La Tierra

Tercer planeta en orden de distancia desde el Sol, que forma parte, junto con Mercurio, Venus y Marte, de los llamados planetas sólidos, y es el único en albergar, por lo que sabemos hasta hoy, formas evolucionadas de vida. Esto es debido tanto a la composición de la atmósfera como a una escala de temperaturas que favorecen la presencia de agua en los tres estados de agregación simultáneamente: sólida en los dos casquetes polares y en los glaciares; líquida en las grandes masas de agua oceánicas y continentales y gaseosa en las capas inferiores de la atmósfera.

La Tierra es el mayor de los planetas interiores, gira alrededor del Sol siguiendo una órbita que sólo difiere de un círculo perfecto en un 3%. Su distancia media al Sol es de 149,6A106 de km y es utilizada por los astrónomos como unidad de medida de las distancias en el sistema solar, bajo la definición de Unidad Astronómica (UA). En su posición más lejana dista de él 152,1A106 de km. El plano de la órbita es, también, tomado como referencia para medir las inclinaciones de los planos orbitales de los otros planetas. La Tierra emplea 365 días, 6 h y 9 min para completar su órbita, es decir, para realizar una vuelta completa alrededor del Sol, desplazándose a la velocidad de 29,79 km/s.

La rotación del planeta alrededor de su propio eje se realiza en 23 h, 56 min y 4 s (día solar). El periodo rotacional terrestre ha sido modificado mediante frenado mareal por su satélite, La Luna, de manera que el día se ha ido alargando continuamente a través del tiempo. Así, se ha calculado que hace 5A108 de años, el día duraba sólo 21 horas.

En cuanto a sus dimensiones, la Tierra tiene un diámetro medio de 12.759 km, es el mayor de los planetas sólidos interiores. Su forma no es perfectamente esférica, su diámetro es ligeramente mayor en el Ecuador (12.756 km) que en los polos (12.712 km). La masa de la Tierra es de 5,976A1024 kg y su densidad media de 5,52 g/cm;, es decir, unas cinco veces mayor que la del agua. Se trata de la densidad más elevada con respecto a los otros planetas interiores.

La Tierra posee un importante relieve, las principales unidades topográficas corresponden a los continentes y las cuencas oceánicas. En los continentes, las grandes cadenas montañosas tienen miles de kilómetros de extensión. En las cuencas oceánicas los principales relieves los forman las dorsales que recorren longitudinalmente nuestro planeta. Dorsales y orógenos son estructuras con vulcanismo activo y en general zonas donde las rocas se funden y/o sufren procesos metamórficos.

La Tierra tiene cuatro características poco comunes dentro de los planetas terrestres: vida, océanos, un movimiento gradual de sus continentes, y un intenso campo magnético.

Visto desde el espacio, como se aprecia en la fotografía, presenta el aspecto de una bola azul con manchas, más o menos extensas, marrones y verdes, todo ello velado de nubes blancas.

La inclinación del eje de rotación es de 23 27', lo que permite la presencia de cuatro estaciones climáticas diferenciadas según su posición relativa respecto al Sol. Posee un potente campo magnético que se extiende hacia el exterior formando los llamados Cinturones de Van Allen.

Origen de la Tierra

Las teorías actuales sobre el origen del Universo proponen que hace alrededor de 5A109 años una nebulosa oscura se contrajo, originando en este proceso una serie de glóbulos. En el interior de esta nebulosa los choques cinéticos de sus átomos constituyentes comenzaron a producir reacciones de fusión nuclear, liberando gran cantidad de energía. Posteriormente, el calor de la estrella vaporizó la nebulosa solar, la cual, se había aplanado por efecto de la rotación, convirtiéndose en un disco. Este disco se enfrió lentamente, condensándose parte del vapor en pequeñas partículas de polvo cósmico, dando origen al protosistema solar.

Los planetas rocosos se formaron de gradualmente a partir de una nube de polvo cósmico. Esta nube originalmente se agrupó formando partículas, que progresivamente se convirtieron en gravas y luego en pequeñas bolas, las cuales fueron aumentando de tamaño para dar lugar a continuación a los planetesimales. A medida que aumentaba el tamaño de los planetesimales, la posibilidad de colisiones entre los mismos se reducía.

El que hubiera menos elementos para el proceso de acreción implica que debió invertirse mucho tiempo para la construcción de un planeta. Cálculos efectuados sugieren que pudo transcurrir 1A108 años entre la formación de un objeto de 10 km de diámetro y otro del tamaño de nuestro planeta. La acreción tuvo una influencia predominante en el desarrollo posterior de la Tierra. Los grandes cuerpos que colisionaron contra la masa terrestre produjeron un calor enorme en su interior, fundiendo el polvo cósmico que allí había. Como resultado, se formó un océano de magma situado entre 200 a 400 km bajo tierra que estuvo activo durante millones de años, generando gran actividad volcánica. La acreción terrestre culminó con la diferenciación del planeta: originándose un núcleo y una atmósfera primigenia.

El origen del núcleo tuvo lugar probablemente hace entre 4.440 y 4.410A106 años. El impacto de los planetesimales provocó la fusión del hierro terrestre y su descenso al interior para formar el protonúcleo. La Tierra semifundida y aún en crecimiento acumulaba nuevas partículas metálicas que se añadían al núcleo metálico. Al mismo tiempo, comenzó a retener una atmósfera incipiente.

El estudio de isótopos de diversos gases nobles (helio, argón, y xenón) recuperado en los minerales del manto terrestre emitidos en las dorsales marinas, ha permitido calcular que entre el 80 y el 85 por ciento de los gases que componen la atmósfera terrestre se expulsaron durante el primer millón de años que siguieron a la diferenciación del núcleo de nuestro planeta. Así pues, la Tierra tuvo una atmósfera primigenia muy pronto. En la composición de esta atmósfera predominaba el dióxido de carbono, siendo el nitrógeno el segundo gas en importancia. También había cantidades menores de metano, amoníaco, dióxido de azufre y ácido clorhídrico, pero no había oxígeno.

La rápida desgasificación del planeta liberó ingentes cantidades de agua al manto, formando los océanos. Las mediciones efectuadas con isótopos de oxígeno, indicaban que la temperatura de los océanos durante esta época alcanzaría valores próximos a los 80EC. Valores tan elevados sugerían que los océanos arcaicos eran mares hidrotermales. Recientes descubrimientos han puesto seriamente en duda la existencia de océanos tan calientes en las primeras fases de la hidrosfera de nuestro planeta. La presencia del mineral yeso y bacterias fijadoras de nitrógeno que se han encontrado en las rocas arcaicas, supone que la temperatura no podía sobrepasar los 60EC. Esta parece, por tanto, que fue la temperatura límite de los primeros océanos; siendo probable que la temperatura oscilase en un intervalo comprendido entre los 30 ó 40EC..

La aparición de los continentes fue un acontecimiento algo posterior. El mineral circón, que se encuentra normalmente en las rocas continentales, tiene la ventaja de que no se disuelve durante la erosión, sino que se deposita en el sedimento en forma de partículas. De esta manera, los circones pueden mantenerse durante miles de millones de años y servir como indicadores de la corteza más antigua del planeta. Un equipo de investigadores de la Universidad Nacional de Australia ha encontrado en el este de su país circones que tenían entre 4.100 y 4.300A106 años. Es razonable considerar que los continentes se originaron en esas fechas.

En resumen, podemos decir que la Tierra como cuerpo planetario, en sus primeros estadios era un sistema muy energético, aunque con gradientes geotérmicos muy variables. La diferenciación de nuestro planeta tuvo lugar con bastante rapidez. Hace unos 4.400A106 años se formó el núcleo, mientras que los gases que emergían del interior terrestre dieron lugar a una atmósfera primitiva. Algo más tarde, se formó la corteza continental a medida que los diferentes elementos se fueron separando a distintas profundidades.

Estructura de la Tierra

La Tierra hay que considerarla como formada por una esfera mas o menos solida, rodeada por una capa gaseosa externa llamada atmósfera.

La Atmósfera

En la actualidad se entiende por atmósfera el conjunto de estratos de aire, gases, partículas y energía, existentes dentro de la cápsula de vacío magnético que protege ampliamente del viento solar. La atmósfera en sentido más estricto, la capa de aire retenida por la fuerza de atracción de la tierra y que toma parte en su rotación, es una mezcla de diferentes gases: 78,09% de nitrógeno, 20,95% de oxígeno, 0,93% de argón, 0,30% de anhídrido carbónico y vestigios de otros gases, sobre todo de los denominados nobles y otros procedentes de la contaminación del hombre.

Posee un espesor de unos 2.000 km desde la superficie de la Tierra, y se caracteriza por los gases que la forman (mayoritariamente nitrógeno y oxígeno) y por actuar de forma similar a un termostato que regulara el calor externo e interno de la Tierra. Estas características posibilitan la vida en el planeta Tierra. Rodea la Tierra formando capas bien diferenciadas.

Hasta una altura de unos 120 km no se altera esencialmente la composición de esta mezcla aérea, por tener lugar aquí continuos procesos de equilibrio. Lo único que disminuye con la altura es la densidad de los gases. Pero a alturas por encima de los 120 km tiene lugar la difusión gaseosa.

Capas de la atmósfera. Estratificación.

La más conocida distribución de la atmósfera es la clasificación según la temperatura, en troposfera, estratosfera, mesosfera y termosfera. Se supone, además, una exosfera de transición al espacio sideral. Según la composición gaseosa, se incluyen las capas con proporción gaseosa constante (troposfera, estratosfera, y mesosfera) dentro de la homosfera, denominándose entonces la capa superior, dominada por la difusión gaseosa, heterosfera. Por último puede hacerse una consideración desde el punto de vista de las diferencias en la carga eléctrica de átomos y moléculas y se habla entonces de una neutrosfera (con ausencia de ionización) y de la ionosfera que se inicia en la mesosfera. Por encima de la exosfera, ionosfera o heterosfera habrá que pensar en el comienzo de la magnetosfera.

La troposfera, primer estrato empezando por la Tierra, alcanza en los trópicos una altura de 16 a 17 km frente a sólo 8 km en los polos, debido a que el frío la contrae y el calor la dilata. En los niveles inferiores de la troposfera se producen los fenómenos atmosféricos. En esta ínfima parte de la atmósfera se halla un 80% del agua de la misma, que puede estar en forma de vapor hasta 14 km de altura. En los polos descienden grandes cantidades de aire frío, en el ecuador se elevan enormes masas de aire caliente y húmedo. Estas masas de aire y de vapor se mueven a grandes velocidades entre las temperaturas extremas de 401C y -751C, determinando, de acuerdo a complicadas reglas, el estado general del tiempo del planeta. La estratosfera alcanza hasta 50 km. En su región inferior la temperatura es estable entre los -501C y los -601C. La humedad del aire y la velocidad del viento disminuyen bastante rápidamente a partir de la tropopausa(límite superior de la troposfera). Por esta razón, la estratosfera está prácticamente libre de nubes.

La estratosfera tiene gran importancia en la vida terrestre, porque en su zona superior se forma el ozono. Consiste éste en una combinación molecular de tres átomos de oxígeno (O3). La radiación ultravioleta del Sol se encarga de la formación del ozono y con este proceso se debilita tanto que alcanza la Tierra en porcentajes inocuos para la vida. También en las capas superiores de la atmósfera se produce absorción de los rayos UV. La siguiente capa, que alcanza hasta la mesopausia, es la mesosfera, y termina a unos 80 km. En esta región la temperatura disminuye a -801C, alcanzando con ello su punto más bajo. Después, en la termosfera, vuelve a ascender rápidamente.

La magnetosfera es un gigantesco campo magnético que rodea de lejos la Tierra. Dentro de esta capa existen dos zonas especialmente reactivas, denominadas cinturones de Van Allen, en honor de su descubridor; pero como quiera que su delimitación no está muy confirmada, ya que la actividad solar y el magnetismo hacen oscilar sus límites, actualmente se denominan zonas de radiación. El límite exterior de la magnetosfera, lo que se denomina magnetopausa, está en la parte de la Tierra que mira al Sol a más de 60.000 km, y en la cara opuesta al Sol es mayor y va remolcada como la cola de un cometa.

La Superficie terrestre

Es la capa limite entre la atmósfera y la parte sólida de la Tierra, cubierta en buena parte por los océanos. Es básicamente lisa puesto que desde las mayores profundidades hasta las alturas mas altas tan solo hay un desnivel de 20 km, (0,3%). En la superficie terrestre y en sus proximidades se desarrolla la vida.

La superficie de la Tierra no es en absoluto continua. Está dividida por una serie de grietas similares a las producidas en la cascara de un huevo cocido al golpearlo, que forman 15 grandes placas litosféricas, oceánicas y continentales, que flotan sobre el manto de la Tierra y se hallan en movimiento continuo. Las placas se mueven con gran lentitud, aproximadamente a la misma velocidad que crecen las uñas de una persona. En el centro del fondo de los océanos, que cubren el 70% de su superficie, discurren largas cadenas montañosas que siguen la línea de fractura de las placas. A lo largo de estos macizos se producen continuamente salidas de magma proveniente del manto. Esto provoca la expansión del fondo oceánico y, en los bordes continentales, el hundimiento del mismo bajo los continentes.

El reparto actual de océanos y continentes se debe a este movimiento de las placas. La Tierra no ha tenido siempre el mismo aspecto; los continentes han variado de forma y distribución desde su formación, hace 4.500 millones de años, y aún hoy, el Mar Rojo se ensancha 1 cm al año, por lo que África se aleja de Arabia poco a poco. Del mismo modo, el océano Atlántico gana 10 cm de anchura al año, separando muy lentamente el continente americano de Eurasia y África.

La superficie terrestre varia por efecto de los agentes atmosféricos, los agentes geológicos y también por los seres vivos y el hombre. El modelado de la superficie terrestre se efectúa por medio de los agentes erosivos en función de factores condicionados por el tipo y disposición de las rocas, bajo condiciones definidas por el clima, y en función del tiempo.

Parte sólida de la Tierra

Puede subdividirse en tres grandes esferas concéntricas que corresponden a la corteza, el manto y el núcleo. Estas grandes divisiones se establecieron observando el comportamiento de las ondas elásticas producidas por los terremotos. Puesto que, cada unidad rocosa tiene propiedades diferentes, las ondas sísmicas varían continuamente de velocidad en su trayectoria a través de la Tierra. Además, es posible distinguir las zonas líquidas y las sólidas porque los líquidos, al no ser rígidos, únicamente transmiten ondas de compresión (ondas P), mientras que los sólidos transmiten a la vez ondas de compresión y de cizalla (ondas S).

Las capas más externas de la Tierra constituyen la litosfera. La litosfera está constituida por corteza más la parte superior del manto terrestre. Actualmente sabemos que la litosfera no es una envoltura de aspecto externo perfecto. Más bien, está fragmentada en numerosas placas discretas que se mueven unas respecto de otras. Estas placas están compuestas por litosfera, que es rígida, en el sentido de que es capaz de soportar niveles bajos de esfuerzo diferencial por tiempo indefinido sin fluir. La litosfera cabalga sobre la astenosfera, material del manto superior que es capaz de fluir continuamente y que permite el movimiento de las placas litosféricas superpuestas. El límite entre la litosfera y la astenosfera es uno de los mayores y más significativos contrastes de ductilidad.

Corteza

Corteza Continental

La corteza continental se extiende bajo los continentes y sus márgenes y por regiones poco profundas de los océanos. En total ocupa el 45% de la superficie del planeta y constituye alrededor del 0,3% de su masa y está compuesta por materiales de densidad relativamente baja (2,7 g/cm;). En los continentes su espesor está comprendido entre 25 y 70 Km.

La corteza continental está formada por tres niveles: un nivel inferior de rocas de quimismo muy variable, con rocas tanto ácidas como básicas; un nivel intermedio con quimismo ácido a intermedio, con rocas metamórficas de alto grado y rocas plutónicas; y un nivel superior con rocas graníticas, volcánicas y metamórficas.

La corteza continental es mucho más antigua que la oceánica, está integrada por materiales que en ocasiones se remontan 4.000A106 años. Sin embargo, sufre una constante renovación merced a los ciclos tectónicos, el vulcanismo, la erosión y la sedimentación.

Corteza Oceánica

Ocupa el 55% de la superficie del planeta y tiene una antigüedad máxima de 180A106 años. Esto se debe a que la corteza oceánica se crea al fluir en las dorsales oceánicas y se destruye en las zonas de subducción, donde se sumerge y regresa al manto. Las rocas más antiguas se sitúan en los bordes de las cuencas marinas cerca de los continentes.

La corteza oceánica mide entre 5 y 8 km de grosor y es relativamente delgada y densa (de 3,0 a 3,1 g/cm;), por esta causa, las áreas de la superficie terrestre bajo las cuales se localiza corteza oceánica suelen quedar por debajo del nivel del mar. Su composición mayoritaria son basaltos y gabros.

Los datos geofísicos marinos obtenidos a cierta distancia de las crestas dorsales oceánicas, han proporcionado una comprensión de la estructura vertical de la corteza oceánica. Desde el techo del suelo marino hacia abajo, se distingue:

- Capa 1 o capa sedimentaria, de aproximadamente medio kilómetro de espesor, que aumenta de potencia y edad hacia los continentes

- Capa 2, debajo de los sedimentos se encuentra una capa conocida como zócalo oceánico, que está constituida por lavas almohadilladas y coladas laminares intercaladas en un complejo de diques verticales subyacente. Los diques verticales se corresponden con el eje de expansión de la dorsal y son el resultado del enfriamiento del magma que fluye del techo de la cámara magmática de la dorsal. El zócalo oceánico puede llegar a tener dos kilómetros de potencia y está intensamente fracturado y alterado por corrientes hidrotermales.

- Capa 3 o capa oceánica, compuesta por gabros que se solidifican y separan de la fusión basáltica en la cámara magmática. Los gabros pueden experimentar un importante metamorfismo al alejarse del centro de la dorsal. Se calcula que la capa oceánica tiene una potencia de cinco kilómetros.

Corteza de Transición

Se localiza en la interfase entre continentes y océanos. Tiene unas características mixtas respecto de las dos cortezas anteriores, con estructura de tipo continental pero con un espesor medio del orden de 20 Km.

El límite Corteza-Manto: La Discontinuidad de Mohorovi I

En general, el límite entre la corteza y el manto queda definido por una superficie de discontinuidad que se denomina de Mohorovi I, o más comúnmente Moho. Esta discontinuidad fue primeramente detectada por el sismólogo Andrija Mohorovi que determinó mediante cálculos teóricos que la región de la discontinuidad corteza-manto se hallaba a 54 km de profundidad. Posteriormente se ha comprobado que el tránsito de la corteza-manto se realiza a través de una zona cuyo espesor puede variar considerablemente de una región a otra.

El Moho lejos de ser un plano ideal, es una zona de un grosor inferior al kilómetro en unos lugares y de varios kilómetros en otros. Las velocidades sísmicas observadas son intermedias entre las de la corteza y el manto, probablemente porque existe una interdigitación entre ambos niveles. El aumento de velocidad de transmisión de las ondas sísmicas se debe en buena parte al cambio de composición del medio, porque las rocas del manto tienen composición distinta a las de se hallan en la corteza; son más ricas en hierro y magnesio y más pobres en silicio.

El Manto

De todas las divisiones del interior terrestre, la del manto resulta la más importante, ya que representa el 69% de la masa de la Tierra y el 84% de su volumen. El manto puede dividirse en varias zonas: el manto superior, que comprende desde la discontinuidad de Mohorovi I hasta los 400 km de profundidad; la zona de transición entre los 400 y 670 km; y por último, el manto inferior desde los 670 hasta los 2.900 km de profundidad. El manto inferior es, por tanto, la parte más voluminosa de la Tierra.

La composición del manto continúa siendo objeto de debate, aunque ya se ha perfilado un esquema básico. Existe un consenso general de que el manto superior está formado por alguna clase de peridotitas. Las peridotitas son rocas pobres en sílice y sin feldespato que poseen la misma densidad del manto superior terrestre (alrededor de 3,3 g/cm;). Estas rocas afloran tanto en zonas oceánicas como en cadenas montañosas.

Hay varias razones para suponer que el manto superior es fundamentalmente de naturaleza peridotítica:

- Algunos de los minerales componentes de las peridotitas (granate y piroxenos) se funden dando líquidos basálticos, que resultan ser los magmas más abundantes producidos en el manto.

- Las peridotitas presentan una gran similitud con las condritas carbonáceas. Las condritas son meteoritos muy antiguos, cuya composición se imagina similar a la del material que formó la Tierra. Esto implicaría que las peridotitas fueron el componente principal de los condensados planatesimales durante el enfriamiento de la nebulosa solar.

- En la composición de las peridotitas predominan los minerales anisótropos (olivino, piroxenos). Estos minerales poseen diferente rigidez según cada uno de sus tres ejes espaciales, lo que explicaría la anisotropía sísmica observada en el manto. De esta manera, las ondas sísmicas se propagarían más rápidamente en la dirección de la estructura del mineral que en cualquier otra.

El manto profundo

La zona de transición está situada entre 400 y 670 km de profundidad. Su extensión parece estar determinada por las presiones a las que los minerales del manto superior que se deforman hasta adquirir nuevos estados cuasiestables de mayor densidad.

El Límite Núcleo-Manto

El límite núcleo-manto resulta ser la transición física y química más abrupta del interior terrestre. Esta es la zona donde los silicatos del manto confluyen con la aleación de hierro del núcleo.

Tradicionalmente este límite ha quedado definido por la discontinuidad conocida como Wiechert-Gutenberg rondando los 2.900 km. Las variaciones observadas actualmente en la velocidad de las ondas sísmicas y la densidad terrestre indican que el manto es sólido y que fluye con gran lentitud como si fuera vidrio, mientras que la parte externa del núcleo es líquida, con una consistencia cercana a la del agua. La diferencia de temperatura entre manto y núcleo puede llegar a ser de hasta 1000EC. Recientes estudios están demostrando que esta zona es de gran heterogeneidad y que resulta ser una estructura con entidad propia.

Experimentos realizados con dispositivos de alta presión, indican que el límite núcleo-manto puede contener impurezas y coexistir una mezcla de silicio procedente del manto con el hierro proveniente de la superficie del núcleo. Estos materiales podrían incluso constituir una capa aparte sobre la superficie del núcleo. Esta zona se han denominado genéricamente capa o región D y estaría formada por apilamientos de aleaciones ricas en silicio y hierro, como resultado de las reacciones entre manto y núcleo.

El Núcleo

Actualmente se sabe que el núcleo tiene un radio de 3.470 km, extendiéndose desde una profundidad de unos 2.900 km hasta el centro de la Tierra, a 6.370 km. A tales profundidades, imperan unas condiciones extremas. La presión alcanza de 1,3 a 3,5A106 de atmósferas y se calcula que la temperatura fluctúa entre 4.000 a 5.000EC. Esta zona representa el 16% del volumen y el 31% de la masa de la Tierra.

El núcleo terrestre se divide en dos zonas, núcleo externo y núcleo interno. Como ya se ha explicado, las ondas sísmicas demuestran que el núcleo externo se comporta como un líquido.

El núcleo genera el campo magnéticode la Tierra, que puede ser registrado con una simple brújula, y que es responsable de la imanación de las rocas. Cuando se forma una roca, sus minerales ferromagnesianos tienden a orientarse de acuerdo con el campo magnético terrestre. La imanación de algunas de las rocas más antiguas de nuestro planeta, es una prueba de que el núcleo ya poseía un campo magnético hace 3.500A106 años.

Existe un amplio consenso de que el origen del campo magnético es un proceso magnetohidrodinámico que tiene lugar en el núcleo externo líquido. Este proceso implica la convección de un líquido metálico conductor de la electricidad, que fluye en forma de rodillos helicoidales. De esta manera, el núcleo actúa como una dinamo que mantiene y genera el campo magnético.

Recientes estudios demuestran que la distribución de este campo magnético es irregular, debiendo abandonarse la idea de un gran dipolo único centrado en el interior del núcleo. Mediante análisis con ordenadores se han obtenido mapas de regiones de polaridad del núcleo externo, a partir de una gran cantidad de medidas del campo magnético. Los mapas confeccionados muestran regiones con polaridad inversa que varían en tan sólo unas decenas de años, fenómeno que se atribuye a la rápida circulación del núcleo externo.

Composición del núcleo

La existencia de un importante campo magnético y que el hierro es el único elemento metálico lo suficientemente abundante en el universo como para formar un cuerpo de las dimensiones del núcleo de nuestro planeta, le hacen firme candidato a ser su principal constituyente. El problema reside en que el hierro, en las condiciones de presión reinantes dentro del núcleo, resulta ser demasiado denso y no puede ser el único componente. La cuestión es, por tanto, dilucidar qué elementos podrían estar en aleación con el hierro y rebajar su densidad hasta hacerla coincidir con la del núcleo.

Tradicionalmente se ha sugerido que la Tierra debía de tener un núcleo cuya composición coincidiría con la de los sideritos (meteoritos férricos). Por analogía con la composición de los sideritos, parece probable la presencia de níquel en el núcleo terrestre; además el níquel es un elemento que se combina fácilmente con el hierro. Sin embargo, se calcula un porcentaje de 4% de níquel en el núcleo, lo que apenas rebajaría la densidad del hierro. Por lo tanto, es necesario que exista un elemento ligero, que se disuelva en el hierro fundido y que además forme aleación con el hierro sólido a alta presión. El elemento que mejor reúne estas condiciones es el azufre. Datos experimentales de alta presión indican que sólo se requiere entre 8-10% en peso de azufre para rebajar la densidad del hierro hasta los valores de densidad del núcleo. Además se ha comprobado la presencia del mineral troilita (SFe) en los meteoritos, lo que refuerza esta hipótesis.

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