VI. COMPOSICI�N QU�MICA DEL PLANETA

EL N�CLEO y el manto determinan predominantemente la composici�n de la Tierra. En t�rminos de masa, la corteza y sus vecinos externos (hidrosfera, atm�sfera) constituyen menos del 0.5% de la masa total del planeta. Sin embargo, no poseemos informaci�n directa sobre la composici�n qu�mica del interior de la Tierra. Algunas rocas, por ejemplo las kimberlitas, provienen de grandes profundidades. Esto lo sabemos porque son portadoras de diamantes que s�lo pueden cristalizar a las altas presiones y temperaturas que se encuentran en la parte superior del manto. Aun as�, estas profundidades son peque�as comparadas con el radio del planeta. Por lo tanto, para conocer la composici�n qu�mica del interior de la Tierra y su estado f�sico es necesario deducirlos a partir de la informaci�n que podemos obtener en su superficie. Dos fuentes de informaci�n 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 s�smicas que hemos visto en la secci�n anterior; la otra, los datos aportados por los meteoritos.

Figura 17. (a) y (b) Estructura interna de la Tierra; (c) distribuci�n de velocidades en el interior de la Tierra.

Ambas fuentes nos indican que el n�cleo de la Tierra es de naturaleza met�lica y el manto y la corteza de constituci�n l�tica, 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 heterog�neo y al parecer sin orden interno, poseen, por el contrario, caracter�sticas muy importantes que nos dan informaci�n 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, �qu� es un mineral? El t�rmino nos trae a la memoria algunos minerales muy particulares como el oro o la plata. La mayor�a de los componentes de las rocas son minerales. Un mineral es una sustancia qu�mica que ha solidificado naturalmente en forma cristalina. En una sustancia cristalina los �tomos que la constituyen se encuentran ubicados con cierta regularidad (Figura 18).

Figura 18. (a) s�lido cristalino; (b) s�lido amorfo.

Si examinamos una roca nos daremos cuenta de que en realidad est� formada por una colecci�n de minerales. Entre estos minerales, los m�s importantes por cuanto a la composici�n de la Tierra se refiere son aquellos que poseen grandes cantidades de silicio y ox�geno y son por eso llamados silicatos. Los silicatos son el grupo mineral m�s importante y por ello se les conoce como "formadores de rocas".

El ladrillo fundamental de que est�n constituidos los silicatos es un tetraedro formado por cuatro �tomos de ox�geno y uno de silicio (Figura 19).

Figura 19. El tetraedro de silicio y ox�geno es el bloque fundamental de que est�n compuestas las rocas.

Los variados silicatos se diferencian unos de otros por la forma en que estos tetraedros se enlazan entre s� y por los �tomos de otros elementos que se les asocian. Entre estos �ltimos, el fierro y el magnesio se encuentran con gran abundancia en los silicatos que componen la corteza oce�nica y las rocas de origen profundo; por esta raz�n se cree que el manto tiene una composici�n similar. A los minerales ricos en silicatos ferromagnesianos y a las rocas que forman se les llama rocas ferromagnesianas o b�sicas. 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 �cidas.

Ahora bien, si el manto es tambi�n de composici�n l�tica surgen dos preguntas: �qu� tipo de minerales lo componen?, �cu�l es la naturaleza de la transici�n 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 composici�n y estructura exacta. Para poderlos conocer sin ambig�edad tendr�amos que ser capaces de perforar el planeta hasta las profundidades que deseamos conocer. Hace alg�n 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 m�s delgada en el oc�ano. Sin embargo, su proyecto fue abandonado luego de haberse perforado solamente algunos kil�metros. En cambio, el proyecto sovi�tico contin�a y a la fecha se han perforado ya alrededor de 13 km en la pen�nsula de Kola. Las muestras de rocas as� obtenidas proporcionan informaci�n directa de gran importancia sobre el interior de la corteza, pero desgraciadamente las rocas del manto inferior y del n�cleo quedan m�s all� de nuestro alcance.

As� las cosas, los cient�ficos adoptan procedimientos indirectos para tratar de establecer la naturaleza del interior de la Tierra. Estos procedimientos, desde luego, conducen a teor�as con diversos grados de fundamento; sin embargo, cualquier teor�a que se establezca sobre el interior del planeta debe ser consistente con los datos proporcionados por otro tipo de observaciones. En primer lugar, la composici�n que se proponga debe ser consistente con la densidad del planeta y con la velocidad de las ondas s�smicas. Por otra parte, desde el punto de vista geoqu�mico, la composici�n supuesta debe ser tal que explique la formaci�n de los magmas que originan los productos volc�nicos que observamos en la superficie. Desde el punto de vista petrol�gico, los minerales que componen las rocas deben ser factibles a la presi�n y temperatura a que probablemente se encuentran las rocas a una profundidad dada.

Estas restricciones conducen a un n�mero reducido de modelos sobre el manto aunque, hasta la fecha, no existe una teor�a �nica. En la figura 21 aparecen varios modelos que satisfacen las condiciones se�aladas; sin embargo, no poseemos evidencias claras que nos permitan elegir uno inequ�vocamente.

La figura 20 ilustra dos tipos fundamentales de modelos de la discontinuidad. El primero es de orden qu�mico, y explica la transici�n en t�rminos de un cambio qu�mico, como el que se produce en un vaso de agua en el que ponemos un poco de aceite. La transici�n entre el aceite y el agua constituye un cambio qu�mico. El segundo tipo de modelo es el de cambio de fase: en este modelo la transici�n 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 est� compuesto por una roca llamada peridotita, que consiste esencialmente en olivino y cantidades menores de piroxenos y granates; en el segundo, el manto tendr�a una composici�n basada en la eclogita, una roca compuesta de partes iguales de piroxeno y granate.

En ambos tipos de rocas las ondas s�smicas 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 volc�nica de la superficie. As� pues, cualquiera de los dos tipos de rocas podr�an ser los constituyentes del manto superior.

Si tuvi�ramos informaci�n precisa sobre la distribuci�n de densidades en el manto, podr�amos se�alar alguno de los modelos como el m�s probable, porque la eclogita es m�s densa que la peridotita, pero desgraciadamente no contamos con dicha informaci�n. Conocemos el valor de la densidad promedio de la Tierra y el de las rocas de la superficie, pero para estimar c�mo var�a con la profundidad es necesario suponer alg�n valor en la superficie de las diferentes discontinuidades del planeta. Como estos valores son estimados aproximadamente, puede existir un sinn�mero 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 composici�n del manto superior (tomados de Wyllie, 1971).

Como puede observarse, la distribuci�n de densidades en el interior de nuestro planeta podr�a ser cualquiera de las encontradas entre los l�mites dados por las l�neas punteadas. Distribuciones de densidad que salen de estos m�rgenes son dif�cilmente factibles pues ser�an inconsistentes con la informaci�n sobre el interior de la Tierra que hemos mencionado anteriormente.

Figura 21. Gr�fica de densidad con profundidad en la Tierra. Las zonas sombreadas muestran valores posibles de densidad para cada profundidad.

Nos podemos preguntar ahora si la composici�n supuesta para el manto superior es la misma en la zona de transici�n y en el manto inferior. Como hab�amos visto anteriormente, a profundidades de 400, 650 y 1 050 km encontramos discontinuidades abruptas en las velocidades s�smicas. La regi�n comprendida entre los 400 y 1 050 km es conocida como zona de transici�n y a partir de �sta encontramos el manto inferior.

Tanto la zona de transici�n como el manto inferior deben poseer densidades m�s elevadas que el manto superior. En 1963 K. E. Bullen, un cient�fico ingl�s, demostr� que esto es necesario puesto que si se supusiera una misma densidad para todo el manto, se necesitar�a una masa extraordinaria en el n�cleo 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 kil�metros la presi�n 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 �tomos que los componen se arreglan en conjuntos m�s 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 composici�n qu�mica (tomado de Garland, 1971).

As�, tanto la zona de transici�n como el manto inferior tendr�an la misma composici�n del manto superior pero en estructuras cristalogr�ficas de redes muy cerradas.

A finales de los a�os sesenta F. Press y D. L. Anderson, geof�sicos americanos, demostraron que adem�s es muy posible que el aumento de densidad se deba tambi�n 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 est�n relacionadas con el flujo convectivo del manto, que causa el movimiento de la corteza terrestre. En 1986 un grupo de cient�ficos estadounidenses, entre quienes puede citarse a A. M. Dziewonski y a C. Morelli, publicaron sus resultados sobre la aplicaci�n de la t�cnica conocida como "tomograf�a" al estudio del interior de la Tierra y en ellos describen la existencia de grandes regiones de anomal�as s�smicas distribuidas en un patr�n aparentemente irregular a trav�s del manto. Es muy posible que estas anomal�as reflejen la direcci�n en que est� fluyendo el mismo. La raz�n de esta suposici�n se basa en que si el manto tiene una direcci�n de flujo, los cristales que componen las rocas de �ste se orientan por el "arrastre" en direcciones paralelas a la direcci�n del flujo. Es sabido por otra parte que los cristales transmiten las ondas con diferentes velocidades a lo largo de los diferentes ejes cristalogr�ficos. Adem�s de estas anomal�as en el interior del manto, descubrieron anomal�as en la frontera manto-n�cleo, que pueden interpretarse bien como cambios de composici�n qu�mica, en cuyo caso presentan una analog�a con los continentes sobre la superficie del planeta, o bien como cambios internos del n�cleo debidos a transiciones de fase que podr�an deberse al crecimiento del n�cleo interno por enfriamiento y solidificaci�n del n�cleo externo.

Es conveniente hacer una referencia a la t�cnica mencionada, cuyo nombre completo es tomograf�a axial computarizada (TAC). Esta t�cnica fue introducida en medicina desde los a�os setenta. La t�cnica m�dica consiste en enviar haces de rayos X a trav�s del cuerpo humano. A diferencia de la t�cnica tradicional, en que s�lo se hace una emisi�n y se recoge en pel�cula, la TAC requiere de un barrido de rayos X que posteriormente son recogidos por detectores electr�nicos y enviados a una computadora. Al hacerse un barrido, las diversas partes de la zona en estudio reciben rayos con diferentes trayectorias, de manera que todos los rayos acarrean informaci�n sobre la absorci�n de un mismo grupo de �rganos. La computadora analiza la informaci�n que sobre la misma regi�n aportan los haces de diferentes trayectorias y la sintetiza para producir una imagen tridimensional, evit�ndose as� que algunos �rganos enmascaren a otros como en los rayos X tradicionales.

En el caso de la Tierra, las ondas s�smicas hacen el papel de los rayos X y el planeta el del paciente. La diferencia entre la tomograf�a geof�sica y la m�dica estriba en que en esta �ltima los rayos X aportan informaci�n sobre la absorci�n de los diferentes �rganos mientras que en aqu�lla las ondas s�smicas aportan informaci�n sobre la velocidad a que viaja una onda s�smica en una determinada regi�n. En otras palabras, la infinidad de temblores que se han producido al menos en las �ltimas dos d�cadas han producido rayos s�smicos que viajan con distintas direcciones a trav�s de la misma zona de estudio. La computadora analiza los tiempos de viaje de una multitud de rayos a trav�s de una regi�n y ajusta la velocidad hasta que los tiempos de llegada a las diferentes estaciones son satisfactorios para todas ellas. As�, se logran dilucidar cambios locales en las velocidades s�smicas que luego son interpretados como cambios en la composici�n o en las caracter�sticas f�sicas de una regi�n tridimensional.

En realidad, el principio operacional de la tomografía no es demasiado novedoso para los geof�sicos, quienes llevan m�s de medio siglo realizando an�lisis muy semejantes. Pero s�lo hasta hace poco se ha contado con computadoras lo suficientemente veloces y grandes para realizar la tarea descrita, y con la informaci�n que durante a�os se ha ido acumulando lentamente en el International Seismology Centre localizado en Londres. Este centro internacional acumula continuamente la informaci�n proveniente de la red mundial.

Con respecto al n�cleo terrestre, ya desde principios del siglo se hab�a sugerido que �ste se compon�a de una aleaci�n de fierro y n�quel. Esto es consistente con la composici�n de los meteoritos met�licos y apropiado para explicar la densidad promedio de la Tierra, su momento de inercia y la existencia del campo magn�tico. Sin embargo, cualquier aleaci�n de fierro y n�quel, a pesar de las incertidumbres en la determinaci�n de la densidad del n�cleo, ofrecer�a una densidad mayor que la esperada. As�, es muy probable que un elemento ligero forme parte de la composici�n del n�cleo. A partir de la composici�n qu�mica de los meteoritos, existen dos elementos que podr�an encontrarse en el n�cleo. 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 a�os sesenta por B. Mason y A. E. Ringwood, geof�sicos brit�nicos. El cuadro 7 muestra la composici�n del n�cleo seg�n ambos investigadores:

CUADRO 7. Composici�n del n�cleo seg�n 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 n�cleo interno es probablemente de composici�n similar al externo pero en estado s�lido. Esto es posible, a pesar de las enormes temperaturas a que debe estar el n�cleo, si el punto de fusi�n del material que lo compone aumenta m�s r�pidamente (debido a las grandes presiones existentes) que la temperatura (Figura 23).

Figura 23. Variaci�n de la temperatura con la profundidad en la Tierra y su comparaci�n con la temperatura de fusi�n del hierro a diferentes presiones (tomada de Press y Siever, 1974).

Hemos visto a grandes rasgos los resultados m�s importantes sobre la composici�n y estructura del interior de la Tierra. Las investigaciones en esta �rea contin�an ensanchando nuestros conocimientos sobre el planeta y planteando nuevos problemas.