcleo interno por enfriamiento y solidificación del núcleo externo.
Con respecto al núcleo terrestre, ya desde principios del siglo se había sugerido que éste se componía de una aleación de fierro y níquel. Esto es consistente con la composición de los meteoritos metálicos y apropiado para explicar la densidad promedio de la Tierra, su momento de inercia y la existencia del campo magnético. Sin embargo, cualquier aleación de fierro y níquel, a pesar de las incertidumbres en la determinación de la densidad del núcleo, ofrecería una densidad mayor que la esperada. Así, es muy probable que un elemento ligero forme parte de la composición del núcleo. A partir de la composición química de los meteoritos, existen dos elementos que podrían encontrarse en el núcleo. Uno de ellos es el azufre y el otro el silicio.
Dos modelos en los que estos elementos ocupan el papel principal fueron propuestos en los años sesenta por B. Mason y A. E. Ringwood, geofísicos británicos. El cuadro 7 muestra la composición del núcleo según ambos investigadores:
CUADRO 7. Composición del núcleo según los modelos de B. Mason y A. E. Ringwood | ||
| Mason | Ringwood | |
| Fe | 86.0 | 84.0 |
| Mg | 6.0 | — |
| Ni | — | 5.3 |
| Si | — | 11.0 |
| S | 7.4 | — |
| Co | 0.4 | — |
FUENTE: P.J. Wyllie, The Dynamic Earth,1971. |
El núcleo interno es probablemente de composición similar al externo pero en estado sólido. Esto es posible, a pesar de las enormes temperaturas a que debe estar el núcleo, si el punto de fusión del material que lo compone aumenta más rápidamente (debido a las grandes presiones existentes) que la temperatura (Figura 23).
Figura 23. Variación de la temperatura con la profundidad en la Tierra y su comparación con la temperatura de fusión del hierro a diferentes presiones (tomada de Press y Siever, 1974).
Hemos visto a grandes rasgos los resultados más importantes sobre la composición y estructura del interior de la Tierra. Las investigaciones en esta área continúan ensanchando nuestros conocimientos sobre el planeta y planteando nuevos problemas.
La Tierra consiste mayormente de elementos producidos por reacciones de fusión llevadas a cabo en el interior de las estrellas y en explosiones de supernovas. Únicamente cuatro elementos (hierro, oxígeno, silicio y magnesio) componen el 91.2% de la masa total de la Tierra; el 8.8% restante consiste en otros 88 elementos. Los elementos de la Tierra involucran una gran variedad de materiales, a saber:
| COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LA CORTEZA | |||
| Compuesto | Fórmula | Composición | |
| Continental | Oceánica | ||
| Sílice | SiO2 | 60,2 % | 48,6 % |
| Alúmina | Al2O3 | 15,2 % | 16,5 % |
| Cal | CaO | 5,5 % | 12,3 % |
| Magnesio | MgO | 3,1 % | 6,8 % |
| Óxido de Hierro (II) | FeO | 3,8 % | 6,2 % |
| Óxido de Sodio | Na2O | 3,0 % | 2,6 % |
| Óxido de Potasio | K2O | 2,8 % | 0,4 % |
| Óxido de Hierro (III) | Fe2O3 | 2,5 % | 2,3 % |
| Agua | H2O | 1,4 % | 1,1 % |
| Dióxido de Carbono | CO2 | 1,2 % | 1,4 % |
| Óxido de Titanio | TiO2 | 0,7 % | 1,4 % |
| Óxido de Fósforo | P2O5 | 0,2 % | 0,3 % |
| Total | 99,6 % | 99,9 % |
La masa de la Tierra es aproximadamente de 5,98×1024 kg. Se compone principalmente de hierro (32,1 %), oxígeno (30,1%), silicio (15, 1%), magnesio (13,9%), azufre (2,9 %), níquel (1,8 %), calcio (1,5 %) y aluminio (1,4 %), con el 1,2 % restante formado por pequeñas cantidades de otros elementos. Debido a la segregación de masa, se cree que la zona del núcleo está compuesta principalmente de hierro (88,8 %), con pequeñas cantidades de níquel (5,8 %), azufre (4,5 %), y menos del 1 % formado por trazas de otros elementos.
Composición Química de la Tierra. Suelo
Se denomina suelo a la parte superficial de la corteza terrestre, biológicamente activa, que proviene de la desintegración o alteración física y química de las rocas y de los residuos de las actividades de seres vivos que se asientan sobre ella.
El Silicio, es el segundo elemento en abundancia en la corteza terrestre y minerales primarios, después del oxígeno. En la naturaleza se encuentra en estado oxidado, representándolo como dióxido de silicio (SiO2), aunque su forma soluble principalmente está en la forma de ácido orto-silícico y sus sales derivadas.
Los silicatos son el grupo de minerales de mayor abundancia, pues constituyen más del 98% de la corteza terrestre, además del grupo de más importancia geológica por ser patogénicos, es decir, los minerales que forman las rocas. Todos los silicatos están compuestos por silicio y oxígeno. Estos elementos pueden estar acompañados de otros entre los que destacan aluminio, hierro, magnesio o calcio.
Químicamente son sales del ácido silícico. Los silicatos, así como los aluminosilicatos, son la base de numerosos minerales que tienen al tetraedro de silicio-oxígeno (un átomo de silicio coordinado tetraédricamente a átomos de oxígeno) como su estructura básica: feldespatos, micas, arcillas.
Los silicatos forman materiales basados en la repetición de la unidad tetraédrica SiO44-. La unidad SiO44- tiene cargas negativas que generalmente son compensadas por la presencia de iones de metales alcalinos o alcalinotérreos, así como de otros metales como el aluminio.
Los silicatos forman parte de la mayoría de las rocas, arenas y arcillas. También se puede obtener vidrio a partir de muchos silicatos. Los átomos de oxígeno pueden compartirse entre dos de estas unidades SiO44-, es decir, se comparte uno de los vértices del tetraedro. Por ejemplo, el disilicato tiene como fórmula [Si2O5]6- y, en general, los silicatos tienen como fórmula [(SiO3)2-]
En el caso de que todos los átomos de oxígeno estén compartidos, y por tanto la carga está neutralizada, se tiene una red tridimensional denominada sílice o dióxido de silicio, SiO2.
En los aluminosilicatos un átomo de silicio es sustituido por uno de aluminio.
Composición Química de la Tierra. Clasificación
Las propiedades de los silicatos dependen más de la estructura cristalina en que se disponen sus átomos que de los elementos químicos que constituyen su fórmula. Más concretamente, dependen de la forma en que se dispone y enlaza con los iones la unidad fundamental de los silicatos, el tetraedro de (SiO4)4-.
La diferencia entre los distintos grupos es la forma en que estos tetraedros se unen. Se distinguen así las siguientes subclases:
Nesosilicatos: Con tetraedros sueltos, de forma que cada valencia libre del tetraedro queda saturada por un catión distinto del silicio. Sus fórmulas serán (SiO4)4-. Se agrupan en: Zircón, Olivino, Granate, Aluminosilicatos (Andalucita, Jadarita, Sillimanita y Distena)
Sorosilicatos: Con dos tetraedros unidos por un vértice para formar un grupo (Si2O7)6-. Se agrupan en: Epidota, Melilita, Torveitita, Hemimorfita, Lawsonita.
Ciclosilicatos: Con grupos de tres, cuatro o seis tetraedros, unidos en anillo. Se agrupan en: Turmalina (chorlo, dravita, indigolita, lidicoaíta, elbaíta, rubelita), Berilo (esmeralda, morganita), Cordierita, Dioptasa.
Inosilicatos: Con grupos de tetraedros unidos en largas cadenas de longitud indefinida. Los más comunes son los que presentan cadenas simples, los llamados piroxeno, mientras que los llamados anfíbol tienen cadenas dobles. Esta estructura dota a estos minerales de hábito fibroso. Se agrupan en: Piroxeno, Anfíbol, Piroxenoide, Anfiboloide.
Filosilicatos: Con tetraedros unidos por tres vértices a otros, formando una red plana que se extiende en un plano de dimensiones indefinidas. Esta estructura dota a estos silicatos de hábito foliado. Se agrupan en: Clorita, Micas, Talco, Pirofilita, Serpentinas, Caolinita.
Tectosilicatos: Con tetraedros unidos por sus cuatro vértices a otros tetraedros, produciendo una malla de extensión tridimensional, compleja. La sustitución de silicio por aluminio en algunos tetraedros permite que en la malla se coloquen cationes. Se agrupan en: Cuarzo, Tridimita, Cristobalita, Feldespatos, Zeolita, Escapolita.
Composición Química de la Tierra. Degradación del suelo
La principal causa de la destrucción de suelo es la erosión, que consiste en el desgaste y fragmentación de los materiales de la superficie terrestre por acción del agua, el viento, etc. Los fragmentos que se desprenden reciben el nombre de detritos.
Los suelos se pueden destruir por las lluvias. Estas van lavando el suelo (lixiviado), quitándole todos los nutrientes que necesita para poder ser fértil, los árboles no pueden entonces crecer y se produce una deforestación que conlleva como consecuencia la desertificación.
Composición Química de la Tierra. La tala de bosques y la erosión
Las cifras indican que la destrucción de bosques llega en nuestro país a niveles abrumadores. Hace 10 años se hablaba de 400 000 hectáreas anuales. Hoy, los más optimistas se sitúan en 600 000 hectáreas en tanto que otros consideran que se están destrozando 800 000.
Datos muy serios afirman que en el término de doce o trece años se habrán agotado nuestros árboles y será necesario importar toda la madera de consumo.
Con las selvas y los montes, se habrá extinguido también una inmensa variedad de especies animales y vegetales, que constituyen parte fundamental de nuestro patrimonio natural y del mundo.
Y con la destrucción de la vegetación, se agotarán también las aguas y los suelos. En la actualidad cada año sepultamos en el fondo mar cerca de 500 millones de toneladas de tierra fértil arrastradas por los torrentes que, sin obstáculos, desmoronan las laderas desprovistas de la protección de la vegetación.
Y los ríos, destruido el equilibrio de sus cuencas, y deteriorados sus cursos por el exceso de sedimentación, no tienen ya capacidad de navegación ni de contención de aguas. En consecuencia, cada año aumentan los miles de hectáreas inundadas con pérdidas incalculables, tanto en vidas humanas como en recursos materiales.
La erosión puede ser definida como un proceso de desprendimiento y arrastre acelerado de las partículas de suelo causado por el agua y el viento (Suárez, 1980).
Esto implica la existencia de dos elementos que participan en el proceso: uno pasivo que es el suelo, y uno activo que es el agua, el viento, o su participación alterna; la vegetación por su parte actúa como un regulador de las relaciones entre ambos elementos.
Consiste en el desgaste y fragmentación de los materiales de la superficie terrestre.
Composición Química de la Tierra. TIPOS DE EROSIÓN:
Erosión Pluvial: Es la provocada por la lluvia tanto por su caída como por el desplazamiento debido al agua, provocando el humedecimiento de la tierra y por ende que esta se deslave, ya sea por pendiente a cuesta o pendiente en vertical.
Erosión Marina: Es la producida por las olas, corrientes y mareas; y es la razón por la cual nuestras costas se encuentran erosionadas, moldeándolas y dándoles forma. De cierta forma ocurre que la corriente dominante de la zona se lleva los sedimentos de la playa, y entre éstos se lleva arena, grava, piedras e incluso rocas. Estas al sedimentarse forman Barras y Bancos de arena. Las olas suelen dar forma a acantilados, arcos y rocas aisladas de la costa.
Erosión Glaciar: Se da en las montañas principalmente. Su erosión depende de en donde se encuentre, si se encuentra en un valle cuando el glaciar pase dejará un suelo liso y un valle con forma de U perfecta. Es muy visible en las laderas de montañas y lugares donde hubo glaciaciones, expresadas en valles y llanuras perfectas. Un ejemplo muy claro de erosión de hielo es la Atlántida.
Erosión Eólica: Se presenta cuando el viento transporta partículas diminutas que chocan contra alguna roca y se dividen en más partículas que van chocando con otras cosas. Se suelen encontrar en los desiertos en formas de dunas y montañas rectangulares o también en zonas relativamente secas.
Erosión Fluvial: Las aguas fluviales constituyen un agente erosivo de primera magnitud. Éstas fluyen en forma de ríos que discurren sobre la superficie, o de corrientes subterráneas, desgastando los materiales que hay por donde pasan y arrastrando los restos en dirección hacia las partes más bajas del relieve, dejándolos depositados en diversos lugares, formando terrazas, conos de deyección y, en definitiva, modelando el paisaje. Como ejemplo de esto tenemos el Gran cañón en Utah, Estados Unidos.
Composición Química de la Tierra. MÉTODOS GEOFÍSICOS PARA EL ESTUDIO DE LA CORTEZA
Hemos hablado ya de cómo la sismología nos permite conocer indirectamente el interior de un cuerpo sólido. En esta sección hablaremos un poco más del mismo tema.
Ya habíamos visto que una onda que incide sobre una superficie en que las ondas tienen mayor velocidad es refractada hacia el exterior. Notemos que si el ángulo con que la onda incide va creciendo el rayo refractado se va acercando a la frontera entre los dos medios. Existe un ángulo en el que el rayo viaja paralelo a la frontera y aparentemente a lo largo de ella (Figura 24).
Figura 24. Refracción crítica en la frontera entre dos medios en la que el inferior tiene mayor velocidad.
Al rayo que viaja en esa dirección se le llama rayo críticamente refractado y viaja con la velocidad del medio inferior. En este punto es preciso aclarar que la representación de la onda por medio de un rayo es deficiente para explicar este fenómeno, puesto que, además de otras limitaciones no explica por qué el rayo viaja con la velocidad del medio inferior, sin embargo, como medio de visualización es útil y lo seguiremos utilizando. Utilizaremos además un principio muy práctico debido a Fermat y que establece que «en un frente de onda cada punto actúa como una nueva fuente de ondas». De esta manera, cada punto de la frontera entre los medios actúa como emisor de rayos y si tenemos sismómetros en la superficie podemos detectar su arribo a la misma (Figura 25).
Figura 25. Ilustración del método de refracción sísmica.
Notemos que la llegada de las ondas se va retardando progresivamente mientras nos alejamos de la fuente, puesto que deben recorrer distancias más grandes. Basándose en este efecto, los sismólogos pueden deducir la profundidad a que se encuentran las fronteras entre estratos y las velocidades de las ondas en los mismos. Este método, conocido como sismología de refracción, es de gran utilidad para estudiar la corteza terrestre. La fuente de ondas sísmicas es por lo general una explosión con la potencia necesaria para que el equipo detecte las ondas emitidas por ella misma.
Otro método utilizado a menudo es el llamado de «dispersión de ondas superficiales». En este método se utilizan las ondas superficiales que emite un temblor natural. Cuando éste ocurre, como hemos visto, se generan ondas internas P y S. Además de éstas se produce un tipo de ondas de mayor amplitud que se generan y viajan en la superficie del planeta y son conocidas como ondas superficiales. Estas ondas se asemejan a las olas producidas en la superficie de un líquido, pues su amplitud máxima la tienen en la superficie y decaen rápidamente con la profundidad. Las características de las ondas superficiales hacen que éstas viajen por amplias regiones de la corteza y recojan información sobre la misma. Los sismólogos analizan los registros de estas ondas y pueden deducir la estructura de la corteza por la que se han propagado.
El método gravimétrico es otra forma muy importante de determinar la estructura interna de nuestra corteza. Este método se basa en la atracción gravitacional entre masas. Veamos con mayor detalle el fundamento de este método.
Sabemos que dos cuerpos de masas ml y m2 sufren una atracción entre sí que está dada por la fórmula siguiente:
en esta fórmula, r es la distancia que separa los centros de masa de los cuerpos y G una constante llamada constante de gravitación universal. Fue el gran Newton quien descubrió esta relación, cuya mejor demostración está dada por la atracción que la Tierra ejerce sobre los cuerpos que se mueven en su superficie. El valor de la constante fue hallado experimentalmente por H. Cavendish, un físico inglés en 1798. Un valor más moderno de la misma es:
G = 6.673×10 cm gr/seg
Ahora bien, la gravedad que nosotros experimentamos sobre la superficie de la Tierra no es exactamente la que corresponde a este valor, porque nuestro planeta se encuentra en rotación. Fue el mismo Newton quien en su famoso libro Principia expuso este hecho. Como podemos ver en la figura 26, todo cuerpo en la superficie del planeta experimenta dos fuerzas: una de ellas es la atracción gravitacional del planeta y otra la fuerza centrífuga debida a la rotación del mismo.
Figura 26. Un objeto sobre la superficie de la Tierra experimenta la atracción de la gravedad disminuida por la fuerza centrípeta utilizada en mantener el objeto en rotación; desde el punto de vista del observador en la Tierra, también se puede pensar que la gravedad experimentada es la suma de la fuerza de gravedad y una «fuerza» centrífuga.
En un sentido estricto, la única fuerza real es la de gravitación. Esta fuerza es la que hace que los cuerpos sigan trayectorias circulares puesto que de otra forma seguirían trayectorias rectilíneas. Podemos entonces pensar en la situación de dos maneras: una es la que se ilustra en la figura 26 y otra la que tiene más sentido físico, considerando que no experimentamos toda la fuerza gravitacional porque parte de ella se emplea en mantener una trayectoria circular. La única razón por la cual se habla de una fuerza centrífuga es porque muchas veces ignoramos el hecho de que nos encontramos en un sistema en rotación. En otras palabras, la fuerza centrífuga se introduce como un truco para hablar de un cuerpo que se mueve en trayectoria circular como si estuviera en reposo o en movimiento rectilíneo y con velocidad uniforme.
Volviendo a la consideración sobre la atracción gravitacional, la fuerza que debe ejercerse sobre un cuerpo para mantenerlo en una trayectoria circular de radio d está dada por:
f = mv2 / d
donde d es la distancia entre el objeto y el eje de rotación, y v la velocidad tangencial del objeto debido a la rotación.
Esta fuerza, llamada fuerza centrípeta, es la que debe ser restada de la fuerza de gravedad para obtener la atracción neta sobre los cuerpos en su superficie.
Todos los puntos de la Tierra giran 360 grados en 24 horas, de manera que los puntos más cercanos al eje de rotación tienen una menor velocidad tangencial, y aunque la distancia d es más grande en el ecuador, como la velocidad contribuye al cuadrado resulta que la contribución más grande de la fuerza centrípeta se realiza en el ecuador. Así, la gravedad experimentada por un cuerpo es mayor en el polo que en el ecuador; este efecto se refuerza además porque por efecto del achatamiento de los polos el radio ecuatorial es mayor que el polar.
En conclusión, podemos decir que la gravedad experimentada por un cuerpo en la superficie de la Tierra tiene un efecto latitudinal.
Es posible obtener una fórmula general para calcular este efecto latitudinal o, en otras palabras, calcular la gravedad teórica en un lugar dado, si se cuenta con una expresión matemática simple que describa la forma de la Tierra así como valores de la gravedad medidos en algunos puntos de la superficie de la misma. Desde luego, una esfera podría ser utilizada para describir la forma del planeta, pero sabemos que esto es poco real. En la actualidad se utiliza un elipsoide de revolución para describir matemáticamente al planeta. Otros cuerpos geométricos más reales, por ejemplo un elipsoide triaxial, resultan demasiado complicados para su empleo geodésico (véase el Apéndice B). La adopción de elipsoides de referencia es tarea de organismos científicos internacionales, entre ellos, la Unión Astronómica Internacional (IAU) y la Unión Internacional de Geodesia y Geofísica (IUGG). La fórmula adoptada actualmente está dada por la siguiente expresión:gt = 9.78031846 ( 1 + 0.005278895sen2f + 0.000023462sen4 ) cm / seg
donde f es la latitud. Esta fórmula, adoptada por la IUGG en 1967, es conocida como fórmula del sistema geodésico de referencia (GRS 67). El valor de gT en el ecuador (f = 0) es el resultado del ajuste estadístico de la red internacional de medidas gravimétricas.
En este punto es conveniente hacer una referencia al gravímetro, nombre del instrumento utilizado en este tipo de investigaciones. Existen básicamente dos tipos de gravímetros: los de determinación absoluta de la gravedad y los de determinación relativa.
El primer tipo de gravímetros nos permite obtener el valor absoluto de la gravedad en un sitio dado. Durante mucho tiempo se utilizaron e incluso actualmente siguen usándose el péndulo y la caída libre de un cuerpo en el vacío para calcular la gravedad. Tanto el periodo de un péndulo como el tiempo de caída de un cuerpo en el vacío son funciones de g. Naturalmente, el problema de metrología es más complejo que el principio en que están basadas ambas determinaciones. En efecto, tanto el experimento del péndulo como el de caída libre deben realizarse en el vacío, bajo condiciones controladas y con dispositivos elaborados cuidadosamente. En estas condiciones, la gravedad puede determinarse con exactitudes del orden de 0.001 cm/seg2 o, en unidades geofísicas, de un miligal. La unidad miligal es la milésima parte de 1 gal (1 cm/seg2), denominada así en honor a Galileo. En estas unidades la gravedad promedio en la superficie de la Tierra es de alrededor de 980 gales o 98 x 104 miligales.
Los gravímetros de determinación relativa de g son instrumentos que permiten la evaluación de la gravedad de un sitio con respecto a otro. Usualmente consisten en sistemas de elásticos y péndulos en equilibrio inestable. La figura 27 muestra un diagrama simplificado del mecanismo de un gravímetro.
Figura 27. Esquema de un gravímetro tipo Lacoste & Romberg.
Estos gravímetros tienen resoluciones desde un décimo de miligal hasta milésimos de miligal y son ampliamente utilizados cuando se quieren obtener planos de anomalías gravimétricas, puesto que en tal caso basta referir las medidas a un punto base y no es necesario llevar a cabo determinaciones absolutas de la gravedad.
Regresando al tema de esta sección, una vez que se ha determinado el valor de la gravedad en un sitio podemos tomar la diferencia entre el valor teórico y el observado go:Dg = go – gt
Si la Tierra fuera homogénea y correspondiera exactamente con el elipsoide, la diferencia entre ambos valores sería cero. Sin embargo, éste no es el caso; la superficie de la Tierra tiene una topografía y una distribución de masa irregular, es decir, está compuesta por rocas de muy diversas densidades. Así que la diferencia Dg es debida tanto al relieve de la Tierra como a la distribución de masas en su interior. Es posible eliminar el efecto del relieve terrestre a través de algunas correcciones a los datos observados, que toman en cuenta tanto las alturas y la presencia o deficiencia de materiales sobre el nivel del mar como la topografía. Si se realizan estas correcciones, obtendremos:Dgb = go – gT – gt
donde gT es el efecto del relieve. Ésta sería la diferencia encontrada en una Tierra que no tuviera relieve y su superficie estuviera dada por el nivel de un mar universal. A esta superficie se le llama geoide y no debe confundirse con el elipsoide, que es la figura geométrica simple que mejor describe al geoide.
Nuevamente, si la Tierra no tuviera heterogeneidades laterales Dgb tendría un valor igual a cero. Como esto no es así, gb es el residuo o anomalía gravimétrica debida directamente a la distribución de masas en el interior de la Tierra. A gb se le conoce como anomalía de Bouguer en honor a Pierre Bouguer, geodesta francés que entre otras cosas determinó las dimensiones de un arco de longitud en los Andes.
La figura 28 nos muestra las anomalías de Bouguer en el planeta. A grandes rasgos podemos ver que existen anomalías fuertemente negativas en las grandes cordilleras y positivas en los océanos. Éstas no son debidas a anomalías de masa en la corteza, puesto que, de ser así, ¿cómo se explica la correspondencia entre topografía y anomalías? Tal correspondencia, además, se relaciona con el hecho mismo de la existencia de una topografía muy irregular, porque ¿cómo pueden existir enormes montañas y fosas profundas sin que la fuerza de gravedad y de los elementos tiendan a nivelarla? La respuesta a estas preguntas proporciona gran información sobre la estructura de la corteza y se puede resumir en una palabra: isostasia.
Figura 28. Mapa de anomalías gravimétricas globales.
Composición Química de la Tierra. ISOSTASIA
Leonardo da Vinci, con su penetrante sentido de observación, escribió desde el siglo XIV:
| Aquella parte de la superficie de cualquier cuerpo pesado que es más ligera se distanciará más de su centro de gravedad. |
En 1749, Bouguer, miembro de la Comisión Geodésica Francesa enviada a Perú, publicó un libro llamado La figure de la Terre. En éste expresaba su convicción de que la atracción efectiva sobre la masa de un péndulo debida a la enorme masa de los Andes es mucho menor de lo que cabría esperar.
Casi 100 años después Everest llevaba a cabo la determinación de la longitud de arco en la India. Al hacer determinaciones de latitud entre las ciudades de Kaliana y Kalianpur, encontró que en esta última había una diferencia de 5.24 segundos entre la latitud determinada astronómica mente y la obtenida geodésica mente. En este punto es necesario precisar que la latitud astronómica se obtiene observando la posición de una estrella con respecto a la vertical dada por la plomada. La latitud geodésica se obtiene midiendo por métodos topográficos la posición de Kalianpur con respecto a la de Kaliana. La diferencia estriba en la cercanía de los Himalayas a la ciudad de Kalianpur. En efecto, la masa de los Himalayas ejerce una atracción gravitatoria sobre la masa de la plomada, desviándola de la «verdadera» vertical (Figura 29).
Figura 29. La atracción de la plomada por los Himalayas introduce un error en la determinación de la latitud cuando se toma como referencia. El ángulo i en la figura está grandemente exagerado.
Este efecto es el que había sido observado por Bouguer en los Andes y señalado en su libro sobre la figura de la Tierra.
En 1854 el archidiácono inglés J. H. Pratt publicó sus cálculos sobre la atracción de los Himalayas. Según éstos, la diferencia de latitudes debería ser de 15.88 segundos y no los 5.24 encontrados por Everest. A continuación Pratt se propuso explicar la inconsistencia y en 1959 publicó su teoría, según la cual la diferencia era debida a las distintas densidades de los bloques que componen la corteza terrestre. En la figura 30(a) podemos ver que si las zonas montañosas están compuestas por bloques cuya densidad es menor que la de zonas de menor relieve y asimismo las grandes fosas oceánicas están soportadas por bloques de mayor densidad, la frontera entre corteza y manto está a una misma presión y la atracción de las montañas será menor por su menor densidad con respecto a la densidad de un bloque con menor relieve.
Figura 30. Modelos isostáticos de Pratt (a) y Airy (b).
Existe otra manera de explicar la deficiencia, que fue propuesta por otro británico. En 1855 G.B. Airy planteó que las grandes montañas están compensadas por grandes protuberancias o raíces que se hunden en lo que se identifica modernamente como el manto, el cual posee una densidad superior a cualquier material de la corteza. En este modelo la densidad promedio de la corteza es igual en todas partes (Figura 30b). Una analogía con este modelo puede verse en unos troncos de árbol flotando en el agua. La madera busca una posición de equilibrio y para cada porción que sobresale del agua existe una porción bajo la misma. La existencia de estas raíces que se hunden en un material más denso ocasiona una deficiencia de masa que compensa la atracción de la montaña.
Con el desarrollo de las técnicas sismológicas fue posible detectar la discontinuidad de Mohorovicic y observar que efectivamente es más profunda en los continentes que en los océanos; aunque esto no implica que la teoría de Pratt sea incorrecta, y el mecanismo propuesto por él también interviene en el proceso de equilibrio de la corteza, o como se le conoce actualmente, equilibrio isostático. Por supuesto, no todas las regiones de la Tierra han alcanzado equilibrio isostático. Este mecanismo tiene lugar a lo largo de millones de años, puesto que el manto se comporta como un fluido de gran viscosidad. Aquí es necesario aclarar un punto. Hemos mencionado que el manto tiene una composición lítica. ¿Cómo puede entonces comportarse como un fluido? La respuesta se encuentra en las escalas de tiempo. En efecto, las rocas nos parecen un buen ejemplo de un cuerpo sólido. Si por desgracia un trozo de roca nos cae en la cabeza estaremos aún más convencidos del punto. Sin embargo, si sometiéramos un bloque de roca a altas presiones y temperaturas por tiempos muy largos veríamos que ésta se deforma sin recuperar su forma anterior, es decir, la roca se comporta en este caso como un sólido plástico. Si se la somete a esas condiciones por tiempos mucho mayores su conducta se asemejará a la de un fluido de alta viscosidad.
Volviendo al tema principal, decíamos que no toda la corteza está compensada isostáticamente. Por ejemplo, enormes regiones de Canadá y Fenoscandia que fueron cubiertas por los hielos durante las glaciaciones continúan sufriendo lentos levantamientos para compensar la deficiencia de masa que dejó el retroceso de los hielos en épocas geológicamente recientes. Tampoco están compensadas aquellas zonas en que el volcanismo reciente ha creado edificios y en general aquellas en que la dinámica terrestre ha producido recientemente movimientos orogénicos.
Composición Química de la Tierra. EL CAMPO GEOMAGNÉTICO
Mercurio, Venus, la Tierra y Marte son llamados planetas terrestres. Dentro de este grupo, la Tierra tiene el campo magnético más grande. En una primera aproximación, éste puede representarse por un dipolo magnético situado en su centro con una inclinación de 11 grados con respecto al eje geográfico y con una magnitud de 0.6 a 0.7 oersteds.
A pesar de que tanto el origen como las características del campo magnético son temas de gran interés y relevancia para el estudio del planeta, por su extensión no es posible tratarlos en un breve espacio. Así pues, nos referiremos solamente al método que se emplea para conocer la estructura de la corteza terrestre.
Composición Química de la Tierra. MAGNETOMETRÍA
La mayoría de las rocas contienen pequeñas cantidades de magnetita y otros óxidos de hierro, así como algunos sulfuros que poseen propiedades ferromagnéticas. Esto quiere decir que tales minerales pueden adquirir un campo magnético si cristalizan en presencia de un campo magnético. En el caso de los minerales magnéticos, su magnetización es adquirida del campo magnético terrestre al cristalizar a partir de un magma. La intensidad de la magnetización inducida, o el momento magnético por unidad de volumen adquirido por un cuerpo en presencia de un campo externo (H) puede ser escrito como:I = XH
donde X es una constante llamada susceptibilidad magnética. Como puede observarse, entre más grande es X más grande es el campo magnético inducido.
Dado que la magnetita es un mineral con alta susceptibilidad magnética, su contenido en una roca determina significativamente la susceptibilidad de esta última. La concentración de magnetita y en general de minerales ferromagnéticos en las rocas es muy baja, pero se presenta en suficiente cantidad para poder ser medida y ofrecer un contraste entre rocas de diferentes tipos.
El magnetismo en rocas se mide por medio de los instrumentos llamados magnetómetros, y para el estudio de la corteza se hacen determinaciones relativas de manera semejante al método gravimétrico. Tanto en magnetometría como en gravimetría se suele utilizar la componente vertical del campo en cuestión. En magnetometría se puede utilizar también la declinación (Figura 31) pero la componente vertical es usualmente más sencilla de interpretar.
Figura 31. El vector de campo geomagnético. H es la componente horizontal, Z la vertical, D es la declinación e i la inclinación.
En cuanto a los magnetómetros, existe una gran variedad de instrumentos basados en diferentes principios: la deflexión de una brújula, el desbalance de un par de bobinas, la precesión libre de protones, el bombeo óptico de electrones, etc. Magnetómetros de estos tipos son los más utilizados actualmente en el trabajo de campo, aunque existen otros de gran sensibilidad para trabajo de laboratorio.
En magnetometría se suele utilizar una unidad más pequeña que el oersted y que es conocida como gamma (g):1 g = 10-5 oersted
En estas unidades se pueden detectar variaciones en el campo magnético de algunas decenas de gamma, dependiendo del instrumento utilizado. Un aspecto que le da gran versatilidad a la investigación magnetométrica es que puede hacerse desde aviones a los que se han adaptado magnetómetros que usualmente son arrastrados por cables a cierta distancia del avión para evitar el campo magnético propio de la aeronave. De esta manera es posible obtener datos magnetométricos de áreas extensas en corto tiempo y con bastante densidad (Figura 32).
Figura 32. Perfil típico de un levantamiento aeromagnético.
Los datos magnéticos son configurados y presentados como mapas de isoanomalías magnéticas. La figura 33 nos muestra un ejemplo de un mapa de anomalías magnéticas. La interpretación de mapas tanto magnetométricos como gravimétricos requiere del procesamiento de los datos con métodos matemáticos que permiten resaltar o disminuir determinados rasgos y son posteriormente modelados para dilucidar las estructuras que los causan.
Figura 33. Mapa típico de anomalías magnéticas. Los contornos están dados en gammas.
Incidentalmente, durante mucho tiempo el método gravimétrico no pudo ser llevado a cabo a bordo de aeronaves puesto que los movimientos de las mismas introducían aceleraciones que alteraban las determinaciones de gravedad. Es un fruto de la tecnología de los años setenta y ochenta el que este método se pueda llevar a la práctica, aunque aún dista de tener la facilidad y economía del método magnetométrico.
Composición Química de la Tierra. Estructura de la Corteza Terrestre
A los métodos que acabamos de mencionar los geofísicos añaden muchas otras técnicas de investigación: entre éstas cabe mencionar la medición del flujo de calor terrestre y la penetración de las ondas eléctricas en el interior de la Tierra. Los científicos utilizan tanta información como les es posible, ya que cada método aporta información complementaria para resolver el rompecabezas que constituye la estructura cortical.
Con base en estos métodos ha sido posible estudiar con detalle la estructura de algunas regiones de la corteza terrestre. Durante mucho tiempo, dadas las limitaciones de los datos geológicos y geofísicos, se pensó que la corteza tenía una estructura simple compuesta a grandes rasgos por dos estratos, uno inferior basáltico y otro superior granítico, separados por una discontinuidad a la que se dio el nombre de discontinuidad de Conrad. Esta discontinuidad se detecta efectivamente en algunas áreas, donde tiene profundidades que oscilan entre los 17 y 25 km. Sin embargo, con la acumulación de datos este sencillo esquema no es ya satisfactorio y la corteza revela una estructura mucho más complicada.
Una clasificación general de los tipos de corteza, dada por J. Brune en 1969, aparece en el cuadro 8:
CUADRO 8. Clasificación de la corteza propuesta por Brune (1969) | |
| Tipo de corteza | Espesor (km) |
| Escudo | 35 |
| Mezocontinentes | 38 |
| Cuencas | 30 |
| Alpino | 55 |
| Arco de islas | 30 |
| Llanuras | ? |
| Cuenca oceánica | 11 |
| Cordillera oceánica | 10 |
| Trinchera oceánica | ? |
Las figuras 34 y 35 muestran segmentos de la corteza en México, obtenidos por refracción sísmica y consistentes con medidas de gravedad. El primero es un perfil perpendicular a la trinchera de Acapulco. Los números entre paréntesis indican las densidades y los demás las velocidades de las ondas P. La figura 34 es un perfil paralelo a la zona de trinchera. Finalmente, la figura 36 nos muestra un segmento de la estructura oceánica en el Atlántico.
Como podemos observar, la complejidad de la corteza terrestre nos impide hacer generalizaciones sobre su estructura, y muestra que cada porción de la misma requiere de estudios detallados y específicos para dilucidarla. La corteza terrestre es un delgado estrato en constante evolución y transformación que incluye continuos engrosamientos y adelgazamientos; la actividad magmática, las fuerzas erosivas y la dinámica de la litosfera son factores que determinan esta evolución.
Es necesario hacer aquí una aclaración: la evolución y comportamiento de la corteza están íntimamente relacionadas con la tectónica de placas. No nos detendremos detalladamente en esta teoría, cuyo tratamiento podría ocupar un solo volumen, pero sí aclararemos el significado de la afirmación anterior.
Sabemos actualmente que los continentes han ocupado posiciones relativas diferentes en el pasado. Partes de la corteza continental actual formaron alguna vez un solo continente, al que se ha llamado Pangea. Este protocontinente se fragmentó en varias partes como resultado del movimiento de las diferentes placas que constituyen el cascarón externo de la Tierra llamado litosfera. Esta capa externa tiene un espesor de alrededor de 100 km, y tanto la corteza como la parte superior del manto constituyen parte de la misma. La litosfera «flota» sobre otro casquete conocido como astenosfera. Debe tomarse en cuenta que esta clasificación de la parte superior de la Tierra no contradice a la descrita anteriormente, cuando nos referimos a su estructura interna. Mientras que la clasificación que vimos antes indica cambios químicos y físicos, la definición de litosfera y astenosfera se basa esencialmente en su respuesta mecánica. Volviendo a la figura 17(b), podemos ver que la región a, la capa rígida de alta velocidad, es precisamente la litosfera y el estrato b la astenosfera.
Figura 34. Sección de la corteza perpendicular a la costa de Acapulco, obtenido por refracción sísmica y gravimetría. Los valores entre paréntesis son las densidades de las capas; los demás valores son sus velocidades sísmicas. La curva superior es la gravedad teórica comparada con la observada (adaptada de Singh y colaboradores, 1985).
Figura 35. Sección de la corteza entre Puerto Maldonado y Puerto Ángel. Los valores indicados son la densidad de la capa en gr/cm. La gráfica superior es la comparación entre las gravedades teórica y observada (adaptada de Nava y colaboradores, 1988).
En cuanto a la composición química de la corteza, una estimación promedio de ésta hecha por A. B. Ronov y A. A. Yaroshevsky aparece en el cuadro 9. Las estimaciones de otros autores no difieren considerablemente de ésta.
Estos mismos autores estimaron las proporciones de rocas y minerales por volumen que aparecen en la corteza. Sus datos aparecen en el cuadro 10.
Figura 36. Mapa de anomalías magnéticas de una sección del Atlántico (adaptado de Talwani y colaboradores, 1965).
CUADRO 9. Composición química de la corteza terrestre. | ||
| Tipo de corteza | Continental | Oceánica |
| Si O | 60.2 | 48.7 |
| Ti O | 0.7 | 1.4 |
| Al O | 15.2 | 16.5 |
| Fe O | 2.5 | 2.3 |
| Mn O | 3.8 | 6.2 |
| Ca O | 0.1 | 0.2 |
| Na O | 3.1 | 6.8 |
| K O | 5.5 | 12.3 |
| P O | 3.0 | 2.6 |
| C O | 2.9 | 0.4 |
| Cl | 0.2 | 0.2 |
| H O | 1.4 | 1.1 |
FUENTE: Ronov y Yaroshevsky, 1969. |
CUADRO 10. Composición petrológica y mineralógica de la corteza | |
| % de corteza en volumen | |
| Tipo de roca: | |
| Sedimentaria | 7.9 |
| Ígnea | 64.7 |
| Metamórfica | 27.4 |
| Mineral: | |
| Cuarzo y feldespatos | 63 |
| Piroxenos y olivinos | 14 |
| Silicatos hidratados | 14.6 |
| Carbonatos | 2.0 |
| Otros | 6.4 |
FUENTE: Ronov y Yaroshevsky, 1969. |
Composición Química de la Tierra. Edades de la Corteza
En 1963 A. E. J. Engel publicó una síntesis de las edades de las grandes estructuras tectónicas de Norteamérica. La figura 37 muestra el patrón de edades de las grandes formaciones continentales. Como puede verse, el continente consiste de un núcleo antiguo rodeado por rocas de edad decreciente, donde la última es de 5 a 6 veces más joven que el núcleo. Este hecho sugiere que los continentes han crecido por acrecentamiento de sus márgenes. Es sin embargo difícil determinar a qué razón han crecido, puesto que las rocas más jóvenes pueden provenir del reprocesamiento de las partes antiguas o de adición nueva del manto. En este sentido, estudios isostáticos que muestran un alto grado de compensación han arrojado cierta luz sobre el problema, aunque no bastan todavía para arrojar una conclusión general.
Figura 37. Mapa generalizado de las edades de las rocas de Norteamérica (tomado de Engel, 1963).
El mismo comentario puede hacerse sobre los estudios geoquímicos. Cabe mencionar, en particular, a los estudios isotópicos. Como vimos en la primera parte de este libro, el Sr-87 puede provenir del decaimiento del Rb-87; la comparación de las razones de Sr-87/Sr-86 en varias muestras de rocas continentales permite adelantar algunas conclusiones. El valor del Sr-87/Sr-86 en rocas representativas del manto es de 0.704 0.002. La gran diferencia entre este valor y los valores de rocas de la corteza, por ejemplo de algunas rocas precámbricas (Sr-87/Sr-86 = 0.712-0.726), indican que la formación de la corteza comenzó en una etapa muy temprana de la historia del planeta, pues de lo contrario dichas rocas no habrían logrado tanta diferenciación. La figura 38 nos indica los rangos de valores de estroncio en rocas de diferentes ambientes.
Figura 38. Gráfica de frecuencia de valores de Sr-87/Sr-86 en diferentes ambientes tectónicos (tomada de Wyllie, 1971).
En estos histogramas podemos apreciar la complejidad en la evolución de las rocas continentales comparadas con las oceánicas (aunque la interpretación de los resultados para estas últimas tampoco es muy sencilla).
Las técnicas que hemos mencionado forman parte de las herramientas esenciales de las ciencias de la Tierra para el estudio local de la corteza terrestre. La investigación sobre el tema es incesante y algún día permitirá realizar una síntesis general que nos permita entender mejor la dinámica del planeta.
La investigación no sólo es de interés científico sino práctico. La información que estos estudios arrojen permitirá comprender mejor la génesis de los grandes yacimientos minerales, las manifestaciones destructivas de la Tierra, como el vulcanismo y la sismicidad, y otros fenómenos del planeta que están íntimamente asociados con las actividades del hombre.
Composición Química de la Tierra. Contaminación del suelo
Cómo revertir la contaminación
La contaminación del suelo es una degradación de la calidad del suelo asociada a la presencia de sustancias químicas. Se define como el aumento en la concentración de compuestos químicos, de origen antropogénico, que provoca cambios perjudiciales y reduce su empleo potencial, tanto por parte de la actividad humana, como por la naturaleza.
Composición Química de la Tierra. Contaminación de origen industrial
Todas las industrias producen desechos nocivos, si estos desechos no son eliminados de manera correcta se transforman en contaminantes.
La falta de conciencia conservacionista en las personas ha hecho que suelos, aguas y el mismo hombre sean víctimas de la contaminación.
Los contaminantes industriales llegan a través de los conductos de las aguas subterráneas o superficiales o por defectos de los drenajes y son absorbidos por las plantas; los animales herbívoros hacen que estos contaminantes lleguen hasta el hombre por intermedio de las cadenas alimentarías
Entre los contaminantes más tóxicos productos de los desechos industriales se encuentran: el plomo, mercurio, arsénico, selenio… así como los fertilizantes, pesticidas, plaguicidas y raticidas…
Composición Química de la Tierra. Contaminantes sólidos
Constituyen lo que llamamos basura y provienen de la actividad cotidiana del hombre, en la industria, comercio, oficina y hogar.
El suelo contaminado por basura puede generar proliferación de plagas, insectos y roedores que perjudican la salud de las personas, además de producir olores desagradables.
Algunos suelos fértiles se pueden volver pobres para el cultivo de ciertas plantas debido a la acumulación excesiva de sustancias químicas y otros productos de desecho absorbidos por el suelo.
Composición Química de la Tierra. Causas de la contaminación del suelo
Efectos de la contaminación del suelo
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