Pre - Geologia

Prof. S. Lo Mónaco/L. López (Geoquímica, 2.004)

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Tema 3. ESTRUCTURA Y COMPOSICION DE LA TIERRA El conocimiento de la composición y estructura interna de la tierra, constituye un requisito indispensable para entender la GEOQUÍMICA Fuentes de información: Datos directos: Perforaciones, minas (~ 10 Km.), afloramiento de rocas, actividad ígnea (volcanes activos) con los datos directos se pueden hacer pocas deducciones importantes. Datos indirectos (Geofísicos):

• Aceleración de gravedad en la superficie de la tierra y la constante gravitacional. Permite calcular la densidad promedio de la tierra.

• Constante de presesión de los equinoccios. Permite calcular el momento de inercia y hacer inferencias de la distribución de la densidad en el interior del planeta.

Datos sísmicos Indican la presencia de discontinuidades dentro de la tierra y permiten conocer las constantes de elasticidad de los materiales internos. Experimentos de laboratorio (⇑T, ⇑P): Junto con la información que aporta la composición de los meteoritos, dan indicaciones del tipo de materiales que se ajustan mejor a los valores de las densidades y constantes de elasticidad aportados por los datos geofísicos. Datos Sísmicos: El análisis de las ondas producidas por los terremotos proporciona información del interior del planeta TIPOS DE ONDAS: (Pasan a diferentes velocidades en distintos medios)

• Primarias (ondas p): Son las primeras detectadas por los sismógrafos (+ veloces). Poseen una vibración paralela a la dirección de propagación. Se transmiten tanto en medio líquido como en sólido.

• Secundarias (Ondas s): Son ondas más lentas que las "p", poseen una vibración en ángulo recto a la

dirección de propagación. Solo se transmiten en medio sólido.

El estudio de las velocidades de las ondas p y s, muestra una serie de discontinuidades en el interior del planeta, las cuales permiten establecer la siguiente división:


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Núcleo Interno: entre 5.150 - 6.370 Km, es sólido (1,7% de la masa del planeta), se encuentra como "suspendido" en el núcleo externo. Núcleo Externo: entre 2.890 - 5.150 Km, es líquido y caliente (30,8% de la masa del planeta) y presenta capas en movimiento conductoras de electricidad que al combinarse con la rotación del planeta producen el Campo Magnético de la Tierra. Manto Inferior: Entre 650 y 2.890 Km, posee el 49,2% de la masa del planeta y constituye el 72,9% de la masa del manto y corteza. Probablemente está compuesto de Si, Mg y O principalmente, además de Fe, Ca, y Al de forma similar a la abundancia cósmica en que se hallan en el sol y en los meteoritos. Zona de Transición (Mesosfera): Entre 400 y 650 Km, posee el 7,5% de la masa del planeta y el 11,1% de la masa del manto y corteza. Compuesto por silicatos y aluminosilicatos de estructura compleja, es la fuente de los magmas basálticos. Manto Superior: entre 10 y 400 Km, posee el 15,3% de la masa del sistema manto-corteza. Parte del manto superior se encuentra parcialmente fundido (Astenósfera). De la observación directa en cinturones orogénicos erosionados, la parte residual está compuesta principalmente de Olivino (Mg,Fe)2SiO4 y Piroxeno (Mg,Fe)SiO3. Corteza Oceánica: Entre 0 y 10 Km, posee el 0,099 de la masa del planeta, cubre el fondo de todos los océanos y es de composición basáltica. Corteza Continental: Entre 0 y 50 Km, posee el 0,374% de la masa del planeta, está constituida por rocas ricas en minerales de baja densidad; Cuarzo y Feldespatos principalmente

Transformaciones de Fases en el Manto (Ringwood, 1975)

Ringwood (1975) propone un modelo de variación de la mineralogía con la profundidad, el cual está relacionado a las variaciones de densidad inferidas de la variación de velocidad en las ondas P. Debajo de la discontinuidad de MOHOROVIC, se encuentra una zona de baja velocidad (la velocidad de las ondas sísmicas decrece). Esto se atribuye una fusión parcial del material del manto superior. La composición mineralógica propuesta para esta zona es:

Olivino, ortopiroxeno, clinopiroxeno y granate


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A los 300 Km de profundidad, los piroxenos se transforman a una estructura cristalina tipo gránate. La discontinuidad a los 400 Km corresponde a la conversión de olivino a una estructura mas empacada correspondiente a b-olivino y una solución sólida compleja de tipo granate. A los 500 Km ocurre la transformación de la fase β-olivino a una estructura de tipo espínela (γ-olivino). En estas condiciones, el Ca del gránate se separa y posiblemente con algo de Fe forma una estructura muy densa de tipo peroskita (Ca,Fe)SiO3. La discontinuidad sísmica pronunciada entre 650-700 Km, se atribuye a la descomposición de la fase γ-olivino en los óxidos constituyentes MgO (periclasa) y SiO2 (stishowita).

γ-olivino MgO (periclasa) + SiO2 (stishowita) El (Mg,Fe)SiO3-Al2O3 de la solución sólida del gránate, presumiblemente también se trasforma en una estructura del tipo ilmenita. Por debajo de esta transición el manto consiste en:

periclasa + stischowita + MgSiO3.Al2O3 (ilmenita) + (Ca,Fe)SiO3 (peroskita) El cambio de densidad por debajo de los 700 Km puede ser consecuencia de transformaciones de fase a estructuras con empaquetamientos más compactos, donde el Fe y Mg presenta números de coordinación altos. Para explicar los altos valores de densidad de esta zona, se han sugerido algunas fases adicionales como:

(Ca,Fe,Mg)Si03 con estructura tipo peroskita. (Mg,Fe)O con estructura tipo halita

(Mg,Fe)(Al,Cr,Fe)2O4 con estructura ferrita de calcio. Otra posible explicación para la alta densidad en la zona de mayor profundidad del manto es un incremento en la relación Fe/Mg en los compuestos presentes.

HISTORIA PREGEOLOGICA DE LA TIERRA Secuencia de eventos que han ocurrido hasta que las condiciones físicas de la superficie del planeta son similares a las actuales (superficie parte roca, parte agua y con una temperatura media determinada por la radiación solar).

TIERRA COMO CUERPO PLANETARIO EXISTENCIA DE CORTEZA TERRESTE

(4.6x109 años) (3.7x109 años) Suponiendo que la tierra se formó por acreación o acumulación gradual de planetésimos (condritos), cuya composición principal es:

Fase metálica: Aleación metálica (Fe-Ni) Fase Sulfuro: Troilita (FeS)

Fase pétrea o silicato: Olivino [(Fe,Mg)2SiO4], Piroxeno [(Fe,Mg)SiO3], y plagioclasa (CaAl2Si2O8)

Turekian en 1.972, propone un modelo de diferenciación de la tierra en capas:

Considera la tierra en un principio como un aglomerado aproximadamente homogéneo de planetésimos tipo condritos.

Sigue un calentamiento del sistema debido al proceso de radiactividad de elementos inestables (Se estima que hace 4,5x109 años, el calor era unas 7 veces el actual).


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A los 0,6*109 años, se logra la temperatura de fusión de Fe (metálico) a unos 500 Km de profundidad, y se forma una capa de Fe fundido.

Lo anterior produce inestabilidad por la diferencia de densidad entre el Fe fundido y el material silicatado, produciendo el descenso gravitacional de "gotas de Fe fundido", lo que a su vez, produce un calor adicional alcanzando una temperatura de unos 2.000º C a los 100.000 años.

El material silicatado asciende a medida que el Fe desciende, ocurriendo fusión parcial, reacciones de fase fluida con sólida y cristalización fraccionada.

El modelo planteado produce la diferenciación del planeta en tres capas principales: Núcleo, Manto y Corteza. Posteriormente sigue el desarrollo de la Atmósfera, Hidrósfera y Biosfera

DIFERENCIACIÓN PRIMARIA DE LOS ELEMENTOS

Suponemos acreación gradual de planetésimos (condritos) para la formación de la tierra:

Fase metálica (Fe-Ni) Meteoritos Condríticos Fase Sulfuro FeS

Fase Silicato (Mg,Fe)SiO3 (Mg,Fe)2SiO4 Los elementos químicos se distribuyen entre las tres fases dependiendo de su afinidad por cada una de ellas. La cantidad de Fe combinada está determinada por la cantidad de 0 + S. La distribución de los restantes metales electropositivos está controlada por:

M + Fe-Silicato M-Silicato + Fe ∆GFe-Silicato v.s. ∆GM-Silicato

M + Fe-Sulfuro M-Sulfuro + Fe

∆GFe-Sulfuro v.s. ∆GM-Sulfuro El factor determinante de la distribución de los elementos es el Fe, debido a su abundancia cósmica preponderante y por estar presente en todas las fases condensadas:

M más electropositivos que el Fe, lo desplazan de los silicatos. Compuestos de carácter iónico: Li > K > Ba > Sr > Ca > Na > Mg > Al > Mn > Zn > Cr > Fe

M menos electropositivos que el Fe son desplazados por este de los silicatos y concentrados en la fase metálica:

La fase sulfuro atrae elementos de electronegatividad intermedia, es decir, elementos capaces de formar enlaces homopolares (carácter covalente):

Fe > Cd > Co > Ni > Sn > Pb > Cu > Hg > Ag > Au La distribución de los elementos químicos en un campo gravitatorio como la tierra, no está controlada por sus densidades o pesos atómicos, sino por su afinidad química en las distintas fases. La gravedad solo controla la posición relativa de las fases en el campo gravitatorio

CLASIFICACIÓN GEOQUÍMICA DE LOS ELEMENTOS

Goldschmidt (1.923): "...Los meteoritos representan un experimento natural de donde se puede deducir el comportamiento de los elementos químicos.....". Según su afinidad química los clasifica en:

• SIDERÓFILOS (fase Metálica) • CALCÓFILOS (fase Sulfuro) • LITÓFILO (fase Silicato) • ATMÓFILO (Gases)


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COMPOSICIÓN DE LA CORTEZA F.W. Clarke (1.924), estimó un espesor promedio de corteza continental de ~30 Km con la siguiente composición (en volumen):

La composición de la corteza fué estimada en base a los resultados obtenidos de 5.159 rocas analizadas (The data of Geochemistry, US Geological Survey, 1884-1925). Los análisis fueron agrupados geográficamente y los promedios de cada grupo coinciden en gran proporción. Esta composición muestra que la corteza es aproximadamente la misma en diferentes regiones, excepto para rocas de islas oceánicas donde la sílice es mas baja (¿Por Qué?).

SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O P2O5 H2O 59,1 1,1 15,3 3,1 3,8 0,1 3,5 5,1 3,8 3,1 0,3 1,1

Esta composición promedio obtenida corresponde a una roca intermedia entre granito y basalto, reflejando más el promedio de corteza continental que de corteza terrestre. Las principales objeciones hechas a la manera como se obtuvo esta composición son las siguientes:

• La distribución geográfica de la toma de muestras fué desigual (la mayor cantidad de muestras fueron tomadas en Norte América y Europa).

• Distribución no estadística sobre diferentes tipos de rocas (rocas extrañas o exóticas son mas analizadas que las normales como granitos y basaltos, no se les dió un factor de peso o ponderación).

• Carencia de asignación de peso estadístico según la cantidad de masa del tipo de roca. V. M. Goldschmidt (1930), Analizó 77 muestras de arcillas de depósitos glaciares en las montañas al sur de Noruega obteniendo la siguiente composición promedio para la corteza:

SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MgO CaO Na2O K2O P2O5 H2O 59,1 0,8 15,8 3,4 3,6 3,3 3,1 2,0 3,9 0,2 3,0

Esta composición es muy similar a la hallada por F.W. Clarke (1.924), con la excepción de Ca, Na, K y H2O (¿Por Qué?). En las dos composiciones promedios anteriores no se había incorporado la corteza oceánica ya que para esa fecha no se conocía. Poldrvart (1.955) y posteriormente Ronov y Yaroshevsky (1.969), establecieron la composición promedio de la corteza sobre un modelo basado en la existencia de cuatro divisiones geológicas:

• Regiones oceánicas profundas. • Escudos continentales. • Cadenas orogenéticas jóvenes.


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• Plataforma y pendiente continental. La composición de la corteza se estimó con este modelo utilizando la composición promedio de cada unidad cortical. Dicho modelo normaliza con relación al volumen de la roca (área por profundidad). La composición obtenida por estos dos investigadores se muestra a continuación en la tabla resumen. La diferencia entre las dos se atribuye a la información geofísica generada entre el tiempo entre los dos modelos (1.955 a 1.969). Como puede verse, al comparar los datos de estos autores con los de F.W. Clarke (1.924): hay diferencia entre las concentraciones de Si, Na, K, Fe, Mg y Ca (¿Por Qué?).

COMPOSICIÓN PROMEDIO DE LA CORTEZA (% en peso) 1 2 3 4 5 6 SiO2 59,12 59,07 59,19 60,06 59,4 59,3 TiO2 1.05 1,03 0,79 0,90 1,2 0,7 Al2O3 15,34 15,22 15,82 15,52 15,6 15,0 Fe2O3 3,08 3,10 3,41 3,55 2,3 2,4 FeO 3,80 3,71 3,58 4,06 5,0 5,6 MnO 0,12 0,11 0,11 0,21 0,1 0,1 MgO 3,49 3,45 3,30 3,56 4,2 4,9 CaO 5,08 5,10 3,07 5,62 6,6 7,2 Na2O 3,84 3,71 2,05 3,28 3,1 2,5 K2O 3,13 3,11 3,93 2,88 2,3 2,1 P2O5 0,30 0,30 0,22 0,36 0,2 0,2 CO2 ---- 0,35 0,54 ---- ---- ---- H2O 1,15 1,30 3,02 ---- ---- ---- Suma 99,50 98,56 99,03 100 100 100,1 1. Clarke y Washington (1924). Basado en el promedio de 5159 análisis

de rocas ígneas de zonas continentales y oceánicas. 2. Clarke y Washington (1924). Basado en 95% rocas ígneas; 4%

metamórficas, 4% lutitas; 0,75% areniscas y 0,25% de calizas. 3. Goldschmidt (1930). Basado en el análisis de 77 arcillas glaciares del

sur de Noruega. 4. Daly (1914). Basado en una mezcla 1:1 de granito y basalto. 5. Poldervaart (1955). Basado en el promedio de la división de la

corteza en diferentes regiones. 6. Ronov y Yaroshevsky (1976). Basado en un modelo similar al de

Poldervaart


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COMPOSICIÓN PROMEDIO ESTIMADA PARA EL MANTO (% en peso)

(1) (2) (3) (4) (5) SiO2 44.5 44.2 45.7 45.1 47.3 TiO2 0.15 0.09 0.09 0.5 0.2 Al2O3 2.6 2.8 3.4 4.1 4.1 Fe2O3 1.5 1.2 ---- 2.0 ---- Cr2O3 ----- 0.3 0.4 0.3 0.2 FeO 7.3 7.3 8.0 7.9 6.8 Mn0 0.14 0.14 0.14 0.2 0.2 Ni 0.2 0.27 017 0.2 0.2 MgO 41.7 41.0 38.4 36.7 37.9 CaO 2.3 2.5 3.1 2.3 2.8 Na2O 0.25 0.22 0.4 0.6 0.5 K2O 0.02 0.04 ---- 0.02 0.2 1. Promedio de 168 rocas ultramáficas (White, 1967). 2. 5 nódulos de manto peridotítico (Harris et al., 1967). 3. Pirolita (Ringwood, 1975). 4. Estimados de manto libre de volátiles (Nicholls, 1967). 5. 80% peridotita granatífera + 20% eclogita (Anderson, 1980).

COMPOSICIÓN DEL NÚCLEO

Los datos geofísicos muestran que no es posible obtener la densidad del núcleo como silicato u óxido de alta presión. Estos datos sugieren elementos de transición y el valor que satisface los datos de densidad del núcleo sugieren un elemento de un peso atómico de ~22, pero solo Fe presenta una abundancia cósmica considerable. Esto indica que el componente mayoritario debe ser Fe y debido a la presencia de otros elementos mas livianos como S, C, p y Si además de Ni pueden satisfacer los valores de densidad. Esto está fuertemente apoyado por el análisis de meteoritos metálicos (sideritos) donde se encuentra fases como Troilita (FeS) además de los otros elementos livianos antes nombrados. El modelo de Arhens (1.9 ), propone a partir de datos geofísicos una concentración de S de ~9%. Partiendo de este valor y de la abundancia cósmica de los elementos, se puede determinar en forma sencilla la composición del núcleo de la Tierra: 1) Sistema (todo el núcleo):

a) Aleación Metálica = Fe + Ni (principalmente) b) Aleación Metálica + Troilita = 100% Fe + Ni + FeS = 100%

2) Troilita:

a) %Fe(FeS) = (%S/PatS)xPatFe = 15,7% b) %FeS (troilita) = %S + %Fe(troilita) = 9,0 +15,7 = 24,7%

3) Aleación (Fe-Ni):

a) Aleación Metálica + Troilita = 100% b) Aleación Metálica = 100 - 24,7 = 75,3%

4) Fe Total:

a) Fetotal = Fe en la Aleación Metálica + Fetroilita b) Fe en la Aleación Metálica = Aleación Metálica - Ni

Sustituyendo en 4a: c) Fetotal =(Aleación Metálica - Ni) + Fetroilita


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5) Ni en el Núcleo: Utilizando la relación de abundancia cósmica de los elementos:

Ninúcleo = 0.0521 x Fetotal Sustituyendo en 4c:

Fetotal =(Aleación Metálica - 0,0521 x Fetotal) + Fetroilita Fetotal + 0.0521 x Fetotal = Aleación Metálica + Fetroilita Fetotal (1 + 0,0521) = Aleación Metálica + Fetroilita 1,0521x(Fetotal ) = 73,5 + 15,7 ===>Fetotal = 86,49% %Ni = 0,0521 x Fetotal = 0,0521 x 86,49 = 4,52

Sustituyendo en 4b:

Fe en la Aleación Metálica = Aleación Metálica - Ni = 75,3 - 4,52 = 70,8% Fe en la Aleación Metálica = 70,8%

Sustituyendo en 4a:

Fetotal = 70,8 + 15,7 = 86,5 Tablas Resumen: Composición del Núcleo:

Como fases mineralógicas (%) Como elementos (totales) % Como compuestos Químicos (%)

Troilita (FeS) 24,7 S 9 FeS 24,7Aleación Metálica (Fe-Ni) 75,3 Fe 86,5 Fe 70,8

Total: 100 Ni 4,5 Ni 4,5 Total: 100 Total: 100


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