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Origen, estructura
unidad 1 e historia de la Tierra
contenidos
1. La Tierra en el espacio
2. El Sistema Solar: composición
y origen
3. Métodos de estudio del
interior de la Tierra
4. Estructura interna de la Tierra.
Composición de los materiales
terrestres
5. Origen y evolución de la Tierra
6. Historia de la Tierra (I)
7. Historia de la Tierra (II)
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1. La Tierra en el espacio
Las teorías sobre el origen de la Tierra han variado a lo largo de la historia, desde las concepciones geocéntricas (la Tierra como centro del Universo), hasta
las que sitúan el «planeta azul» en un contexto completamente diferente: el
de un Universo en continua expansión, formado por billones de estrellas, y un
número prácticamente incalculable de planetas y otros objetos cósmicos.
Hablar hoy del origen de la Tierra, del Sistema Solar o del Universo, supone
situarse en un contexto temporal increíblemente inmenso, tanto, que en realidad es muy poco lo que puede decirse a ciencia cierta de sus remotos orígenes.
La ciencia, en efecto, se queda prácticamente muda ante los clásicos interrogantes que de un modo u otro han estado en la mente de todas las civilizaciones: ¿Cómo y cuándo comenzó todo? ¿Hacia dónde se dirige el Universo? ¿Se
dirige en realidad en alguna dirección o, por el contrario, no hay finalidad en
su existencia?
La teoría de la relatividad formulada por Einstein en 1917 supuso un cambio
de perspectiva en la concepción del Cosmos y de sus orígenes. Desde entonces, las nuevas tecnologías y la incesante exploración del espacio han permitido profundizar en el conocimiento del Universo en su conjunto, y del Sistema Solar en particular.
a Figura 1.1. Ya en la Grecia clásica,
los filósofos especulaban acerca del
origen del cosmos, de la Tierra y de
los demás planetas. En la imagen,
Platón.
El modelo de la Gran explosión, o modelo del Big Bang, ofrece una explicación coherente del origen del Universo. La edad estimada del Universo es de
al menos unos 14.000 millones de años, cuando debió de producirse la explosión primigenia que dio origen al cosmos material. Esta teoría se basa en una
serie de observaciones que, tras las oportunas verificaciones, cuentan hoy con
el respaldo de prácticamente toda la comunidad científica.
Por otra parte, la datación mediante isótopos radiactivos de las rocas terrestres
más antiguas que se conocen (de unos 3.800 millones de años de edad), junto
con el estudio de meteoritos y rocas procedentes de la Luna, permite afirmar
que el Sistema Solar tiene una edad de unos 4.600 millones de años. Las hipótesis más aceptadas destacan el papel de la gravedad como fuerza determinante en la formación de los planetas. La fuerza gravitatoria habría hecho posible, en efecto, que la materia (polvo y gas) interestelar se enfriase y
consolidase hasta formar el Sol, los planetas y los satélites.
c Figura 1.2. Telescopio Hubble.
Con la ayuda de una de las cámaras
del telescopio Hubble, se ha elaborado una imagen-mosaico del firmamento, que incluye al menos 10.000
galaxias, lo que representa tan solo
una millonésima parte de las galaxias
que se estima existen en el Universo.
Con este telescopio se han observado también más de un millón de objetos (el ojo humano, en comparación, tan solo puede ver a simple
vista unos pocos miles de estrellas).
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La Unión Astronómica Internacional
ha propuesto para Plutón la siguiente definición:
«Plutón es un planeta enano…, y se le
reconoce como el prototipo para una
nueva categoría de objetos transneptunianos» (24 de agosto de 2006).
Para medir las distancias dentro del
Sistema Solar se emplea la unidad
astronómica:
2. El Sistema Solar: composición y origen
2.1. Composición del Sistema Solar
El Sistema Solar está formado por el Sol y una serie de planetas y otros cuerpos que giran alrededor de él. Todo este conjunto se halla en un brazo de la Vía
Láctea: el brazo de Orión.
Los planetas del Sistema Solar son ocho: Mercurio, Venus, Tierra, Marte, Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno. El más próximo al Sol es Mercurio; Neptuno es el más alejado. Hasta el año 2006, se citaba a Plutón como el noveno
planeta del Sistema Solar, pero actualmente es considerado como un cuerpo
más parecido a un satélite que a un planeta.
1 UA (unidad astronómica) =
150.000.000 km (distancia media
entre el Sol y la Tierra).
a Figura 1.3. El Sistema Solar está formado por el Sol y una serie de planetas y otros cuerpos que giran alrededor de él. El Sol es la estrella más próxima a la Tierra: se encuentra a 150
millones de kilómetros de la Tierra. De él recibimos la luz y el calor necesario para vivir.
Figura 1.4. En el Renacimiento
(siglo XVII) se llevaron a cabo importantes estudios sobre las órbitas planetarias. Gracias a Kepler sabemos
que todos los cuerpos planetarios
describen órbitas alrededor del Sol.
a
Entre Marte y Júpiter se encuentran los asteroides, que a veces son atraídos por
los planetas y satélites, llegando a chocar violentamente contra su superficie. A
estos cuerpos se les llama meteoritos. La mayoría de los que son atraídos por la
Tierra se desintegran parcial o totalmente al penetrar en la atmósfera terrestre.
En órbitas mucho más alejadas que los planetas se encuentran los cometas.
CARACTERÍSTICAS DEL SOL Y DE LOS PLANETAS
Sol
Mercurio
Venus
Tierra
Marte
Júpiter
Saturno
Urano
Neptuno
Distancia Sol (UA)
-
0,4
0,7
1
1,5
5,2
9,5
19,2
30,1
Traslación (años)
-
87,9 días
224,7 días
1
1,9
11,8
29,4
84
164,8
Rotación
25-36 días
58,6 días
243,1 días
1 día
1,03 días
9,8 horas
10,5 horas
16,8 horas
16,1 horas
Diámetro (km)
1.390.000
4.878
12.104
12.756
6.787
143.800
120.660
51.120
49.500
5
Masa comparativa
3 · 10
0,05
0,8
1
0,1
318,1
95,1
14,6
17,2
Temperatura media
diurna (°C)
6.000
(en superficie)
350
480
22
–23
–150
–180
–210
–220
4 · 1018
0,37
0,88
1
0,38
2,64
1,15
1,17
1,18
-
0
0
1
2
16
18
17
8
Gravedad comparativa
N.º de satélites
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Los planetas que se encuentran antes de los asteroides, es decir, los cuatro planetas más próximos al Sol (Mercurio, Venus, Tierra y Marte) son conocidos
como planetas menores. También se les llama planetas terrestres, ya que presentan características similares a las de la Tierra.
Los planetas situados después de los asteroides (o sea, los cuatro restantes) se
conocen como planetas mayores o gigantes. Son también conocidos como
planetas gaseosos, debido a los compuestos dominantes que los forman.
LOS PLANETAS
PLANETAS MENORES
PLANETAS MAYORES
Los planetas menores son densos, esencialmente sólidos y
estructurados en capas concéntricas, con núcleos de naturaleza metálica y capas externas ricas en compuestos más ligeros
(principalmente silicatos).
Los planetas mayores son poco densos y de gran tamaño
comparados con los terrestres. Algunos, como Saturno, presentan anillos formados por hielo y rocas dispuestas en torno a
su plano ecuatorial.
MERCURIO
VENUS
JÚPITER
SATURNO
TIERRA
MARTE
URANO
NEPTUNO
ACTIVIDADES
PROPUESTAS
1. Fíjate en la tabla Características del Sol y de los planetas.
Observarás que el número de satélites que giran en torno a
los planetas es mayor cuanto más alejados están del Sol.
Busca información y trata de dar una explicación de esta
característica del Sistema Solar.
2. ¿Cuáles son los planetas menores? ¿Y los planetas mayores?
¿Qué criterios se emplean para distinguir unos de otros?
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2.2. Origen del Sistema Solar
La explicación más aceptada en la actualidad sobre el origen del Sistema Solar es
la teoría de los planetesimales, que data de mediados del siglo XX. Ofrece una explicación coherente, con los conocimientos de que disponemos, de dicho origen.
d Figura 1.5. El origen del
Sistema Solar.
a
Colapso de una nebulosa de gas y polvo.
Las partículas de polvo chocan formando
partículas mayores, planetesimales, y estos
atraen a otros aumentando su tamaño por
acreción.
a
Los materiales giran y se concentran formando un disco aplanado. los materiales
densos se condensan en el centro y los gases, en el exterior.
a
a El Sol comienza su fusión y genera fuertes
vientos que barren hacia fuera los restos de
la nebulosa. Los planetesimales forman por
acreción protoplanetas, que rotan en la misma dirección de giro del disco.
Los fundamentos de esta teoría son los siguientes:
• Una gran nube de polvo y gas, una nebulosa, empezó a comprimirse, por
efecto de la gravedad, con la consiguiente reducción de tamaño de la nube
y aumento de su densidad. Con ello se iniciaría un movimiento de rotación.
Esta etapa inicial es conocida como fase de colapso gravitatorio.
• La nube densa se aplanó hasta convertirse en un disco gigantesco con una
protuberancia central. Esta masa tendría ya la temperatura suficiente para
que en ella diesen comienzo las reacciones de fusión, causantes de la aparición de una estrella (el Sol), compuesta principalmente por hidrógeno, helio, hielo y silicatos. Es la fase conocida como nebulosa-crisálida.
Mientras la nebulosa-crisálida se fue enfriando y condensando, el Sol se individualizó cada vez más y las partículas de menor tamaño empezaron a condensarse en diversas órbitas, formando cuerpos sólidos cada vez mayores: los
llamados planetesimales.
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• Los planetesimales fueron creciendo progresivamente debido al choque entre ellos mismos (acreción colisional), y como consecuencia de ello se produjo una fuerza gravitatoria capaz de atraer otros cuerpos (acreción gravitacional). Esta fase de crecimiento progresivo dio lugar a la diferenciación
geoquímica de los planetas. La atracción gravitatoria solar daría lugar a la
formación de los primitivos cuerpos planetarios:
– Los elementos y moléculas más densos debieron de ser atraídos con más
fuerza, se ubicaron en las órbitas más próximas al Sol, y originaron los planetas terrestres o menores.
– Los compuestos gaseosos, en cambio, serían atraídos con menos fuerza,
por lo que quedarían más lejos del Sol, generando los planetas gaseosos
o mayores.
• Como consecuencia de la diferenciación gravitatoria, los elementos más
densos, como el hierro y otros metales, caerían hacia el interior, mientras
que los menos densos, como los silicatos, se concentrarían en las partes más
externas de los planetas. De este modo se originaron las tres partes en que
está estructurada internamente la Tierra y otros cuerpos planetarios: núcleo, manto y corteza.
Las fases que siguen a esta última corresponden a lo que se conoce como historia geológica de los planetas, que dio comienzo hace unos 4.600 millones
de años.
a Figura 1.7. La UNESCO propone el
año 2009 como «Año Internacional
de la Astronomía». Ese año se celebrará el cuarto centenario desde
que Galileo Galilei inventara el telescopio y descubriera con él los montes
lunares, las lunas de Júpiter e innumerables estrellas de la Vía Láctea.
Atmósfera
Hidrosfera
Corteza
Manto
superior
Manto
inferior
Núcleo
externo
Núcleo
interno
Figura 1.6. La diferenciación gravitatoria de la Tierra dio origen a las tres partes en que
está estructurado internamente el planeta: núcleo, manto y corteza.
a
ACTIVIDADES
PROPUESTAS
3. Observa la figura 1.5. Después, resume en unas pocas líneas
la teoría de los planetesimales.
4. ¿Qué se entiende por diferenciación geoquímica de la Tierra?
¿Y por diferenciación gravitatoria? ¿Guardan ambas alguna
relación?
5. ¿En qué momento de la historia evolutiva de la Tierra se
produce la estructuración en capas del planeta, y a qué se
debió esta?
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3. Métodos de estudio del interior
de la Tierra
En el siglo XIX, el escritor francés de ciencia ficción Julio Verne predijo con
asombrosa exactitud muchos de los logros científicos y técnicos que tendrían lugar a lo largo del siglo XX; sin embargo, su famoso Viaje al centro de la Tierra (publicado en 1864), nunca se ha llevado a cabo, pues resulta del todo imposible.
a Figura 1.8. Retrato de Julio Verne
y fotografía de la Tierra vista desde
el espacio.
No obstante, ya en pleno siglo XXI, en el laboratorio de Reinhard Boehler, del
Instituto Max Planck de Química, de la ciudad de Mainz (Alemania), se intentan reproducir las condiciones que reinan en el centro de la Tierra. Gracias
a prensas de diamantes, combinadas con potentes láseres de infrarrojos, se han
logrado alcanzar simultáneamente presiones de hasta 2 millones de atmósferas, y temperaturas de varios miles de grados centígrados. Su objetivo es averiguar cómo se comporta el hierro, constituyente mayoritario del núcleo terrestre, y de este modo, poder comprender los parámetros y funcionamiento
del enigmático «corazón del planeta», pues según palabras del propio Verne:
«sabemos menos del interior de la Tierra que de otros objetos astronómicos». En definitiva, casi un siglo y medio después de la obra de Verne, estamos ante un viaje «virtual» al centro de la Tierra.
El conocimiento exacto de la estructura, composición y dinámica del interior de
la Tierra es un problema de difícil solución. El científico solo tiene acceso directo hasta una profundidad de unos 3.600 m, en las minas más profundas (situadas
en Sudáfrica), pero de momento no pueden superarse los 12 km de profundidad
en sondeos excepcionales (como los llevados a cabo en la península rusa de Kola),
lo que equivale a menos de una milésima parte del diámetro terrestre.
Aunque en la superficie pueden aflorar rocas originadas a varias decenas de kilómetros de profundidad (como las peridotitas), que nos facilitan cierta información sobre el manto, la mayor parte de los conocimientos que tenemos sobre
el interior del planeta se deben a vías de estudio indirectas, proporcionadas por
la geofísica y el análisis comparativo de los meteoritos.
(*) En 1798, Cavendish logró medir
la constante de gravitación universal
(G), y con ella despejar el valor de la
masa terrestre en la ecuación de
Newton:
M·m
F = G ————
R2
No es difícil calcular el volumen aproximado de la Tierra (1,08 · 1027 cm3), ni
tampoco su masa* (5,976 · 1027 g), por lo que la densidad media de los materiales que componen la Tierra tendrá un valor aproximado de 5,52 g/cm3. Si
comparamos esta cifra con las densidades (entre 2,6 y 3 g/cm3) de las rocas
más abundantes en la zona externa de la Tierra (granito y basalto, respectivamente), es fácil deducir que las capas más internas del planeta han de presentar una densidad muy superior y unas composiciones diferentes de las que podemos observar en las rocas de la corteza.
El conocimiento de la estructura interna de la Tierra se deriva principalmente del estudio de la propagación de las ondas sísmicas generadas durante los terremotos o mediante explosiones controladas (método sísmico).
La energía producida en el foco de un terremoto se transmite a través de las
rocas como vibraciones, en forma de frentes de onda esféricos. La velocidad de
propagación de las ondas sísmicas depende de la naturaleza del medio que atraviesan. Al cambiar de medio, las ondas sufren reflexiones y refracciones, equivalentes a las mostradas por la luz y regidas por sus mismas leyes. Así pues, estas perturbaciones en la trayectoria de las ondas muestran las desigualdades
del interior de la Tierra, como si de una exploración radiográfica se tratara.
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Al producirse un terremoto, los sismógrafos registran en los sismogramas tres
frentes de ondas sucesivos:
1)
AA
Sismógrafo: aparato que se usa para
medir la magnitud de un sismo a partir del registro de las ondas originadas
por el terremoto.
Sismograma: gráfica elaborada por
los sismógrafos, en la que aparecen
reflejadas las diferentes clases de
ondas sísmicas y sus respectivas magnitudes.
2)
3)
c Figura
4)
1.9. Esquematización de la propagación de los
diferentes tipos de ondas sísmicas: ondas P (1), ondas S (2),
ondas L (3) y ondas R (4). Las flechas amarillas indican la
dirección de vibración de las ondas y las rojas la dirección
de propagación.
• El primer frente de ondas que registran los sismógrafos corresponde a las
llamadas ondas P o primarias, que por ser más veloces son también las primeras en llegar a las estaciones de registro. Vibran paralelamente a como se
propagan (comprimiendo y dilatando el terreno), por lo que pueden transmitirse tanto en medios sólidos como fluidos.
• El segundo frente se debe a las ondas S o secundarias, más lentas (su retardo en la llegada respecto a las ondas P es proporcional a la distancia a la que
se encuentre el foco). Vibran perpendicularmente a la dirección de propagación (cizallando los materiales), por lo que no pueden transmitirse por
fluidos, sino en medios sólidos.
• Las últimas ondas en llegar a los sismógrafos son las que se propagan paralelamente a la superficie terrestre, cuya gran amplitud causa los efectos destructivos de los sismos: las ondas L o Love, cuya liberación es perpendicular
a la propagación y paralela a la superficie de la Tierra, y las ondas R o Rayleigh, algo más lentas que las L, cuya propagación se asemeja a la de las olas
del mar. Las ondas L y R reciben el nombre común de ondas superficiales.
Desde comienzos del siglo XX se ha observado que sismógrafos situados cerca
de un foco sísmico reciben las ondas P y S por duplicado. Eso significa que un
grupo de ondas refractadas viaja más rápido por un medio infrayacente distinto (más rígido), y llega a los sismógrafos antes que el segundo frente de ondas.
las cuales (más lentas) se propagan por una capa superior. La superficie de separación de ambos medios es la discontinuidad de Mohorovicic (o simplemente Moho). Esta superficie de discontinuidad sísmica, que se encuentra situada a una profundidad variable de entre 6 y 70 km, separa dos capas muy
diferentes: la corteza y el manto.
a
Figura 1.10. Sismógrafo.
a
Figura 1.11. Sismograma.
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Asimismo, se ha comprobado que a latitudes menores de 103° (respecto al foco
sísmico de un terremoto cualquiera) los aparatos de la red mundial de sismógrafos registran directamente tanto las ondas P como las S. Y a latitudes mayores de 142°, tan solo las ondas P. Existe una zona de sombra sísmica (entre
los 103° y los 142°) donde no se reciben ni las ondas P ni las S.
Epicentro
on
yS
tor
o
ria
d
í se
e los
rec
ib
rayos
das
P
Aqu
on
O n d as
ec
en
onda
Aquí se
r e ci
Py
be n
n
y
s
o
Py
Tra
da
0°
S
das
Manto
103°
u
as í no
P se
ni
r
S d eciben
ir e c
ta s
Zona
de sombra
ci
re re
se di
no i S
Aquí s P n
a
ond
103°
sS
Núcleo
Zona
de sombra
be
Aq d
ct n
on
as 142° A
142°
quí
se reciben ondas P
a Figura
1.12. Trayectoria de propagación de las ondas sísmicas P y S en el interior de la Tierra.
Analizando cómo varía la velocidad de propagación de las ondas sísmicas con
la profundidad, puede observarse el súbito aumento en la velocidad de propagación de las ondas P y S al llegar a la discontinuidad de Moho, y el repentino
descenso de ambas en la discontinuidad de Gutenberg. También puede deducirse la existencia de discontinuidades secundarias, que desvelan una estructura más precisa de la Tierra: a 670 km de profundidad, el aumento de la velocidad de las ondas P y S marca el límite entre el manto superior y el manto
inferior. Otro tanto ocurre con las ondas P a 5.150 km, donde se encuentra la
superficie que separa el núcleo externo del núcleo interno.
v
(km/s)
12
das
On
P
12
8
8
Ondas S
4
4
Manto
0
Núcleo externo
Núcleo interno
Corteza
0
1 000
2 000
Jeffreys
3 000
4 000
Gutenberg
5 000
6 000
Prof. (km)
a Figura 1.13. Diagrama comparativo de la velocidad de las ondas sísmicas con la profundidad, así como las capas que se deducen del mismo.
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En conclusión, la Tierra es un cuerpo que podemos imaginar como una gigantesca «cebolla», estructurada en distintas capas concéntricas o geosferas. El
contacto entre ellas se corresponde con las diferentes superficies de discontinuidad sísmica, las cuales señalan, a su vez, o bien un cambio en el estado físico de los materiales, o una diferente composición química o mineralógica
entre capas contiguas.
g/cm3
g/cm3
g/cm3
En
do
sfe
ra
g/cm3
g/cm3
g/cm3
g/cm3
g/cm3
a
Figura 1.14. Divisiones estructural y dinámica del interior de la Tierra.
ACTIVIDADES
PROPUESTAS
6. ¿Qué información aportan los métodos sísmicos en el estudio
del interior de la Tierra?
10. ¿Qué se entiende por discontinuidad sísmica? ¿Qué capas
se relacionan con la discontinuidad de Gutenberg?
7. ¿A qué nos referimos cuando hablamos del Moho?
11. ¿En relación con la estructura y composición de la Tierra,
qué puede deducirse del estudio de los meteoritos?
8. ¿Qué se puede decir sobre la naturaleza y las propiedades
físicas de las capas más internas del planeta?
9. A unos casi 3.000 km de profundidad, las ondas S dejan de
propagarse hacia el interior y las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad de propagación. ¿Cómo han interpretado eso los geofísicos?
12. ¿En qué se basa la afirmación de que los materiales que
existen en el núcleo de la Tierra son tres o cuatro veces más
densos que los que componen la corteza terrestre? ¿Qué
naturaleza se cree que tienen esos materiales? ¿Por qué?
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En el núcleo externo existe una vigorosa acción convectiva, paralela al eje
de rotación terrestre, que, según se
cree, induce, al igual que una dinamo
gigante, la generación del campo
magnético terrestre.
4. Estructura interna de la Tierra.
Composición de los materiales
terrestres
4.1. El núcleo terrestre
El núcleo o endosfera es la geosfera más interna de la Tierra. Con un radio de
3.470 km, representa el 16 % del volumen terrestre y contiene el 31 % de la
masa total del planeta, debido a su elevada densidad (entre 10 y 13 g/cm3). La
composición que mejor se ajusta a dichas densidades, teniendo en cuenta las
presiones de hasta 3.500 kilobares y las elevadas temperaturas allí reinantes (de
unos 5.000 o 6.000 °C), posiblemente sea una aleación de hierro con algo de
níquel, y hasta un 10 % de azufre en el núcleo externo (en forma de sulfuros).
Núcleo
externo
T °C
Núcleo
interno
2
5.000
3
3.000
2.000
Astenosfera
4.000
Figura 1.15. Diagrama que representa
la variación de la temperatura de la Tierra
con la profundidad (curva 3). Asimismo, se
superponen las curvas de fusión de los
componentes del manto (curva 1) y del núcleo (curva 2). Si la temperatura de la Tierra supera la de fusión de sus componentes, como ocurre en el núcleo externo,
estos se encontrarán en estado líquido.
d
1
1.000
1.000
2.000
3.000
4.000
5.000
6.000
Profundidad (km)
Hay unanimidad en aceptar que el núcleo interno es sólido, mientras que el
núcleo externo es líquido (las ondas P disminuyen su velocidad de propagación y las S no se propagan). Este diferente estado físico se debe a que la temperatura de la Tierra, hasta los 5.150 km, supera la temperatura de fusión de
los componentes del núcleo, pero deja de hacerlo a mayores profundidades.
4.2. El manto
Composición química
y mineralógica del manto
Mientras que la composición química
de todo el manto parece homogénea,
la composición mineralógica varía con
la profundidad: se forman estructuras cada vez más densas a medida
que aquella aumenta. La velocidad de
las ondas sísmicas que se observan en
el manto así parecen corroborarlo.
El manto es mucho más ligero que el núcleo. Su densidad varía entre 3,3 g/cm3
y 5 g/cm3, por lo que, con el 84 % del volumen terrestre, representa casi el
70 % de la masa total de la Tierra. La composición que mejor parece encajar
con los requerimientos anteriores es la de las peridotitas: rocas formadas por
minerales silicatados pobres en sílice y ricos en hierro y magnesio, como el olivino. Son frecuentes en los afloramientos mantélicos existentes en la corteza
y en algunos meteoritos; por fusión parcial originan magmas basálticos. Se ha
comprobado que las peridotitas solo son estables hasta los 400 km de profundidad; por debajo de esa profundidad, los minerales recristalizan en otros de estructura más densa, como la espinela.
El manto inferior, aunque muy viscoso, no es completamente sólido, por lo que,
probablemente, presente algún tipo de movimiento convectivo. En su zona más
próxima al núcleo, entre los 2.700 y 2.900 km, se encuentra el llamado «nivel D»,
donde el manto interacciona con la endosfera perdiendo algo de rigidez.
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En esta base del manto se originan las plumas o penachos térmicos, flujos convectivos ascendentes que –muy calientes– atraviesan todo el manto y generan
en la superficie importantes acontecimientos térmicos y volcánicos: los llamados puntos calientes (o hot spots), como los que se localizan bajo las islas Hawai.
Dentro del manto superior, a una profundidad media de unos 100 km y con un
espesor medio aproximado de 200 km, se encuentra el canal de baja velocidad,
donde las ondas sísmicas disminuyen su velocidad de propagación debido a la menor rigidez de los materiales que lo componen. La menor viscosidad de esta capa,
conocida como astenosfera, se debe a la fusión incipiente que debe mostrar, debida a la proximidad de la temperatura al punto de fusión de sus componentes. El
peculiar estado físico (elástico y plástico a la vez) de la astenosfera provoca una
actividad convectiva, que hace posible el movimiento de las placas litosféricas.
Sobre la astenosfera, y mucho más sólida que ella, se halla la litosfera. Esta
capa externa, de un grosor medio de unos 100 km, es más fina en las zonas
oceánicas y más gruesa en las continentales.
Figura 1.16. Ejemplos de puntos
calientes son los existentes bajo las
islas Hawai o en el parque nacional
de Yellowstone, en las Montañas Rocosas.
a
Siguiendo el mismo criterio dinámico, se puede definir otra geosfera mixta
(formada por el manto inferior y parte del superior), que se encuentra entre la
astenosfera y la endosfera: la mesosfera. Su viscosidad, intermedia entre la de
la litosfera y la de la astenosfera, le permite una cierta circulación convectiva
compatible con la astenosférica. Sus 2.680 km de espesor la convierten en la
capa más voluminosa de la Tierra.
Moho
Punto caliente
Corteza
Olivino*
Litosfera
Astenosfera
Espinela**
Manto
superior
Perovskita***
zona
de transición
Mesosfera
Manto
inferior
Nivel D''
Gutenberg
Núcleo
externo
Endosfera
zona
de transición
Núcleo
interno
Figura 1.17. Esquema de la estructura interna de la Tierra (derecha), comparado con las unidades
definidas por su dinámica (izquierda). Asimismo, se muestran las posibles estructuras atómicas, presentadas por los componentes del manto,
a distintas profundidades.
c
Oxígeno
Silicio
(*)
Estructura
tipo olivino
(**)
Estructura
tipo espinela
(***)
Estructura
tipo perovskita
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4.3. La corteza terrestre
La litosfera
Desde un punto de vista dinámico, a
pesar de su naturaleza heterogénea
(compuesta por la corteza y la parte
más externa del manto superior), la
litosfera funciona como una sola
capa, rígida y quebradiza.
La corteza es la «epidermis» de la Tierra sólida, una fina película que recubre
el globo como la cáscara de un huevo. Tiene un espesor y una masa prácticamente despreciables, frente a las capas anteriores, y es mucho más ligera que
ellas (2,8 g/cm3 de densidad media). Su límite superior es la desigual superficie del relieve, donde contacta con las capas fluidas de la Tierra, y el límite inferior es la discontinuidad de Moho, que se encuentra a unos 10 km de profundidad (de media) bajo el fondo marino y a unos 35 km bajo los continentes.
Línea
de costa
Talud
continental
Atmósfera
Hidrosfera
Moho
Corteza oceánica
Corteza intermedia
Corteza continental
a
Tipos de corteza
Lateralmente pueden distinguirse dos
tipos de corteza claramente diferenciados: la continental y la oceánica, además de un tercer tipo de
escasa representatividad, la corteza
intermedia.
Moho
Figura 1.18. Esquema de los tres tipos de corteza.
La composición química de la corteza difiere mucho de la composición media
del planeta. En la Tierra, el elemento químico más abundante es el hierro, seguido del oxígeno, silicio y magnesio (por su abundancia en el manto), y del
níquel y azufre (por su abundancia en el núcleo). Por contra, en la corteza, el
elemento más abundante es el oxígeno, razón por la cual a la corteza también
se le denomina oxiesfera.
TABLA COMPARATIVA DE LA COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LA CORTEZA Y LA TIERRA
Composición química media
de la corteza
Composición química media
de la Tierra
Elemento
%en masa
% en volumen
Elemento
% en masa
O
46,6
93,8
Fe
34,6
Si
27,7
0,9
O
29,5
Al
8,1
0,5
Si
15,2
Fe
5,0
0,4
Mg
12,7
Ca
3,6
1,0
Ni
2,4
Na
2,8
1,3
S
1,9
K
2,6
1,8
Ca
1,1
Mg
2,1
0,3
Al
1,1
92,0
Corteza continental
Es ligera (2,7 g/cm3). Tiene una larga historia y rocas de hasta 4.000 millones
de años de edad. Debido a su gran antigüedad, se muestra deformada frecuentemente y con una estructura compleja. En ocasiones se pueden distinguir dos
niveles superpuestos, separados entre sí (a unos 17 km de profundidad) por la
llamada discontinuidad de Conrad:
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• La corteza continental superior está formada por granitos y sus equivalentes metamórficos, es decir, rocas constituidas por silicatos con abundante sílice y cationes grandes (Al3+, Na+, K+,…); son rocas ligeras y de color claro. Este nivel tiene superpuesta, de forma discontinua, una delgada cubierta
sedimentaria.
• La corteza continental inferior es mucho menos conocida y no siempre diferenciable de la anterior. Su composición parece semejante a la de la capa
superior, solo que es más densa, por la intensa deformación dúctil sufrida en
profundidad.
Corteza oceánica
Es más densa (2,9 g/cm3) que la continental; también es mucho más joven (la
máxima edad medida es de 180 millones de años), puesto que se está regenerando continuamente. Raramente se encuentra deformada, mostrando una estructura simple y uniforme. De arriba abajo se aprecian tres niveles distintos:
• El nivel 1 es la cobertura sedimentaria, más desarrollada en los bordes continentales y prácticamente inexistente en las zonas de dorsal.
• El nivel 2 o basamento –de 1,5 km de grosor medio– está formado por basaltos. Se trata de rocas volcánicas densas y de color oscuro, compuestas por
silicatos pobres en sílice y con presencia de cationes poco voluminosos
(Mg2+, Fe2+, Ca2+,…).
• Por último, el nivel 3 o capa oceánica, con un espesor promedio de 5 km,
está constituido por gabros y rocas afines, es decir, las equivalentes plutónicas de los basaltos del nivel 2 y, por tanto, de semejante composición.
Corteza Continental
Corteza Oceánica
Corteza
continental
superior
Nivel 1
Nivel 2
Corteza
continental
inferior
Nivel 3
Sedimentos
Figura 1.19. Modelos de las
cortezas continental (izquierda)
y oceánica (derecha).
c
Basaltos
submarinos
Díques
basálticos
Gabros y
rocas afines
Peridotitas del manto
ACTIVIDADES
PROPUESTAS
13. Señala las diferencias principales entre la corteza continental y la corteza oceánica.
14. ¿Qué es el llamado «nivel D»? ¿Dónde se halla? ¿Qué significado geológico tiene?
16. La litosfera y la astenosfera son dos capas a las que se halla
estrechamente ligada la dinámica externa de la Tierra.
Describe brevemente ambas capas y explica la relación que
existe entre ellas.
15. Se piensa que el núcleo externo es en gran parte líquido,
mientras que el interno se supone sólido. ¿En qué se basa
esta hipótesis?
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5. Origen y evolución de la Tierra
La Tierra –al igual que los demás planetas– se formó en la Nebulosa Solar (caliente y en contracción). Tras vaporizarse, en el disco nebular se fueron condensando planetesimales de diferente composición, según su proximidad al centro de la nebulosa, es decir, según su temperatura de formación. Los
planetesimales, que durante el proceso de acreción originaron la Tierra, se condensaron a una temperatura aproximada de 600 K. Por este motivo, además de
silicatos y metales, pudieron generarse minerales hidratados (que con posterioridad propiciarían la existencia de una hidrosfera y de la vida en el planeta). Debido al viento solar, que eliminó los componentes más livianos (gases), prácticamente toda la Tierra está constituida por elementos refractarios y pesados, es
decir, «contaminantes» de la Nebulosa Solar, originados en la rápida evolución
de una estrella masiva, pocos millones de años antes de la formación de la Tierra.
Figura 1.20. En el modelo de acreción homogénea (arriba), los silicatos (azul) y el hierro (rojo)
se acumulan simultáneamente, formando un
planeta homogéneo, que posteriormente se diferencia en capas. Otro modelo alternativo, ya
desechado, es el de la acreción heterogénea
(abajo), según el cual primero se formaría el núcleo, a partir de planetesimales metálicos y, posteriormente, el manto, por acreción de planetesimales silicatados.
d
Acreción heterogénea
Acreción homogénea
Dado que el hierro y los silicatos tienen temperaturas de condensación muy
parecidas, se piensa que la Tierra debió de formarse a partir de planetesimales
constituidos por una mezcla de ambos componentes, y puesto que todos los
planetesimales eran similares, nuestro planeta tuvo que ser homogéneo en sus
orígenes (modelo de acreción homogénea).
Formación del núcleo y del manto
Si la Tierra presenta en la actualidad un núcleo, formado, sobre todo, por hierro, es debido al hundimiento gravitatorio de este –por ser más denso– hacia
el centro del planeta, desalojando de allí los silicatos, que acrecentaron el
manto. Para ello fue necesario que parte de la Tierra se encontrase fundida, y
el calor que se precisaba provenía de los abundantes impactos meteóricos sufridos por el joven planeta. Este proceso, por el que se diferenciaron las dos
principales geosferas del planeta, núcleo y manto, recibe los nombres de Catástrofe del hierro o Gran acontecimiento térmico, ya que liberó una gran
cantidad de energía. Se supone que hace unos 4.400 millones de años, o sea,
100 millones de años después de que comenzarse a formarse la Tierra, el proceso de diferenciación del manto y del núcleo concluiría.
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La corteza se diferenció con posterioridad de forma análoga. Por fusión
parcial del manto, los silicatos más ligeros (con cationes de mayor radio iónico, como Al3+, Na+, K+,…) fueron acumulándose –como una escoria de
fundición– en la superficie del planeta. Al parecer, la mayor parte de la
corteza continental se generó en tan solo 300 millones de años (entre los
2.800 y 2.500 millones de años), durante un gran episodio magmático que
produjo cantidades gigantescas de granitos. No obstante, la génesis de la
corteza continental ya había comenzado 1.000 millones de años antes.
Respecto a la corteza oceánica, ya hemos visto que es mucho más joven
–en ningún caso supera los 200 millones de años–, y se generó por la dinámica de la tectónica de placas. Es de suponer que desde hace 2.500 millones de años existía corteza oceánica. Sin embargo, su continua regeneración y destrucción hace imposible demostrarlo.
Volumen de corteza continental (%)
Diferenciación de la corteza
100
75
50
25
4.000
2.000
Tiempo (m.a.)
hoy
Figura 1.21. Posible curva de crecimiento
de la corteza continental; el máximo crecimiento se produce entre los 2.800 y los 2.500
millones de años.
a
Origen y evolución de las capas fluidas
La primitiva atmósfera terrestre o protoatmósfera se formó
por desgasificación de los volátiles del manto, aprovechando
la energía liberada durante el Gran acontecimiento térmico.
Es decir, su origen coincide con la temprana edad en la que
la Tierra se diferenció hace 4.400 millones de años. Parece
demostrado que su génesis fue muy rápida: en solo un millón
de años se expulsaron entre el 80 % y el 85 % de los gases que
la formaban.
Arenas de pirita
Sulfatos
Hierro bandeado
Capas rojas
Procariontes
Calizas
Plantas terrestres
Carbón
La primitiva hidrosfera terrestre se formó a expensas de la protoatmósfera –rica en vapor de agua–, una vez que esta se hubo
enfriado lo suficiente. La condensación y precipitación, en forma de auténtico diluvio universal, debió de producirse en épocas tempranas de la historia terrestre, hace al menos 4.350 millones de años, poco después de la desgasificación del planeta.
Esta hidrosfera, algo caliente (unos 40 °C) y reductora, fue incrementando su salinidad conforme crecían los continentes,
convirtiéndose en la cuna de la vida en la Tierra.
4.000
3.000
2.000
1.000
Tiempo (millones de años)
0
a Figura 1.22. Distintos indicadores de la evolución química
de la atmósfera: indicadores de ambiente reductor (verde),
indicadores de ambiente oxidante (ocre), distribución de algunos grupos de seres vivos y rocas producidas por su actividad biológica (gris).
Concentración de los diversos
gases atmosféricos (porcentaje)
100
METANO, AMONÍACO
NITRÓGENO
75
ACTIVIDADES
PROPUESTAS
ATMÓSFERA
DESCONOCIDA
50
17. La diferenciación de las capas
terrestres se compara a veces
con los procesos que tienen
lugar en los hornos de fundición de metales. Explica en qué
se basa esa comparación.
25
DIÓXIDO DE CARBONO
AGUA
0
4,5
4
3
Tiempo (hace miles de millones de años)
OXÍGENO
2
1
a Figura 1.23. Composición de la atmósfera terrestre a lo largo de su historia, muy influida
por la presencia de vida en el planeta.
18. ¿Cómo y cuándo se formaron
las primitivas atmósfera e
hidrosfera?
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Los fósiles constituyen un dosier de
archivos incompleto sobre las condiciones de vida del pasado. El trabajo de
los paleontólogos consiste en leer e
interpretar estos documentos y tratar
de reconstruir los ambientes ecológicos
de la Tierra a lo largo de su historia.
6. Historia de la Tierra (I): la medida
del tiempo en Geología
6.1. Los fósiles
El término fósil se emplea para designar cualquier resto o evidencia de la actividad de un ser vivo que existió en el pasado y que ha llegado hasta nosotros
gracias a un largo proceso de mineralización y conservación en las rocas. Los
fósiles son como las letras que van mostrando esa larga historia de la Tierra.
Muchos fósiles proporcionan información muy útil acerca del tipo de vida y de
las condiciones ambientales que se han dado en la Tierra a lo largo de su historia.
Se dice por ello que son buenos indicadores paleobiológicos y paleoecológicos.
Durante mucho tiempo se pensó que los fósiles eran simplemente «caprichos
de la naturaleza». Se creía que los astros y otras fuerzas misteriosas podían llegar a producir rocas con formas semejantes a animales y plantas, pero sin ningún tipo de valor científico.
A partir del siglo XVIII se consolidó la creencia de que los fósiles eran algo diferente, y no formas caprichosas y misteriosas de la naturaleza. Poco a poco se
fue imponiendo la idea de que estas formas tenían mucho que ver con seres que
habían vivido en el pasado.
El camino mediante el cual un ser vivo (ya sea un animal o una planta, o cualquier otra clase de organismo) se convierte en un fósil, recibe el nombre de fosilización.
a Figura 1.24. La fosilización de los
organismos es un suceso geológico
muy excepcional.
a)
c)
Figura 1.25. El proceso de fosilización comprende diferentes etapas, en
el transcurso de las cuales se producen
importantes transformaciones y cambios biológicos y fisicoquímicos.
El proceso de fosilización comienza normalmente con la deposición del cadáver
de un animal, o de los restos de una planta, en una zona donde se está produciendo sedimentación. Los restos animales o vegetales han de quedar cubiertos
rápidamente por nuevas capas de sedimentos, que los preservan de la destrucción
o dispersión por parte de otros seres vivos. Una vez quedan cubiertos por los sedimentos, se inicia la transformación del sedimento en roca sedimentaria y, con
ella, la mineralización de los restos orgánicos preservados de la destrucción.
b)
d)
a
Hay fósiles muy diversos: desde microorganismos, como ciertas bacterias, hasta los grandes esqueletos de dinosaurios; desde simples biomoléculas, hasta
cuerpos enteros encapsulados (como los insectos contenidos en ámbar).
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Muchas veces, lo que se acaba fosilizando son los moldes de las partes blandas del
cuerpo del animal. Estos moldes pueden ser internos, como el que se forma cuando petrifica el barro que penetra dentro de la concha de un molusco (por ejemplo, un bivalvo como la ostra), o externos. También se incluyen en la categoría
de fósiles todo el conjunto de huellas o marcas que reflejan un rastro de actividad
biológica. Dentro de este tipo de fósiles se incluyen algunos tan diversos como las
huellas de pisadas (de mamíferos, reptiles, etc.), o las pistas de reptación de muchos invertebrados (como los gusanos). En este grupo se incluyen también los
coprolitos (fósiles de excrementos), que llegan a proporcionar información muy
útil para conocer el régimen de vida de muchos seres del pasado.
En Geología, a la hora de datar los sucesos geológicos, tienen especial interés
los fósiles estratigráficos, conocidos también con el nombre de fósiles característicos o fósiles-guía.
Los fósiles estratigráficos son restos fósiles pertenecientes a especies biológicas que tuvieron una gran dispersión geográfica y una existencia corta en la escala del tiempo geológico. Esta clase de fósiles es muy utilizada para establecer
correlaciones estratigráficas, es decir, para comparar la edad de terrenos situados en regiones alejadas entre sí, e incluso entre diferentes continentes. Por
esta razón reciben también la denominación de fósiles-guía.
Zona 1
Zona 2
Zona 3
Figura 1.26. Las ignitas son las
huellas fosilizadas de las pisadas de
los dinosaurios.
a
Los fósiles informan de las condiciones climáticas y ambientales que reinaron durante el proceso de formación de un sedimento. Por eso, los
científicos consideran ciertos fósiles
como indicadores paleoambientales
y paleoclimáticos de gran utilidad
para reproducir las condiciones de los
ambientes sedimentarios antiguos.
c Figura 1.27. La presencia de fósiles característicos, en zonas a veces muy distantes entre sí, resulta de gran ayuda a la hora de establecer correlaciones estratigráficas y
conocer la historia geológica de una región.
Zona 1
Zona 2
Zona 3
Los fósiles-guía indican con gran precisión en qué momento de la historia geológica nos encontramos. El lapso de tiempo (zona) más pequeño caracterizado
por la presencia de este tipo de fósiles en los estratos es de unos 200.000 años,
aunque normalmente estas unidades de tiempo sobrepasan los 500.000 años.
Figura 1.28. Los trilobites son
buenos fósiles característicos de los
diferentes períodos del Paleozoico.
a
ACTIVIDADES
PROPUESTAS
19. ¿Por qué los restos de organismos deben quedar enterrados
por los sedimentos para poder transformarse en fósiles?
Razona la respuesta.
20. ¿Qué ventajas tienen las partes duras de los organismos,
sobre las blandas, en el proceso de fosilización?
21. ¿Qué se quiere expresar cuando se habla de los fósiles como
de las «letras» del gran libro de la historia de la Tierra?
22. ¿Qué son los coprolitos? ¿Qué utilidad reviste el estudio de
estos restos fósiles?
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6.2. Dataciones relativas
En muchas actividades se utilizan unidades de tiempo como el siglo, el año, la
hora e, incluso, el minuto y el segundo. Es normal hacerlo, por ejemplo, cuando leemos un libro de historia o realizamos un viaje, o cuando se mide el tiempo de muchas competiciones deportivas. Estas unidades de tiempo, sin embargo, no sirven para nada cuando se trata de conocer una historia que se
remonta a más de 4.500 millones de años de antigüedad: la historia geológica
de la Tierra.
a Figura
1.29. Los embalses son modelos a escala que permiten experimentar y comparar con la evolución
sedimentaria de una cuenca marina
en función del clima.
N.º de géneros fósiles diferentes
900
Aunque algunos fenómenos geológicos terrestres, como una erupción volcánica o un tsunami, por ejemplo, se producen de manera rápida y repentina, la
mayor parte de los sucesos geológicos se desarrollan con extraordinaria lentitud.
Pensemos, por ejemplo, en la formación de las montañas, o en los procesos
implicados en la formación de los fósiles. Es esta la razón por la que en Geología
se utiliza una unidad de tiempo muy particular: el millón de años (m.a.). Se trata de una unidad de tiempo que cae, por supuesto, muy lejos de las posibilidades de experimentación directa por parte del hombre, aunque eso no quiere
decir que no sea posible datar los sucesos geológicos. La Geocronología es la
ciencia que se ocupa de la datación de los tiempos y de los hechos geológicos.
Las dataciones en geología se dirigen actualmente a dos objetivos principales:
• Por un lado, se intentan obtener escalas relativas basadas en la «fosilización» de la variable tiempo en fenómenos «globales», es decir, en sucesos
que han afectado a toda la corteza terrestre, como por ejemplo las oscilaciones o movimientos de subida y bajada del nivel del mar a lo largo de la
historia de la Tierra.
600
300
• Por otra parte, se busca también situar estos fenómenos en una escala absoluta de tiempo. Este último objetivo, más complicado que el anterior, se hizo posible gracias al descubrimiento de la radiactividad, a comienzos del siglo XX.
Tiempo geológico (m.a.)
a Figura 1.30. Gráfica de los cambios climáticos principales, y de las
grandes extinciones asociadas, a lo
largo de la historia de la Tierra.
La moderna geología da mucha importancia al estudio de las llamadas facies
sedimentarias, que vienen definidas por el conjunto de características (estructurales, mineralógicas, etc.) que caracterizan un estrato o conjunto de
ellos. El análisis detallado de las facies sedimentarias, en cada tramo de una serie estratigráfica, permite deducir las condiciones del ambiente sedimentario
en el cual se han depositado los materiales y, por tanto, la evolución en el
tiempo de los diferentes ambientes.
Las variaciones globales del nivel del mar quedan registradas a lo largo del
tiempo en todas las cuencas sedimentarias de la Tierra. Estas oscilaciones de
los niveles marinos están ligadas a las condiciones climáticas, que sabemos que
también cambian con el tiempo. Obviamente, los cambios del clima dan origen a trastornos en el funcionamiento del ciclo geológico externo (erosióntransporte-sedimentación), los cuales quedan a menudo registrados en los sedimentos.
La edad absoluta de un suceso o material geológico se suele expresar en
millones de años o, en algunos casos,
en unidades menores. La edad relativa, en cambio, se expresa haciendo
referencia a las divisiones del tiempo
de la escala cronoestratigráfica.
La edad de un suceso geológico, ya sea una roca, un fósil o el estrato que lo contiene, puede ser datada actualmente con bastante precisión. Hasta el siglo XVII
se creía que la Tierra tenía solo unos cuantos miles de años de antiguedad. Fue
a mitad del siglo XX cuando se determinó que la Tierra tenía en realidad una
edad mucho mayor: unos 4.600 millones de años. Esta datación fue resultado
de la aplicación de los métodos radiométricos en el estudio de la edad de las
rocas.
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Las divisiones cronoestratigráficas más grandes del tiempo geológico son los eones. La duración de los eones es de muchos
cientos de millones de años (m.a.), incluido el eón más corto
de todos, el Fanerozoico, que abarca más de 500 m.a. Este último eón comprende tres grandes eras, basadas en la historia de
la vida. Las eras se dividen en segmentos de tiempo más pequeños llamados periodos, y estos se dividen en épocas.
Los métodos de geocronología relativa
La datación relativa de los sucesos geológicos se hace comparando los diversos fenómenos geológicos respecto a un «antes»
y un «después», sin descartar que los sucesos en cuestión sean
coetáneos. Para hacer esas comparaciones es preciso fijarse bien
en la composición y en la estructura de los terrenos.
a Figura 1.31. Cuando se observa una secuencia normal de
estratos en algún lugar concreto, los materiales más modernos son los que quedan arriba y los más antiguos los que
queden abajo. Según el principio de sucesión faunística, si
conocemos la edad de los fósiles contenidos en los estratos,
se puede establecer el orden de estos según su edad.
Los métodos de datación relativa ordenan, por tanto, los estratos y los fenómenos geológicos en una secuencia según la antigüedad que tiene cada uno. Esta ardua tarea se realiza tomando
como base de trabajo los principios fundamentales de la estratigrafía, con
cuya ayuda es posible analizar e interpretar los conjuntos sedimentarios. Dicha
interpretación permite a su vez establecer la cronología de una serie estratigráfica y comprender mejor las condiciones ambientales existentes en el momento de la sedimentación y de la formación de los estratos.
a)
Entre esos principios, podemos destacar los siguientes:
• El principio de superposición de los estratos (Steno, 1638-1686). Los estratos de un terreno se encuentran dispuestos en el mismo orden en que se
depositaron en la cuenca sedimentaria, siempre que no haya tenido lugar
ninguna alteración o deformación posterior importante.
b)
• La ley de sucesión faunística (Smith, 1779). Si en un estrato hay fósiles, estos se debieron formar al mismo tiempo que la roca que constituye el estrato.
• El principio del actualismo (Hutton, 1778). En los tiempos pasados debían
actuar los mismos procesos geológicos que tienen lugar en la actualidad y
con unos efectos similares. Según este principio, ciertas estructuras, como
por ejemplo las dunas que se forman en un desierto, son parecidas a las que
se formaron hace miles o millones de años. Por ello se puede afirmar que
todo estrato que contenga alguna de estas estructuras se originó en condiciones ambientales como las que se pueden observar en la actualidad.
Figura 1.32. a) Ripple-marks o rizaduras antiguas (fosilizadas); b) Ripplemarks o rizaduras actuales (de una
playa o un río). Muchas estructuras sedimentarias, como las rizaduras producidas por las corrientes de agua, ponen de manifiesto la validez del
principio del actualismo formulado
por James Hutton en el siglo XVIII.
a
ACTIVIDADES
PROPUESTAS
23. ¿Cuál es la unidad de tiempo que utilizan los geólogos con
más frecuencia para explicar la historia de la Tierra? ¿Por
qué?
24. Consulta fuentes bibliográficas adecuadas y señala en qué
criterios se basan los geólogos para establecer los límites
entre eones, eras, periodos y épocas geológicas.
25. ¿Qué edad se calcula que tiene la Tierra desde que se
formó? ¿Cómo se ha podido conocer?
26. ¿Qué se puede decir en relación con la historia geológica de
los materiales representados en el bloque-diagrama (figura
1.31), aplicando únicamente criterios de datación relativa?
Razona tu respuesta.
27. Observa con atención las dos fotografías de la figura 1.32.
¿Qué relación aprecias entre ambas? ¿Qué diferencias se
podrían destacar? ¿Con qué principio estratigráfico pueden
relacionarse? Razona tu respuesta.
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6.3. Dataciones absolutas
Los isótopos son átomos que ocupan «el mismo lugar» en la tabla
periódica de los elementos, porque,
aunque tienen el mismo número de
protones y de electrones, poseen diferente número de neutrones en su
núcleo y, en consecuencia, distinta
masa atómica.
Algunos minerales presentes en las
rocas contienen algún tipo de isótopo radiactivo. El hecho más interesante de estos átomos es que su
desintegración se produce a una velocidad determinada, y que esta velocidad es conocida para cada isótopo en
particular. Por tanto, se puede calcular la edad de una roca midiendo la
proporción entre los isótopos radiactivos existentes y los átomos resultantes de su desintegración.
Fórmula para calcular el tiempo
de semidesintegración de
un isótopo
T = 1/r (H/P+1)
Cuando un geólogo afirma que un determinado mineral tiene una edad de 150
millones de años, se suele referir a su edad absoluta, al tiempo real transcurrido desde la formación de ese mineral. La edad absoluta de una roca, un mineral o de algún suceso geológico se expresa, por tanto, mediante un valor numérico, más o menos exacto. Aunque hay diversas técnicas para hacer estas
medidas, la más utilizada y fructífera es la basada en el estudio de los isótopos
radiactivos.
Los isótopos radiactivos son átomos inestables que se transforman espontáneamente (es decir, se desintegran) de forma natural y se convierten en otros
átomos diferentes y estables. El carbono-14, por ejemplo, es uno de esos tipos
de átomos. El nitrógeno-14 es el elemento final, estable, resultante de la desintegración total del carbono.
El elemento radiactivo inicial (inestable) es conocido como elemento padre. El
elemento estable final es el elemento hijo. Por ejemplo, el uranio-235 (U-235),
que es uno de los isótopos del uranio, es un elemento radiactivo y, por tanto,
inestable. El U-235 acaba transformándose en plomo-207 (Pb-207), que es el
elemento hijo estable y, en este caso, también el producto final de la cadena de
desintegración. Este tipo de transformaciones se produce a un determinado ritmo, que es constante y diferente para cada isótopo.
El llamado periodo de semidesintegración, o vida media del isótopo, es el
tiempo necesario para que la cantidad de átomos radiactivos presentes en un
material (un mineral, por ejemplo) quede reducida a la mitad de los que había en ese material al principio del proceso de transformación.
LOS MÉTODOS RADIOMÉTRICOS PRINCIPALES
Elemento padre
Elemento hijo
(isótopos inestables)
(elemento estable)
T = tiempo que nos interesa
r = constante de transformación
(variable para cada elemento)
Vida media
aprox.
(en millones de años)
Rubidio-87
Estroncio-87
49.000
En todo tipo de rocas que contienen
rubidio, como por ejemplo en rocas
magmáticas y metamórficas muy
antiguas (precámbricas).
Torio-232
Uranio-235
Plomo-208
Plomo-207
13.000
700
En rocas que contienen uranio de
más de 10 millones de años de edad.
Método muy preciso.
1.250
Se utiliza para datar rocas
(magmáticas y metamórficas, sobre
todo) que abarcan un amplio
abanico de edades (desde un millón
de años de antigüedad hasta la era
arcaica). La abundancia de potasio
en las rocas hace que este sea el
método más usado de todos.
5.600 años
Para datar sedimentos recientes
(Cuaternario) y restos arqueológicos.
Especialmente útil para datar
material orgánico (huesos, madera,
etc.) de menos de 35.000 años
de edad.
H = átomos resultantes
(elemento hijo)
P = átomos originales
(elemento padre)
Potasio-40
1.33. Ciertas rocas, como el
granito, contienen minerales con
propiedades radiactivas debidas a la
presencia de isótopos, los cuales pueden ser utilizados para averiguar la
edad de esas rocas.
Usos frecuentes
Argón-40
a Figura
Carbono-14
Nitrógeno-14
Y
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Origen, estructura e historia de la Tierra
La historia de la Tierra es el resultado de la sucesión de infinidad de fenómenos y procesos que se han dado a lo largo de miles de millones de años; una
historia larga y compleja. Los geólogos acostumbran a dividir esa larga historia en tres grandes etapas o eones: Arcaico, Proterozoico y Fanerozoico.
La primera gran etapa de la historia de la Tierra, es decir, el lapso de tiempo
que abarca desde unos seiscientos a unos cinco mil millones de años atrás, es
lo que se conoce como prehistoria de la Tierra. Se trata de un periodo de
tiempo aún muy desconocido a causa de las dificultades que presenta su estudio. En efecto, a la escasez de restos fósiles y de yacimientos hay que añadir,
además, las importantes modificaciones que han sufrido las rocas, lo que convierte esta etapa en un verdadero jeroglífico para los geólogos.
La corteza terrestre está compuesta de una gran variedad de rocas. Entre ellas
se encuentran las rocas sedimentarias, que cubren la mayor parte de la superficie de la corteza, tanto en los continentes como en los océanos. Estas rocas
se han formado gracias a la acumulación de los sedimentos y la posterior compactación y cementación que tiene lugar en las cuencas sedimentarias a lo largo de millones de años.
AA
Proterozoico: significa primeros
organismos.
Fanerozoico: significa organismos
visibles.
proteros (del griego): primer
phaneros (del griego): visible
zôon (del griego): animal
Los estratos
Son como las páginas de un antiguo
y voluminoso documento: se trata del
gran libro que contiene las claves
necesarias para conocer la historia de
la Tierra.
RIZADURAS
Las rocas sedimentarias se encuentran dispuestas generalmente en forma de
capas o estratos.
ESTRATO
TECHO
GRANOSELECCIÓN
7. Historia de la Tierra (II): la división
del tiempo geológico
27
MURO
a
Figura 1.34. Estratos horizontales.
a
Figura 1.35. Estratos inclinados y verticales.
Los estratos suelen contener fósiles, restos o huellas de seres vivos que vivieron
en tiempos pasados y que, mediante diversos procesos químicos, se transformaron
en roca (petrificaron), junto con los sedimentos. Los fósiles vienen a ser como las
letras del libro donde está escrita la historia de la Tierra: son sin duda los grandes
protagonistas de esa historia y por eso su estudio reviste un gran interés.
AA
Superficie de estratificación: es
cada una de las superficies que limitan el estrato. Se denominan techo,
la parte superior y muro la inferior.
Gracias a la información que podemos obtener de las rocas y de los fósiles, hoy
sabemos que la Tierra se formó hace unos 4.600 millones de años. El tiempo
transcurrido desde entonces ha sido un tiempo de cambio, de evolución, tanto de la geografía del planeta, como de los seres vivos que lo poblaron en el pasado. El conjunto de todos estos cambios (la historia reciente de la Tierra) es
el objeto de estudio de la Geología histórica, una de las numerosas ramas de
la Geología.
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Unidad 1
28
La historia de la Tierra comprende dos etapas claramente diferenciadas: Precámbrico y Fanerozoico. Estas etapas se han establecido en función de dos factores: los sucesos geológicos que tuvieron lugar en cada etapa y el conocimiento que se tiene de esos diferentes sucesos.
El Precámbrico abarca desde la formación de la Tierra, hace unos 4.600 m.a.,
hasta hace unos 570 m.a.
El Fanerozoico incluye desde hace 570 m.a. hasta nuestros días.
• El Precámbrico es con diferencia el periodo más dilatado de la historia de
la Tierra. En él sucedieron algunos de los procesos más importantes de la historia del planeta: su misma formación, la aparición y desarrollo de la vida,
la formación de la primitiva atmósfera, muy diferente de la actual, etc.
El Precámbrico comprende básicamente dos eones: el Arcaico y el Proterozoico.
– El Arcaico es la etapa inicial, durante la cual se formó y consolidó la Tierra. Comenzó hace unos 4.600 m.a. y se extendió hasta hace unos 2.500
m.a. Las rocas más antiguas que se han encontrado en la Tierra se formaron durante el Arcaico.
– El Proterozoico (desde 2.500 hasta 570 m.a.) es la etapa en la que se originó la vida en la Tierra. Si bien el Proterozoico representa la mayor parte de la historia de nuestro planeta, es sin embargo el intervalo de tiempo menos conocido por la escasez no solo de restos fósiles, sino también
de rocas, de cordilleras y de otras estructuras geológicas.
• El Fanerozoico (desde hace 570 m.a. hasta la actualidad) supone poco más
del 10 % de la edad de la Tierra. Sin embargo, durante este tiempo la Tierra quedó configurada tal como la conocemos, con los actuales continentes
y todas las formas de vida existentes, incluido el ser humano.
Es, sin duda, la etapa que mejor conocemos, pues en ella se enmarcan la
mayor parte de los fósiles y de las rocas que han llegado hasta nosotros. En
el Fanerozoico se produjo una verdadera explosión de vida, tanto en los medios acuáticos como en los terrestres. Son precisamente las diversas formas
de vida que fueron poblando la Tierra las que se emplean como criterio para
distinguir en el Fanerozoico tres etapas o eras:
– Paleozoico (era caracterizada por formas de vida antiguas).
– Mesozoico (formas de vida intermedias).
– Cenozoico (era caracterizada por formas de vida modernas).
Cada era, a su vez, se divide en intervalos más cortos de tiempo, como son los
periodos, las épocas, etc.
ACTIVIDADES
PROPUESTAS
28. ¿Por qué las rocas sedimentarias se consideran tan útiles
para estudiar la historia de la Tierra?
29. ¿Cuánto tiempo hace que se formó la Tierra? ¿Cómo lo
sabemos?
30. ¿Crees que se han producido muchos cambios en la Tierra
a lo largo de su historia? Cita algún cambio significativo que
conozcas. Comenta en qué consiste.
31. ¿Cuál es exactamente el significado de los nombres de las
eras del Fanerozoico?
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Origen, estructura e historia de la Tierra
Tiempo
(m.a)
29
PERIODOS
Cuaternario
ERAS
EONES
1,6
Terciario
Neógeno
Cenozoico
5,3
23,7
36,6
Paleógeno
EPOCAS
Pleistoceno
Plioceno
Mioceno
Oligoceno
Eoceno
57,8
Paleoceno
66
Superior
Cretácico
95,5
Inferior
135
154
Mesozoico
Jurásico
179
Dogger
Lias
205
Triásico
240
250
Fanerozoico
Malm
Scythiense
Pérmico
290
Pennsylvaniense
325
Carbonífero
Mississipiense
Stephaniense
Westfaliense
Namuriense
Viscense
Tournalsiense
360
Devónico
408
Paleozoico
Silúrico
438
Ordovícico
510
Pridoliense
Ludiowiense
Weniockiense
Llandoveriense
Ashgilliense
Caradociense
Llandeltoense
Llanvirniense
Arenigiense
Tremadociense
Cámbrico
570
900
Proterozoico
Proterozoico 3
= Sínico
Vendiense
Sturtiense
Proterozoico 2
= Rifeico
Yurmatiense
Burziense
2500
Precámbrico
1600
Proterozoico 1
2900
Arcaico 3
Arcaico 2
Arcaico
3500
Arcaico 1
4000
Hádico
4600
a
Figura 1.36. Escala cronoestratigráfica general.
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Unidad 1
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EXPERIENCIAS
a)
¿Qué es un mapa geológico?
b)
Un mapa geológico es la representación a escala, sobre un mapa topográfico, de los diferentes tipos de rocas que afloran en la superficie terrestre y de los tipos de contactos geológicos
que hay entre ellas. Para diferenciar unas rocas de otras se utilizan colores. En un mapa geológico también aparecen reflejadas las estructuras tectónicas (como fallas y pliegues), así como
otras informaciones de interés para el geólogo: emplazamientos de recursos minerales y fósiles
característicos, edades de los materiales, etc. Los mapas geológicos permiten conocer mejor
el terreno y hacer de él y de los recursos que contiene un uso responsable.
c)
Cómo es y cómo se lee un mapa geológico
Todos los mapas geológicos contienen una serie de elementos básicos: el mapa geológico, la
leyenda, los cortes geológicos, los signos y símbolos convencionales, el esquema geológico, el
esquema estratigráfico y las columnas correspondientes.
d)
e)
f)
Los mapas geológicos suelen incluir otros elementos, como son: la escala del mapa, nombre y número de la hoja, la institución encargada de su realización y publicación, el nombre de los autores.
En España, la institución encargada de este tipo de trabajos es el Instituto Tecnológico y Minero.
g)
Los diferentes tipos de rocas que aparecen en un mapa geológico constituyen lo que se conoce como unidades litológicas. Estas unidades vienen especificadas (cada una con un color diferente y un epígrafe que la identifica) en la leyenda del mapa. Las características principales de
cada unidad, así como la edad de cada una, vienen explicadas en la leyenda.
h)
␤
␣
ϒ
ϒ
45°
a
Figura 1.37.
La relación que tiene cada formación rocosa con las formaciones de alrededor nos la proporciona
el tipo de contacto que existe entre ellas. Los tipos de contacto entre las diferentes unidades o formaciones cartográficas se hallan representados en un mapa según unos signos convencionales.
Entre ellos cabe destacar: contacto concordante (a), contacto discordante (b), contacto intrusivo (c),
falla normal (d), falla inversa o cabalgamiento (e), pliegue anticlinal (f), pliegue sinclinal (g), dirección
y buzamiento (h).
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Origen, estructura e historia de la Tierra
31
CRETÁCICO
Los cortes geológicos son perfiles perpendiculares a las estructuras observadas en superficie,
es decir, interpretaciones gráficas, en un plano vertical, de la estructura geológica del subsuelo.
Areniscas y arcillas
PALEOZOICO
Cortes geológicos y modelo de interpretación
Calizas
Calizas
Conglomerados
Pizarras
Cuarcitas
Dolomías
Metamórfico
indiferenciado
Rocas graníticas
a) Identificación de hechos geológicos y
sus características.
En este corte, atendiendo a la litología y disposición de las estructuras, vamos a separar
cuatro grupos. Por litologías podemos apreciar que aparecen rocas de distinta naturaleza: plutónicas, volcánicas, metamórficas y sedimentarias. Las rocas metamórficas aparecen
plegadas y se encuentran intruidas tanto por
rocas volcánicas como plutónicas, no encontrándose relación directa entre estas dos últimas. Se aprecian, además, un plegamiento
que afecta a los materiales paleozoicos y dos
fallas normales asociadas. Encima de los materiales paleozoicos, se disponen los materiales del Cretácico separados por una discordancia angular. Estos últimos presentan los
estratos ligeramente inclinados producto de
algún ligero plegamiento. Igualmente, se
aprecia en el lado izquierdo una efusión que
ha originado un edificio volcánico.
b) Secuencia cronológica de los acontecimientos.
Las rocas más antiguas de este corte serán las
rocas metamórficas identificadas en la leyenda como paleozoicas. Sin embargo, dentro
de este grupo, se separan unas como metamórfico indiferenciado. Estas, por tanto, serán las más antiguas, y sirvieron como base a
la primera cuenca sedimentaria paleozoica.
En ella se acumularon sedimentos detríticos
y químicos en distintos periodos. En un primer momento la sedimentación fue química,
pasó posteriormente a detrítica, y termina
siendo química de nuevo. Cada sedimentación determina un ambiente. Los sedimentos
paleozoicos debido al aumento de presión y
temperatura son transformados en rocas metamórficas: dolomías, cuarcitas, pizarras y calizas. Esta serie es afectada por fuerzas compresivas que dieron lugar a los pliegues que
sobre ellas observamos. Seguidamente, por
una relajación de las fuerzas, se forman las
fallas normales como consecuencia de la distensión producida. Muy posiblemente en
esta misma época se produjese la intrusión
del magma que dio lugar a las rocas graníticas y a la aureola de contacto asociada. Esta
primera fase de deformación daría lugar a
una determinada morfología, que más tarde
sería arrasada por una fase erosiva generando
una segunda cuenca sedimentaria durante el
Cretácico, en la que se acumulan sedimentos
que al compactarse dan conglomerados, calizas y areniscas con arcillas en discordancia con
el zócalo paleozoico. Igual que en la cuenca
paleozoica, las diferentes litologías responden
a cambios en las cuencas: energía, salinidad,
profundidad, etc. Después de la fase erosiva o
de denudación y junto a la cuenca sedimentaria, se produce una efusión de material magmático que produce el edificio volcánico que
se aprecia sobre la falla de la izquierda. Las
rocas del Cretácico, actualmente, no se encuentran horizontales sino que están ligeramente inclinadas, lo que nos indica que la región sufrió una segunda fase de deformación
antes de ser modelada por los agentes erosivos que determinan el relieve actual.
Rocas de metamorfismo
de contacto
Rocas basálticas
a
Figura 1.38.
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Unidad 1
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ACTIVIDADES FINALES
1. Sabemos que la estrella de la Vía Láctea que está más cerca del Sol dista de él unos 4,2 años luz. ¿Cuántos kilómetros
hay aproximadamente entre esas dos estrellas tan próximas? ¿Cuánto tiempo tardaría un navegante espacial, suponiendo que viajase a 2.000 km/h, en cubrir la distancia entre esas dos estrellas?
2. Hutton pensaba que «no existe ningún vestigio de un principio, ni ninguna perspectiva de un final» ¿Creess que estaba
en lo cierto o, por el contrario, equivocado? Consulta las fuentes bibliográficas adecuadas (sobre el origen del Universo,
etc.) y procura razonar tu respuesta a la cuestión planteada.
3. ¿Cuándo se formó el Sistema Solar?
4. Enumera los procesos de génesis del Sistema Solar. Describe brevemente cada uno de esos procesos.
5. Sabemos que las zonas «oscuras» de la Tierra, como una selva tropical, absorben gran cantidad de energía solar, mientras que las zonas «claras», como una región glaciar, por ejemplo, reflejan la mayor parte de la energía que reciben. Infórmate y trata de explicar a qué se debe esa diferencia, y qué consecuencias tiene sobre los seres vivos.
6. Explica cómo crees que han conseguido su estructura en capas los demás planetas terrestres.
7. ¿Por qué es necesaria la intervención de una supernova a la hora de explicar el origen de la Tierra? ¿De dónde procede
el hierro de la hemoglobina que circula por nuestros vasos sanguíneos?
8. Responde a las siguientes cuestiones referentes a la propagación de las ondas sísmicas:
a) ¿Por qué no se utilizan las ondas superficiales como fuente de información de la estructura interna de la Tierra?
b) ¿A qué puede deberse la súbita aceleración (o desaceleración) que se observa en ciertos casos en el comportamiento de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas? Cita y comenta brevemente dos de esos casos.
c) En la discontinuidad de Gutenberg, las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad y las ondas S dejan de propagarse. ¿Cómo explicas ese fenómeno?
d) Dibuja la trayectoria de propagación de las ondas sísmicas en un planeta que no presente estructuración en capas,
solo un incremento de densidad hacia el interior.
9. ¿Qué relaciones cabe destacar entre la astenosfera y la litosfera?
10. ¿Qué clase de rocas abundan más en la corteza continental? ¿Y en la corteza oceánica? ¿En qué capa podemos encontrar peridotitas? ¿Qué clase de rocas son?
11. Un sismógrafo registra un frente de ondas P (VP = 6 km/s), y cinco minutos más tarde, el frente de ondas S (VS = 2,5
km/s) generado en el mismo temblor. ¿A qué distancia de la estación sismográfica se encuentra el foco sísmico? ¿Cuántas estaciones sismográficas hacen falta –como mínimo– en la superficie del globo terráqueo para localizar la situación
exacta de un terremoto?
12. Observa la tabla de la composición química de la corteza y explica por qué el silicio, el aluminio y el hierro ocupan un
menor porcentaje en volumen que el calcio, el sodio y el potasio, si sus porcentajes en masa son mucho mayores.
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13. Analiza e interpreta la siguiente gráfica de las variaciones de velocidad de las ondas P y S en el interior de la Tierra.
v
(km/s)
12
das
On
P
12
8
8
Ondas S
4
4
Manto
0
Núcleo externo
Núcleo interno
Corteza
0
1 000
2 000
Jeffreys
3 000
4 000
Gutenberg
5 000
6 000
Prof. (km)
c
Figura 1.39.
14. Esquema mudo de la división estructural y dinámica de la Tierra.
Sitúa en el mismo: corteza continental, litosfera, endosfera, discontinuidad de Gutenberg, manto, corteza oceánica, astenosfera, «Moho», mesosfera, nivel D, núcleo. Dibuja sobre el
mismo esquema (con flechas) las corrientes de convección responsables del movimiento de las placas litosféricas.
d
Figura 1.40.
15. En el siguiente esquema indica las profundidades a las que se encuentra cada capa, la composición aproximada de todas las geosferas, su estado físico y la viscosidad relativa que presentan unas respecto a otras.
a
Figura 1.41.
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Unidad 1
34
PANORAMA CIENTÍFICO
Los sistemas de información
geográfica
Figura 1.43. Receptor GPS para
uso civil.
a
Órbita
de satélites
Planeta Tierra
Figura 1.44. Posicionamiento de
un objeto.
a
Los sistemas de información geográfica (SIG) son un conjunto de herramientas integradas que permiten llevar a cabo la captura, almacenamiento, análisis y representación de datos de muy variada naturaleza. Además de su utilidad para averiguar la posición de cualquier objeto o persona sobre la superficie del planeta, hoy
se emplean para muchas otras actividades, como pueden ser la realización de estudios medioambientales, geológicos, oceanográficos, etc.
Tanto el origen como la naturaleza de los datos
captados por estos sistemas, pueden ser muy
diversos, pero todos ellos comparten una característica común: su localización georreferenciada, es decir, su localización en el punto exacto de un sistema de coordenadas. Todo ello es
posible gracias a los tres elementos que constituyen el GPS (o sistema de posicionamiento
global):
Figura 1.45. Fragmento de mapa
geológico.
Figura 1.46. Fragmento de mapa
forestal.
a
Con una finalidad similar a la del sistema estadounidense GPS, Europa está a punto de poner
en funcionamiento el programa Galileo, una
red de treinta satélites con la que se espera lograr precisiones de 5 metros (la precisión del
GPS es de unos 20 m).
Los SIG están formados por:
1. El segmento espacial, que consta de una
constelación de 24 satélites Navstar que describen seis órbitas polares alrededor de la Tierra a una altitud de 20.000 km, con un periodo orbital de 12 horas.
• El hardware, que es el soporte informático
constituido básicamente por el ordenador,
los periféricos de entrada de datos (escáneres y otros tipos de sensores) y los periféricos de salida (tipo de impresora).
2. El segmento de control, formado por
cinco estaciones (una de control principal y
cuatro de observación) repartidas por todo el
mundo, para controlar las órbitas de los satélites y sus relojes atómicos.
• El software, el programa SIG y las bases de
datos georreferenciadas. Estos datos contienen dos tipos de información: las coordenadas geográficas y el valor alfanumérico (materiales del terreno, temperatura del
suelo, etc.).
3. El segmento terrestre, constituido por los
receptores GPS en la superficie, y que pueden
ser de usuarios militares (su primera finalidad)
o civiles.
a
Este punto viene dado por las coordenadas de
latitud, longitud y altitud.
El funcionamiento de los sistemas GPS se basa,
por tanto, en una serie de satélites que transmiten una señal a un equipo receptor portátil,
el cual contiene un atlas electrónico.
Los programas SIG permiten trabajar con diferentes capas de datos o mapas temáticos,
cada uno de los cuales representa la distribución en el espacio de una variable determinada. Los mapas temáticos, a su vez, pueden
superponerse para obtener nuevos datos.
Son ejemplos de mapas temáticos:
Para un correcto posicionamiento de un objeto sobre la superficie terrestre se utiliza el método de triangulación esférica, el cual requiere
la participación de tres satélites que pueden
medir con bastante exactitud la distancia que
nos separa del objeto. Para ello, se ha de realizar el cálculo que resulta de multiplicar el
tiempo que tarda en recogerse la señal en el
receptor GPS por el valor de la velocidad de la
señal de radio que se emite (300.000 km/s).
Así se obtiene el punto de situación exacta del
equipo receptor en el mapa o atlas electrónico.
– Mapas topográficos.
– Mapas geológicos, con identificación de rocas, minerales, etc.
– Mapas de uso del suelo.
– Mapas de recursos pesqueros y otros recursos naturales.
– Mapas de riesgos diversos (aludes, inundaciones, incendios forestales, etc.).
– Mapas-inventario de diversos recursos naturales (bosques, etc.).
– Mapas del relieve submarino.
– Mapas de gestión de espacios protegidos.
Y
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Origen, estructura e historia de la Tierra
35
EN RESUMEN
LA TIERRA
PLANETA MENOR
DEL SISTEMA SOLAR
cuyo origen
es explicado
por
ESTRUCTURA Y
COMPOSICIÓN
se puede
conocer
mediante
diversos
HISTORIA
basada en
el estudio de
permiten establecer
MÉTODOS
DE ESTUDIO
DIVISIONES
Fósiles
Estructural
TEORÍA
DE LOS
PLANETESIMALES
Vías
directas
Vías
indirectas
que comprende
Corteza Manto
que
comprende
Núcleo
abarcan
principalmente
Litosfera
que separan capas
Discontinuidades
sísmicas
Métodos
geoquímicos
Rocas
Dinámica
Métodos
geofísicos
Método
sismico
basado
en el
comportamiento
Antenosfera
Mesosfera
Dataciones Dataciones
relativas
absolutas
Endosfera
Ondas
sísmicas
permiten
establecer
ESCALA
DEL TIEMPO
GEOLÓGICO
AMPLÍA CON…
• Bill Bryson. Una Breve Historia de Casi Todo. RBA Editores. 2005.
• http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/1bachillerato/estrucinternatierra/contenido1.htm
Interesantes (y didácticas) animaciones acerca del modo
de propagación de los diferentes tipos de ondas sísmicas.
• http://www.idee.es/show.do?to=pideep_pidee.ES
La Infraestructura de Datos Espaciales de España (IDEE)
tiene como objetivo el integrar a través de Internet los
datos, metadatos, servicios e información de tipo geográfico que se producen en España. (www.idee.es).
• http://www.cnig.es/
Centro Nacional de Información geográfica
• http://www.ign.es/ign/es/IGN/home.jsp
Instituto Geográfico Nacional
• http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/4ESO/tierra_cambia/historia_geologica/historia_geol.htm
Reconstrucción de la historia geológica de un territorio
(animación).
• http://concurso.cnice.mec.es/cnice2006/material082/
actividades/paleo_c14/actividad.htm
Interesante animación de la aplicación de los métodos
radiométricos de datación; concretamente, del método
del carbono 14 – nitrógeno 14
• http://www.igme.es
Página oficial del Instituto Geológico y Minero de España.
• http://einstein.uab.es/_c_gr_geocamp/geocamp/esp/index.htm
Geocamp es el portal de las actividades de campo en
Geología.
Z