Placass Tectónicas I - Placas Tectónicas II -El Ciclo Hidrológico
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1 Placas Tectónicas I - Placas Tectónicas II -El Hidrológico- El Ciclo Carbónico -El Ciclo del Nitrógeno Ciclo Placas, placas límites, y el origen de los movimientos La Estructura de la Tierra Una travesía virtual al centro de la tierra El viaje del agua a través del tiempo El Ciclo Carbónico- De Microbios y de Hombres - Placass Tectónicas I - Placas Tectónicas II -El Ciclo HidrológicoEl Ciclo Carbónico -El Ciclo del Nitrógeno Compilación y armado: Sergio Pellizza Dto. Apoyatura Académica I.S.E.S. Fuente: Placas Tectónicas I La Evidencia de la Revolución Geológica por Anne E. Egger Los Himalayas son generalmente conocidos como el 'techo del mudo' porque presentan los picos más altos de la Tierra. El más famoso es el Monte Everest a 8,848 metros sobre el nivel del mar. La roca que lo cubre es piedra caliza, que se forma en el fondo de los mares cálidos y poco profundos y que se compone totalmente de fósiles marinos, desde plancton hasta almejas y peces. Durante años, los geólogos no lograban explicar cómo los residuos endurecidos de pequeños organismos marinos podían existir en la cumbre de una montaña. En los años 1900s, muchos científicos pensaban que mientras la tierra se enfriaba después del Big Bang, la superficie del planeta se contraía y se arrugaba como la piel de una uva pasa. La teoría de la 'uva pasa' implicaba que las cumbres montañosas como los Himalayas surgieron a través del proceso de arrugamiento. Esta teoría asumía que todas las características de la tierra se habían formado durante un enfriamiento y que el planeta estaba relativamente estático, cambiando muy poco mientras el enfriamiento (y el arrugamiento) se detenian durante billones de años. Alfred Wegener, un geofísico y meteorológo alemán, no estaba de acuerdo con esta explicación. Tomó sus ideas del conocido hecho que África y Sud América 2 parecían unirse como unas piezas de un rompecabezas. Recolectó datos de ambos continentes, y encontró que tipos de fósiles y de rocas en la costa Este de Sur América correspondían a los encontrados en la costa Occidental de África. Cuando añadió los continentes del Norte al rompecabezas, Wegener se dio cuenta que la cadena de las Montañas Apalaches en Norte América continuaban como las Montañas Caledonias en el Norte de Europa. Mapa que muestra la distribución de fósiles en los continentes del Sur. Esta distribución hizo que Wegener una los continentes, tal como demuestra el mapa. Imagen de USGS publication This Dynamic Earth Para explicar estos datos, Wegener propuso la teoría del movimiento continental, en su libro Los Orígenes de los Continentes y los Océanos, publicado en Alemán en 1915. Su teoría enunciaba que todos los continentes estaban originalmente unidos en un supercontinente llamado Pangae. También decia que hace aproximadamente 200 millones de años, Pangea se separó y los continentes se movieron lentamente a sus posiciones actuales. Pérmico Jurásico 225 million years ago 135 ago million Hoy en Día years Imágen de USGS publication This Dynamic Earth El orígen del movimiento Cuando el libro de Wegener fue traducido al Inglés, Francés, Español, y Ruso en 1924, este fue ridiculizado por su sugerencia que los continentes se habían 3 movido. Uno de los principales problemas de su teoría era que no proponía un mecanismo que hubiese provocado el movimiento de los continentes. ¿Cúal era la fuerza que movía los continentes? ¿De dónde venía? ¿Cuánta fuerza se necesitaba para mover un continente? El mecanismo que provocó el movimiento, un importante dato en esta teoría, no se supo hasta los años 1960. Wegener desarrolló su teoría sobre la base de datos de los continentes, pero los océanos cubren el 70% de la superficie de la tierra, una amplia área escondida bajo kilómetros de agua. Después que Wegener publicó su teoría, grandes desarrollos técnicos y cietíficos permitieron a científicos mapear el suelo oceánico y detectar inversiones paleomagnéticas en las rocas en el suelo oceánico. Estos dos datos proporcionaron evidencia adicional a los geólogos para explicar el proceso del movimiento continental. Antes que barcos equipados con sonar empezaran a mapear el suelo oceánico en los años 1920, se creía que la costra debajo de los mares era plana y sin características. Los mapas sonares, sin embargo, mostraron que los suelos marinos eran diferentes, que tenían tremendos valles profundos, cadenas montañosas como las Montañas Rocosas de Norte América, y vastos planos. Más notable, se encontró una larga cordillera que atravesaba la mitad del Océano Atlántico, levantándose 1-2 kilómetros sobre los alrededores de los suelos oceánicos y corriendo paralelamente a las costas continentales de ambos lados. Cordilleras oceánicas similares fueron mapeadas en los Océanos Pacífico Oriental e Índico Occidental. En estas cordilleras ocurrió alguna actividad volcánica. Claramente, las cordilleras tuvieron algo que ver con el movimiento continental, pero ¿qué? En 1962 un trabajo titulado 'Historia de las Cuencas Oceánicas', de Harry Hess, un geólogo de la Universidad de Princeton, propuso que las cordilleras oceánicas centrales marcaban regiones donde un magma cálido se elevó hasta cerca de la superficie. Además, sugirió que la expulsión de magma en las cordilleras separó el suelo oceánico de las cordilleras como una banda deslizante. En profundas zanjas como esas que se encuentran en la costa de Sud América y Japón, el extenso suelo oceánico se hundió debajo de los gruesos continentes en zonas de sumersión. La teoría de Hess, 'la extensión de suelo oceánico' ofrecía una explicación convincente sobre el mecanismo del orígen del movimiento de Wegener, pero necesitaba una prueba más. El mismo año que Hess propuso su teoría, la Marina de Estados Unidos, publicó un trabajo que resumía los resultados sobre el magnetismo de los suelos oceánicos. Durante la Segunda Guerra Mundial, barcos que llevaban aparatos para medir el magnetismo, encontraron bandas alternantes de magnetismo débil y fuerte en las rocas del suelo marítimo (originalmente estos magnetómetros fueron diseñados para localizar submarinos). Estas bandas, irregulares en anchura, no solamente corrían paralelas a las cordilleras oceánicas, sino que estaba modeladas simétricamente alrededor de las cumbres de estas cordilleras. El magnetismo fue provocado por la presencia de minerales magnéticos en las rocas. Los científicos no se sorprendieron al conocer que las rocas del suelo 4 marítimo conteníaan el mineral magnético magnetita. Cuando el magma de las cordilleras sube y se enfría, se cristaliza, encerrando los cristales de magnetita y alineandolos con el campo magnético de la tierra como la aguja de un compás (ver la Lección sobre la Estructura de la Tierra). El campo magnético de la tierra era conocido desde la antigüedad, pero más tarde los científicos se dieron cuenta que el campo magnético no es constante, fluctúa en intensidad y ocasionalmente invierte la dirección (llamado polaridad). Hoy consideramos que el campo tiene una polaridad 'normal', el norte es norte. Sin embargo, varias veces en el pasado, la polaridad se ha invertido, las agujas de nuestros compases se cambiaban de dirección y apuntaban al Polo Sur. Este fenómeno de inversión magnética había sido previamente observado en rocas continentales, y ahora parecía también ser el caso para las rocas oceánicas. En 1963, Fred Vine y Drummond Matthews, dos geólogos británicos, unieron el mapa de la cordillera central Atlántica con las bandas magnéticas simétricas en suelo marítimo. Cuando los barcos navales trazaron el plano del magnetismo fuerte, las rocas mostraron la polaridad invertida. Estos paleomagnéticos invertidos claramente modelados en el suelo marítimo ofrecieron la prueba necesaria de la extensión en el suelo marítimo de Hess. Especificamente, probaron que una costra nueva estaba siendo continuamente generada en la cordillera central oceánica, donde el magma se enfriaba y los cristales de magnetita 'se encerraban' de acuerdo con la orientación del campo magnético de la tierra en ese momento. Los continentes no tenían que 'moverse' al lugar donde están hoy en día, pero eran movidos por las lentas y continuas magmas de las bandas deslizantes en las cordilleras oceánicas centrales. Mid-ocean ridges Concept simulation - Recreates activity at Plate Boundaries. (Flash required) El trabajo de Hess, Vine, y Matthews resultó en un nuevo mapa de la tierra, que incluía placas en los bordes además de las costas. Los bordes fueron dibujados en las cordilleras oceánicas y en las zonas sumergidas. Azul = cordilleras oceánicas, Rojo = zonas de subduction. Más evidencia para las placas tectónicas Hoy, gran parte de la evidencia sobre las placas tectónicas se adquiere con la tecnología de satelite. Con técnicas como el Sistema Global de Posicionamiento y otras técnicas de recolección de datos con satélite, los científicos pueden medir 5 directamente el movimiento y la velocidad de las placas en la superficie de la tierra. Las velocidades van de 10 - 100 mm al año, confirmando la antigua creencia que las placas se mueven a una velocidad lenta pero constante. Los Himalayas, empezaron a formarse hace unos 40 millones de años cuando la placa India chocó con la placa Euroasiática, empujando y doblando rocas que se habían formado debajo del nivel del mar en altos picos. Ya que la placa India sigue moviéndose hacia el norte, los Himalayas siguen alzándose a una velocidad de 1 cm por año. Ya no tenemos que evocar una tierra arrugada que se encoge para explicar el origen de los fósiles marinos en la cumbre del mundo. La tierra es increiblemente dinámica, cadenas de montañas se hacen y se erosionan, volcanes hacen erupción y se extinguen, mares avanzan y retroceden, y esos cambios son el resultado de un proceso de placas tectónicas. Antes que Wegener desarrose su teoría, pocos habían concebido este mundo. Su teoría del movimiento continental fué el primer paso en el desarrollo de la teoría tectónica, y la fundación sobre la que la geología moderna fue construida. Módulos Relacionados La Estructura de la Tierra Placas Tectónicas II Placas Tectónicas II Placas, placas límites, y el origen de los movimientos por Anne E. Egger En 1962, la idea que las piezas de la superficie de la tierra se movían no era considerada radical. Como vimos en la lección Placas Tectónicas I, el concepto del movimiento continental y de la extensión del suelo marítimo había revolucionado la geología, y los investigadores empezaron a revisar sus interpretaciones de los datos existentes. Por ejemplo, los geólogos sabían que los terromotos no estaban distribuidos al azar en la tierra. Los terremotos están en rojo. Esta imágen fue generada usando QUEST, un instrumento interactivo para diseñar en línea a través de Discover Our Earth en Cornell University. 6 En realidad, los terremotos, se concentran en las placas límites dibujadas por Harry Hess. Sin embargo, no todos los terremotos ocurren a la misma profundidad. Donde Hess había postulado que las rocas del suelo oceánico estaban hundiéndose en las zonas de subducción o sumersión, ocurren los terremotos a una baja profundidad de 0-33 km debajo de la superficie cerca de las zanjas, y a una profundidad de casi 700 km debajo de la superficie, más tierra adentro. Por otra parte, sólo terremotos poco profundos (de profundidad de 0-33 km) son registrados en las cordilleras que se extienden. Estos datos ayudaron a los geólogos a diseñar planos longitudinales que muestran que las placas son delgadas en las cordilleras que se extienden, y que la subducción alcanza largas distancias, llevando las placas a profundidad debajo de los continentes. Al igual que los terremotos, los volcanes estaban preferentemente localizados en las placas límites o cerca de ellas. Históricamente los volcanes activos estána en rojo. Esta imágen fue generada usando QUEST, un instrumento interactivo para diseñar en línea a través de Discover Our Earth en Cornell University. Al igual que los terremotos, diferentes tipos de volcanes existen en diferentes tipos de placas límites. La mayoría de las erupciones volcánicas que salen en las noticias, como la erupción del Monte Santa Helena de 1980, tienen lugar cerca de las zonas de subducción. Estas devastadoras y explosivas erupciones reflejan la composición de magma, que es extremadamente viscosa y que por consiguiente no fluye fácilmente. Al contrario, las erupciones volcánicas que existen en las cordilleras que se extienden son mucho mas suaves, en parte porque la mayoría de estas erupciones están debajo de 2-3 kilómetros de agua, pero también porque el magma es menos viscoso. Placas límites Estas observaciones sobre la distribución de los terremotos y los volcanes ayudó a los geólogos a definir los procesos que ocurren en las cordilleras que se extienden y las zonas de subducción. Además, ayudaron a los científicos a descubrir que hay otros tipos de placas límites. En general, las placas límites son 7 el escenario de gran actividad geológica, terremotos, volcanes, y topografía dramática, de tal manera que cordilleras como los Himalayas están todas concetradas donde dos o más placas se encuentran en un límite. Hay tres principales maneras en que las placas interactúan en los límites: pueden moverse en dirección divergente, pueden moverse en dirección convergente, o pueden deslizarse una al lado de la otra, transformante. Cada una de estas interacciones produce un modelo de terremoto, volcanismo y topografía diferentes: Límites Divergentes Los límites divergentes son las cordilleras oceánica centrales que lanzaron la revolución de las placas tectónicas. La Cordillera Central Atlántica es un ejemplo clásico. Los terremotos poco profundos y fluidos menores de lava caracterizan la cordillera oceánica central. El suelo marítimo en las cordilleras es más alto que los llanos abismales alrededor, porque las rocas son más calientes (y menos densas). Se enfrian y condensan mientras se alejan del centro de extensión. La extensión ha estado ocurriendo en la Cordillera Central Atlántica durante 180 millones de años, lo que ha producido un gran valle oceánico, el Óceano Atlántico. Límites Convergentes Los límites convergentes son los más activos geológicamente, con diferentes características dependiendo del tipo de costra presente. Hay dos tipos de costras: oceánica y continental. La costra continental es gruesa y ligera, la costra oceánica es delgada, densa y forma las cordilleras oceánicas centrales. La actividad que tiene lugar en los límites convergentes depende del tipo de costra presente, tal como se explica aquí. •Costra oceánica encuentra costra continental: estas son las zonas de subducción imaginadas por Hess, donde la costra oceánica densa se sumerge debajo de la costra continental ligera. Estos límites se caracterizan por: a) una zanja oceánica muy profunda al lado de una cordillera continental montañosa alta, b) numerosos terremotos que progresan de lo poco profundo a lo profundo, y c) un gran número de volcanes de composición intermedia. Los Andes deben su existencia a la zona de subducción en el borde occidental de la placa de América del Sur. En realidad, este tipo de límite es usualmente llamado el margen Andino. Los terremotos cuadrados son los amarillos. Esta imágen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey •Costra oceánica encuentra costra oceánica: donde dos placas oceánicas convergen, también ocurre una zona de subduccion, 8 pero el resultado es ligeramente diferente que en el Margen Andino. Puesto que las densidades de las dos placas son similares, es usualmente la costra oceánica más antigua la que se hunde porque es más fría y ligeramente más densa. Los terremotos progresan de lo menos profundo a lo más profundo como en la convergencia oceánica-continental, y los volcanes forman un arco de islas, como el Monte Fuji en Japón y Pinatubo en Filipinas. Estos volcanes son ligeramente diferentes de esos que forman los Andes porque el magma se produce de la costra oceánica derretida en vez de la costra continental derretida . Los terremotos cuadrados son los amarillos. Esta imágen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey •Costra continental encuentra costra continental: cuando dos piezas de costra continental convergen, el resultado es un gran montón de material continental. Ambas piezas de costra son ligeras y no son fácilmente hundidas. La convergencia continental está ejemplificada en la cordillera de los Himalayas, donde la placa India se encuentra con la placa Asiática. Ocurren varios terremotos pocos profundos, pero hay muy poco volcanismo. Los terremotos cuadrados son los amarillos. Esta imágen ha sido modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey Límites transformantes La mayoría de los límites son convergentes o divergentes, los límites transformantes son los más raros. La falla de San Andrés en California es un ejemplo de un límite continental transformante. Terremotos frecuentes y poco profundos ocurren (como los famosos terremotos de San Francisco en 1906 y 1989), pero hay poco volcanismo asociado o relieve topográfico. La Falla Alpina de Nueva Zelanda es muy similar. La mayoría de los límites transformantes ocurren no en el interior sino en los segmentos cortos, al borde de las cordilleras oceánicas centrales. Unos pocos límites retan clasificaciones simples y son llamados como 'placas de las zonas límite'. Por ejemplo, un modelo de 9 terremoto complicado se produce por una ancha y poco entendida zona de placa límite entre las placas Euroasiática y Aficanas en el Mediterráneo. Actividad Geológica separada de las placas límite Los límites descritos anteriormente dan cuenta de la mayoría de la actividad sísmica y volcánica en la tierra. Sin embargo, mientras más datos empezaban a explicar el esquema de las placas tectónicas, más sobresalían las excepciones. ¿Qué puede explicar Hawai, por ejemplo, un antiguo escenario de actividad volcánica en la placa del Pacífico central donde no hay subducción o extensión para generar magma? Tenía que haber algo más. En 1963, J. Tuzo Wilson, un geofísico canadiense, propuso la teoría que la capa contenía inmóviles lugares calientes, delgadas plumas de magma caliente que actuaban como quemadores Bunsen cuando las placas estaban encima de ellos. Las Islas Hawaianas forman una larga y derecha cadena, con erupciones volcánicas continuas en la isla Hawai e islas volcánicas altamente erosionadas en el noreste. De acuerdo a la teoría de lugares calientes de Wilson, la cadena de islas representa el movimiento hacia el surestede de la placa Pacífico sobre la capa de pluma. El esbozo original de J. Tuzo Wilson de los lugares calientes Hawainos. (Usado con el permiso de Canadian Journal of Physics.) Una importante implicación de la teoría de Wilson es que, puesto que los lugares calientes son estacionarios, las pistas de los lugares calientes podían ser usadas para rastrear la historia del movimientos de las placas. Por ejemplo, la pista de la cadena Hawaina continua hacia el noroeste como una cadena de antiguos volcanes inactivos bajo agua. Una vez que las erupciones volcánicas se detienen, las olas oceánicas empiezan a erosionar las islas debajo del nivel del mar y se llaman montes marítimos. Las islas y los montes marítimos asociados con los lugares calientes Hawainos ofrecen una historia sobre el movimiento de la placa Pacífico, que aparentemente tomó un rumbo al este alrededor de 28 millones de años. Otras pistas de lugares calientes en el mundo pueden ser usadas de manera similar para reconstruir la historia global de las placas tectónicas. ¿Cúales son las fuerzas que motivan el movimiento? Los lugares calientes añaden pruebas para confirmar que las placas se mueven 10 constantemente. Irónicamente, sin embargo, la cuestión que provocó el ridículo de Wegener sigue provocando un acalorado debate: que provoca el movimiento de las placas? Eventualmente, una nueva Pangaea (o continente único) se puede formar, separar, y formar de nuevo en la Tierra. ¿Qué hace que estas placas se sigan moviendo? Hess asumió que la capa de conducción era la fuerza motivadora principal. Material caliente, menos denso en las cordilleras oceánicas centrales, se enfría y se hunde en las zonas de subducción. Las placas 'montan' estas células de convección (ver la lección sobre Densidad para mayor información). Aunque había poca duda que la convección ocurre en la capa, el diseño actual sugiere que no es tan simple. Muchos geólogos sugieren que la fuerza de convección no es suficiente para empujar placas litoesféricas enormes como la placa de Norte América. Ellos sugieren que la gravedad es la principal fuerza motivadora: la fría y densa costra oceánica se hunde en la zona de subducción, empujando al resto de la placa con ella. De acuerdo a esta teoría, las intrusiones magmáticas en las cordilleras que se extienden son pasivas. El magma apenas llena un hueco creado por la separación de las dos placas. El empuje de la cordillera y el jalón de la placa son dos maneras en que la gravedad puede actuar para mantener una placa en movimiento. Observe que las flechas en las células de convección y las placas encima van en la misma dirección. Imágen modificada de This Dynamic Earth, una publicación de U.S. Geological Survey. Sin lugar a dudas, la gravedad y la convección ofrecen energía para mantener las placas en movimiento. Sus contribuciones relativas, sin embargo, son un asunto debatible y de investigación continua. La fuerza de la placa tectónica yace en su habilidad para explicar todo sobre los procesos que vemos en los registros geológicos en la actualidad. Nuestro conocimiento de las sutilezas tiende a evolucionar, mientras sabemos más sobre nuestro planeta, pero las placas tectónicas son verdaderamente la base sobre la se asienta que la ciencia geológica. La Estructura de la Tierra Una travesía virtual al centro de la tierra por Anne E. Egger Los lugares más profundos de la tierra están en África del Sur, donde las compañias mineras han excavado 3.5 km de profundidad para extraer oro. Nadie ha excavado a más profundidad en la tierra que los mineros Sudafricanos, ya que el calor y la presión en esas profundidades impide que los humanos desciendan 11 más. Sin embargo, si el radio de la tierra es de 6.370 km, ¿cómo empezamos a comprender que hay debajo de la piel de la tierra si no podemos verlo? Isaac Newton fue el primero de los científicos en proponer una teoría sobre la estructura de la tierra. Basado en sus estudios sobre la fuerza de la gravedad, Newton calculó el promedio de la densidad de la tierra y encontró que tenía más del doble de la densidad de las rocas cercanas a la superficie. Con estos resultados, Newton concluyó que el interior de la tierra tenía que ser mucho más denso que las rocas de la superficie. Sus descubrimientos excluían la posibilidad de un submundo fiero y cavernoso habitado por la muerte, pero dejaba muchas preguntas sin respuestas. ¿Dónde empieza el material más denso? ¿Cómo varía la composición de las rocas de la superficie? Ocasionalmente, los vientos volcánicos, como barcos de roca, remontan pedazos de tierra de profundidades de 150 km, pero estas rocas son raras, y hay pocas esperanzas de emprender el 'Viaje al Centro de la Tierra' de Julio Verne. Al contrario, mucho de nuestro conocimiento sobre la estructura de la tierra proviene de observaciones remotas - especificamente, de observar terremotos. Los terremotos puede ser extremadamente destructivos para los humanos, pero proveen abundante información sobre el interior de la tierra. La razón de esto es que cada terremoto manda una formación de ondas sísmicas en todas las direcciones. Esto es similar a lo que ocurre cuando se tira una piedra en el agua y se crean ondas. Observar el comportamiento de estas ondas sísmicas cuando viajan a través de la tierra, nos ayuda a comprender los materiales en los cuales se mueven las ondas. Ondas Sísmicas Un terremoto ocurre cuando repentinamente las rocas en la zona de la falla se deslizan una contra otra, descargando la presión que se ha acumulado con el tiempo. El deslizamiento descarga energía sísmica, que se dispersa a través de dos tipos de ondas: ondas-P y ondas-S. La distinción entre los dos tipos de ondas se puede imaginar fácilmente con uno de esos resortes metálicos de juguete. Si usted empuja en una terminación del juguete, una onda de compresión va a lo largo del resorte metálico del mismo. Las ondas de compresión son ondas-P y las ondas ondulantes son las ondas-S. Aunque los dos tipos de ondas se refractan, o se tuercen, cuando cruzan el borde hacia diferentes materiales, estos dos tipos de ondas se comportan de manera diferente dependiendo en la composición del material que cruzan. Una de las más grandes diferencias es que las ondas-S no pueden pasar a través de los líquidos mientras que las ondas-P si pueden hacerlo. Podemos sentir la llegada de las ondas-P y -S en un lugar como cuando la tierra tiembla en un terremoto. Ilustración de una onda P/onda de compresión. (Quicktime Required) Ilustración de una onda S/onda ondulada. (Quicktime Required) 12 Si la tierra tuviese la misma composición hasta su interior, las ondas sísmicas irradiarían al exterior desde su origen (un terremoto) y se comportarían exactamente como se comportan otras ondas. Es decir, tomando más tiempo para ir más lejos y disminuyendo en velocidad y fuerza con la distancia. Este proceso se llama atenuación. Dadas las observaciones de Newton, si asumimos que la densidad de la tierra aumenta en forma regular y pareja con la profundidad por la presión agregada, la velocidad de la onda también aumenta con la profundidad y las ondas se refraccionarán continuamente, yendo a través de caminos encorvados hacia la superficie. La Figura 1 muestra el tipo de modelo que podemos esperar ver en este caso. Al principio de los años 1990, cuando se instalaron sismógrafos en todo el mundo, rapidamente quedó claro que la tierra no podía ser tan simple. Tan antiguamente como en el 132 A.D., los Chinos habían construido instrumentos para medir los temblores de la tierra asociados a un terremoto. Sin embargo,los primeros sismográfos modernos para registrar terremotos locales no fueron construidos hasta los años 1880 en Japón por sismólogos británicos. No pasó mucho tiempo hasta que los sismólogos reconocieron que también estaban registrando los terremotos que ocurrían a miles de kilómetros de distancia. Una de las más importantes observaciones de la estructura de la tierra fue hecha por el sismólogo croata Andrija Mohorovicic. El notó que las ondas-P medidas a más de 200 km del epicentro del terremoto llegaban con más velocidad que aquellas dentro de un radio de 200 km. Aunque estos resultados contradicen el concepto de atenuación, pueden ser explicados si las ondas que lleguan con más velocidad viajan a través de un medio que les permite acelerarse. En 1909 Mohorovicic definió el principal y el primer borde dentro del interior de la tierra el borde entre la costra, que forma la superficie de la tierra, y una capa más densa debajo, llamado el manto. Las ondas sísmicas viajan más rápido en el manto que en la costra porque están compuestas de un material más denso. Por consiguiente, las estaciones más lejanas del origen de un terremoto reciben ondas que han viajado a través de las rocas más densas del manto. Las ondas que llegan a estaciones más cercanas se quedan dentro de la costra todo el tiempo . Aunque el nombre oficial del borde de la costra y manto es la Discontinuidad Mohorovicic, en honor a su descubridor, usualmente se lo llama Moho. 13 Otra observación hecha por los sismólogos fue que las ondas P mueren aproximadamente a 105° del terremoto, y reaparecen aproximadamente a 140°, llegando mucho más tarde de lo esperado. Esta región que no tiene ondas-P se llama la zona sombría de la onda-P (Fig. 2). Las ondas-S, al contrario, mueren completamente aproximadamente a 105° del terremoto (Fig. 3). Recuerde que las ondas-S no pueden viajar a través de líquidos. La zona sombría de las ondasS indican que hay una profunda capa líquida dentro de la tierra que detiene todas las ondas-S pero no las ondas-P. En 1914, Beno Gutenberg, un sismólogo Alemán, usó estas zonas sombrías para calcular el tamaño de otra capa dentro de la tierra llamada su núcleo. El definió un borde agudo del núcleo y el manto a 2.900 km de profundidad, donde las ondas-P se refraccionan y disminuyen velocidad y las ondas-S se detienen. Figura 2. Figura 3. Las Capas de la Tierra Sobre la base de estas y de otras observaciones, los geofísicos han creado una sección transversal de la tierra. Los primeros estudios sismológicos discutidos anteriormente dieron como resultado definiciones de las composiciones de los bordes. Por ejemplo, imagine que hay aceite flotando en el agua. Hay dos materiales diferentes, así que hay un borde composicional entre los dos. Los estudios posteriores resaltaron los bordes mecánicos, que son definidos sobre la base de cómo actúan los materiales, no sobre la base de su composición. El agua y el aceite tienen las mismas propiedades mecánicas- ambos son líquidos. Por 14 otro lado, el agua y el hielo tienen la misma composición, pero el agua es un fluído con propiedades mecánicas muy diferentes que el hielo. Las capas composicionales y mécanicas de la tierra. Capas Composicionales Hay dos principales tipos de costra: la costra que compone los suelos oceánicos, y la costra que compone los continentes. La costra oceánica está compuesta totalmente de basalto empujado hacia afuera en las cordilleras mid-oceánicas, lo cual da como resultado una delgada (~ 5 km), costra relativamente densa (~3.0 g/cm3). La costra continental, al contrario, está hecha primordialmente de una roca menos densa como el granito (~2.7 g/cm3). Es mucho más gruesa que la costra oceánica, yendo de 15-70 km. En la base de la costra está el Moho, debajo de donde está el manto que contiene rocas hechas de un material más denso llamado periodotita (~3.4 g/cm3). Este cambio composicional se puede predecir por el comportamiento de las ondas sísmicas y se confirma en los pocos ejemplos de rocas que tenemos del manto. En el borde del núcleo del manto, la composición cambia de nuevo. Las ondas sísmicas sugieren que este material es de una densidad muy alta (10-13 g/cm3), lo cual sólo puede corresponder a una composición de metales en vez de roca. Esta presencia en el campo magnético alrededor de la tierra también indica un núcleo metálico derretido. Al contrario de la costra y del manto, no tenemos ningún ejemplo de cómo luce el núcleo y, por consiguiente, hay alguna controversia sobre su composición exacta. La mayoría de los científicos, sin embargo, creen que el principal componente es el hierro. Capas Mecánicas Las divisiones composicionales de la tierra fueron entendidas décadas antes del desarrollo de la teoría de las placas tectónicas -la idea que la superficie de la tierra consiste de grandes placas que se mueven. En los años 1970, sin embargo, los geólogos empezaron a darse cuenta que las placas tenían que ser más gruesas que solamente la costra, o que se romperían al moverse. En realidad, las placas consisten de una costra que actúa con la parte superior del manto. Esta capa rígida se llama litoesfera y tiene un grosor de 10 a 200 km. Las placas rígidas litoesféricas 'flotan' sobre la capa parcialmente derretida llamada la aestenosfera que fluye como un líquido muy viscoso, como el Silly Putty®. Es 15 importante notar que, aunque la aestenoesfera puede fluir, la presión se hace tan grande que el manto no puede fluir, y esta parte sólida del manto se llama mesoesfera. Los mantos litoesférico, aestenoesférico, y mesoesférico comparten la misma composición (que la periodotita), pero sus propiedades mecánicas son significativamente diferentes. Los geólogos comunmente llaman a la aestenoesfera la gelatina entre dos rodajas de pan: la litoesfera y la mesoesfera. El núcleo también está sub-dividido en un núcleo interno y externo. El núcleo externo es un metal derretido y líquido (y capaz de parar las ondas-S), mientras que el núcleo interno es sólido. (Ya que la composición del núcleo es diferente al del manto, es posible que el núcleo se mantenga líquido bajo una presión mucho más alta que la de la periodotita.) En 1936, Inge Lehmann, un sismólogo holandés, hizo la distincción entre un núcleo interno y externo, después que los avances en los sismógrafos en los años 1920 hicieron posible 'ver' las ondas sísmicas dentro de la zona sombría de la onda-P no detectadas anteriormente. Estas ondas débiles indicaron que habían sido refractadas de nuevo dentro del núcleo cuando golpean el borde que separa el núcleo interno del externo. La foto del interior de la tierra se hace más clara a medida que la técnica de las imágenes avanza. La tomografía sísmica es una técnica relativamente nueva que usa ondas sísmicas para medir variaciones muy pequeñas en la temperatura dentro del manto . Ya que las ondas se mueven más rápido a través del material frío y más despacio a través del material caliente, las imagenes que los científicos reciben les ayudan a 'ver' el proceso de convección en el manto. Esta y otras imagenes ofrecen un viaje virtual al centro de la tierra. El Ciclo Hidrológico El viaje del agua a través del tiempo por Anne E. Egger Hace sólo 12.000 años, uno podía caminar de Alaska a Siberia sin mojarse. En ese entonces, los glaciares y las capas de hielo cubrían América del Norte hasta los Grandes Lagos y el Cabo Cod, a pesar que las áreas costeras generalmente permanecían sin hielo. Estas extensas capas de hielo existieron en un momento en el que el nivel marítimo era muy bajo. Por consiguiente, la tierra estaba al descubierto donde ahora el estrecho de Bering está cubierto de agua. En realidad, a través de la historia de la Tierra, períodos de grandes glaciares están en correlación con niveles marítimos bajos, mientras que períodos donde sólo existen pequeñas capas de hielo (como hoy en día) están en correlación con niveles marítimos altos. Estas correlaciones se deben a que la cantidad de agua en la tierra es constante y está dividida entre reservas en los océanos, en el aire y en la tierra. Además, el agua de la Tierra está constantemente pasando de una reserva a otra, en un proceso llamado el ciclo hidrológico. Estos dos factores nos conducen a la conclusión de que a mayor cantidad de agua mantenida en las capas de hielo, menor agua en los océanos. La Tierra es el único planeta de nuestro sistema solar con extensas cantidades de agua líquida. Otros planetas son demasiado calientes o fríos, demasiado grandes o pequeños. A pesar de que en el pasado Marte parece haber tenido agua en su superficie y que todavía puede albergar agua líquida, a gran profundidad debajo de su superficie, hoy sabemos que nuestros océanos, ríos y lluvia son únicos y son además el sostén de la vida. Es fundamental entender los procesos y las 16 reservas del ciclo hidrológico para poder enfrentar diferentes cuestiones, incluidas la polución y el cambio global climático. En épocas tan tempranas como en el año 800 A.C., Homero escribió en la Ilíada sobre el océano, señalando que "de sus profundidades surgen cada río y mar, cada vertiente y fuente que fluye", sugiriéndonos la conexión de todas las aguas de la Tierra. No fue hasta el siglo XVII, sin embargo, que la noción poética del ciclo limitado del agua fue demostrada en la cuenca del Río Sena por dos físicos Franceses, Edmé Mariotte y Pierre Perrault. Independientemente, cada uno determinó que la acumulación de nieve en la boca del río era más que suficiente para explicar su propia descarga. Estos dos estudios marcaron el inicio de la hidrología, la ciencia hidrológica, y el ciclo hidrológico. Ciclo Hidrológico Podemos pensar el ciclo hidrológico como una serie de reservas, o áreas de almacenamiento, y una serie de procesos que causan que el agua se mueva entre estas reservas. Las reservas más grande, de lejos, son los océanos, que contienen aproximadamente un 97% del agua de la Tierra. El 3% restante es el agua dulce, tan importante para nuestra sobrevivencia. De ésta, aproximadamente 78% está almacenada en la Antártica y en Groenlandia. Aproximadamente 21% de agua dulce en la Tierra es agua almacenada en sedimentos y rocas debajo de la superficie de la tierra. El agua dulce que vemos en los ríos, arroyos, lagos y en la lluvia constituye menos del 1% del agua dulce de la Tierra y menos que el 0.1% de toda el agua de la Tierra. El ciclo hidrológico. Las flechas indican el volumen del agua que viaja de una reserva a otra. El océano y la atmósfera El agua se mueve constantemente de una reserva a otra a través del proceso de evaporación, condensación, y precipitación. La fuerza motriz del ciclo hidrológico es el sol, que provee la energía necesaria para la evaporación, de igual manera que la llama del gas de la cocina provee la energía necesaria para hervir agua y crear vapor. El agua cambia de un estado líquido a un estado gaseoso cuando se evapora de los océanos, lagos, arroyos, y suelo de la tierra (ver El Agua: Propiedades y Comportamientos para una mayor explicación). Puesto que los océanos constituyen la reserva mayor del agua líquida, es ahí donde ocurre casi toda la evaporación. La cantidad de agua en forma de vapor en el aire varía 17 inmensamente de un momento a otro y de un lugar a otro. Estas variaciones son conocidas como humedad. La presencia del agua en forma de vapor en la atmósfera es uno de los factores que hace que la Tierra sea un lugar habitable para nosotros. En 1859, el naturalista Irlandés John Tyndall, empezó a estudiar las propiedades termales de los gases en la atmósfera de la Tierra. Encontró que algunos gases, como el dioxido de carbón (CO2) y el agua en forma de vapor, atrapaban el calor en la atmósfera (una propiedad comúnmente llamada efecto invernadero), mientras que otros gases como el nítrogeno (N2) y el argón (Ar) le permitían al calor escapar al espacio. La presencia del agua en la atmósfera ayuda a mantener la temperatura del aire en la superficie de la tierra entre -40° C a 55° C. Las temperaturas en los planetas sin agua en forma de vapor en la atmósfera, como Marte, se mantienen tan bajas como -100° C. Una vez que el agua en forma de vapor está en el aire, circula en la atmósfera. Cuando un paquete de aire se eleva y se enfría, el agua en forma de vapor se condensa y se convierte en agua líquida alrededor de partículas parecidas al polvo, llamadas condensación nucléica. Inicialmente estas gotas de condensación son mucho más pequeñas que las gotas de lluvia y no son suficientemente pesadas como para formar una precipitación. Estas pequeñas gotas de agua crean nubes. A medida que las gotas continúan circulando dentro de las nubes, se unen y forman gotas más grandes que eventualmente serán suficientemente pesadas para caer como lluvia, nieve o granizo. A pesar de que la cantidad de la precipitación varía en gran medida en diferentes lugares de la Tierra, la evaporación y la precipitación están globalmente balanceadas. En otras palabras, si la evaporación aumenta, la precipitación también aumenta. El aumento de la temperatura global es un factor que podría causar un aumento global en la evaporación de los océanos mundiales, lo cual causaría una precipitación total mayor. Puesto que los océanos cubren alrededor de 70% de la superficie de la tierra, la mayor parte de la precipitación cae de nuevo al océano y el ciclo empieza otra vez. Una porción de la precipitación cae sobre el suelo, sin embargo, y toma uno de varios caminos del ciclo hidrológico. Un poco de agua va para el suelo y las plantas, otro poco corre hacia los arroyos y lagos, otro poco se filtra en la reserva de agua del suelo terrestre, y otro poco cae en los glaciares y se acumula en forma de hielo. El ciclo hidrológico en el suelo terrestre La cantidad de precipitación que se absorbe en el suelo depende de varios factores: la cantidad y la intensidad de la precipitación, la condición anterior del suelo, la inclinación del paisaje, y la presencia de vegetación. Estos factores pueden a veces interactuar de manera sorprendente. Así, muchas veces, una intensa lluvia en un suelo muy árido, típico del desierto del sudoeste Norteamericano no se absorbe en el suelo y crea inundiaciones instantáneas. De esta manera, el agua que no se absorbe está disponible a las plantas. En un proceso llamado transpiración, las plantas, a través de sus raíces, toman el agua que sube a través de sus diferentes partes y se evapora de la superficie de las hojas. El agua que se absorbe en el suelo también puede seguir absorbiéndose a través del suelo hacia unas reservas terrestres llamadas acuíferos. De manera errónea, se visualiza a los acuíferos como unos lagos subterráneos. En realidad, 18 de lo se trata es de que el agua del suelo terrestre llena los espacios porosos entre los sedimentos o rocas. El agua en el suelo terrestre existe debajo del manto de agua , que divide el suelo, las rocas y los sedimentos no saturados de los saturados. El agua que no penetra en el suelo se une y viaja a través de la superficie hasta desembocar en los arroyos y ríos que, a su vez , desembocan en el océano. La precipitación en forma de nieve en las regiones glaciares toma una ruta diferente en el ciclo hidrológico, acumulándose en las cimas de los glaciares y deslizándose despacio hacia los valles. Los Humanos y el ciclo Hidrológico Las propiedades del agua y el ciclo hidrológico son responsables en gran medida de los modelos de circulación que vemos en la atmósfera y en los océanos de la Tierra. La circulación atmosférica y océanica son dos de los mayores factores que determinan la distribución de las zonas clímaticas sobre la Tierra. Los cambios en el ciclo o la circulación pueden traer grandes cambios clímaticos. Por ejemplo, si la temperatura global promedio continúa aumentando, como lo ha hecho en las recientes décadas, el agua que está actualmente almacenada en forma de hielo en las capas de hielos polares, se derretirá. Esto causará un aumento en el nivel del mar. El agua también se expande cuando se calienta, lo cual exacerba el aumento del nivel del mar. Muchas de las densamente pobladas áreas costeras como Nueva Orleans, Miami y Bangladesh se verán inundadas por un aumento de un metro del nivel del mar . Adicionalmente, la aceleración del ciclo hidrológico (mayores temperaturas implican mayor evaporación y, por lo tanto, mayor precipitación) pueden resultar en un clima más severo y condiciones extremas. Algunos científicos creen que el aumento de la frecuencia y severidad de los eventos de El Niño en las décadas recientes, se debe a la aceleración del ciclo hidrológico, inducido por el calentamiento global. 19 Las áreas en rojo estarían inundadas a una altura de 1.5m al nivel del mar; las áreas en azul estarían inundadas a una altura de 3.5m a nivel del mar. La imágen ha sido modificada del original proveniente de la U.S. Environmental Protection Agency (EPA). De manera más inmediata, cada vez se hace más evidente el límite de los recursos de agua dulce de la Tierra. El agua del suelo terrestre puede tomar miles o millones de años para recargarse naturalmente y estamos usando estos recursos mucho más rápido de lo que están siendo recargados. El manto de agua en el acuífero Ogallala, que ocupa 175,000 millas cuadradas de los Estados Unidos, desde Tejas hasta Dakota del Sur, está disminuyendo en una medida de 10-60 cm por año debido a la extracción para irrigar la zona de producción del granero de la nación. Las aguas de la superficie alrededor del mundo están contaminadas en gran medida por deshechos humanos y animales, sobre todo en países como India y China, donde los ríos de aguas no potables, proveen agua para beber, uso higiénico y doméstico a casi 2 billones de personas. A pesar de la Ley Agua Limpia en los Estados Unidos y de ciertas prácticas en algunos lugares del mundo para conservar agua (como los inodoros y duchas especiales que consumen poca cantidad) que responden a estas políticas, los problemas se incrementarán a medida que la población mundial aumente. Efectivamente, cada pozo y manantial, cada río y mar, provienen de la misma fuente. Por lo tanto, los cambios afectan no sólo a un río o lago, sino a todo el ciclo hidrológico. Módulos Relacionados El Ciclo Carbónico Siempre de Ida y Vuelta por John Arthur Harrison, Ph.D. El carbón es el cuarto elemento de mayor abundancia en el universo y es absolutamente esencial a la vida terrestre. En realidad, el carbón constituye la definición propia de vida y su presencia o ausencia ayuda a definir si una molécula es considerada orgánica o inorgánica. Cada organismo sobre la Tierra necesita del carbón ya sea para su estructura, su energía, o en el caso de los humanos, para ambos. Descontando el agua, somos mitad carbón. Además, el carbón se encuentra en formas tan diversas como en el gas de dióxido de carbón (CO2), y en sólidos como la caliza (CaCO3), la madera, plástico, diamantes y grafito. 20 En sus diferentes formas, el movimiento del carbón en la atmósfera, océanos, bioesfera, y geoesfera está descrito en el ciclo carbónico (Figura 1). Este ciclo consiste de varias bancos de almacenamiento de carbón (texto negro) y los procesos por los cuales varias de estos bancos o mantos intercambian carbón (las flechas moradas y los números). Si la cantidad de carbón que penetra en un manto es mayor de la que sale, el manto está considerado un pozo neto de carbón. Si la cantidad de carbón que sale de un manto es mayor de la que entra, el manto está considerado una fuente neta de carbón. ©NASA Figura 1. Una caricatura del ciclo global carbónico. Los mantos(en negro) son gigatoneladas (1Gt = 1x109 Toneladas) de carbón. Los flujos (en morado) son Gt de carbón por año. La ilustración es cortesía de la Earth Science Enterprise de la Nasa El ciclo global carbónico, uno de los ciclos biogeoquímicos más importantes, puede ser dividido en componentes geológicos y biológicos. El ciclo carbónico geológico funciona en una escala temporal de millones de años, mientras que el ciclo carbónico biológico funciona en una escala temporal de días a miles de años. El Ciclo Carbónico Geológico: Desde la formación de la Tierra, las fuerzas geológicas han actuado paulatinamente sobre el ciclo global carbónico. En períodos de larga duracion, el ácido carbónico (un ácido débil formado por reacciones entre el dióxido de carbón atmosférico, CO2, y el agua) se combina poco a poco con minerales en la superficie de la Tierra. Estas reacciones forman los carbonatos (carbón que contiene compuestos) a través de un proceso llamado desgaste. Luego, a través de la erosión, los carbonatos desembocan en el océano donde terminan asentándose en el fondo. Este ciclo continúa cuando el asentamiento del fondo del mar, empuja el fondo del mar debajo de los márgenes continentales en un proceso de subducción. A medida que el carbón del fondo del mar sigue siendo empujado al fondo del suelo por las fuerzas tectónicas, se calienta, eventualmente se derrite, y puede vover a la superficie donde se transforma en CO2. De esta manera retorna a la atmósfera. Este retorno a la atmósfera puede ocurrir violentamente a través de erupciones 21 volcánica, o de manera más gradual, en filtraciones, respiraderos y CO2 - ricas vertientes calientes. El levantamiento tectónico también puede exponer caliza enterrada antiguamente. Un ejemplo de esto, ocurre en los Himalayas, donde algunos de los picos más altos del mundo están formados de material que una vez estuvo en el fondo del océano. El desgaste, la subducción y la actividad volcánica controlan las concentraciones atmósfericas de dióxido de carbón a través de períodos de tiempo de cientos de millones de años. El Ciclo Carbónico Biológico: La biología ocupa un importante papel en el movimiento del carbón entre la tierra, océano y atmósfera a través del proceso de fotosíntesis y respiración. Virtualmente toda la vida multicelular en la Tierra depende de la produccion de azúcares de la luz solar y del dióxido de carbón (fotosíntesis) y del desgaste metabólico (respiración) de esos azúcares para producir la energía necesaria para el movimiento, crecimiento y reproduccion. Las plantas toman el dióxido de carbón (CO2) de la atmósfera durante la fotosíntesis y sueltan el CO2 a la naturaleza durante la respiración a través de las siguientes reacciones químicas: Respiración: C6H12O6 (materia orgánica) + 6O2 6CO2 + 6 H2O + energía Fotosíntesis: energía (luz solar) + 6CO2 + H2O C6H12O6 + 6O2 A través de la fotosíntesis, las plantas verdes usan la energía solar para convertir el dióxido de carbón atmósferico en carbohidratos (azúcares). Las plantas y los animales usan estos carbohidratos (y otros productos derivados de estos) a través de un proceso llamado respiración, el reverso de la fotosíntesis. La respiración suelta la energía contenida en los azúcares para uso del metabolismo y cambia el "combustible" que es el carbohidrato en dióxido de carbón. Éste, a su vez, retorna a la atmósfera. Cada año, la cantidad de carbón tomada por la fotosíntesis y retornada a la atmósfera por la respiración es aproximadamente 1,000 veces mayor que la cantidad de carbón que se mueve a través del ciclo geológico en un año. En la superficie de la tierra, el mayor intercambio de carbón con la atmósfera resulta de la fotosíntesis y de la respiración. Durante el día, en la estación de crecimiento, las hojas absorben la luz solar y toman dioxido de carbón de la atmósfera. A su vez, las plantas, los animales y los microbios del suelo consumen el carbón en materia orgánica y retornan el dióxido de carbón a la atmósfera. La fotosíntesis cesa en la noche cuando el sol no puede proveer la energía motriz para la reacción. Sin embargo, la respiración continua. Este tipo de diferencia entre estos dos procesos está reflejado en los cambios de estación en las concentraciones atmosféricas del CO2. Durante el invierno, en el hemisferio norte, la fotosíntesis cesa cuando muchas de las plantas pierden sus hojas, pero la respiración continua. Esta condición lleva a un aumento en las concentraciones atmosféricas del CO2 durante le invierno, en el hemisferio norte. Sin embargo, con la llegada de la primavera, la fotosíntesis continúa y las concentraciones atmosféricas del CO2 se reducen. Este ciclo está reflejado en los promedios mensuales (la línea azul claro) de las concentraciones de dióxido de carbón atmosférico mostradas en la Figura 2. 22 ©NASA Figura 2. La "Curva Keeling" es un record de largo plazo de la concentración CO2 atmosférica, medida en el observatorio de Mauna Loa (Keeling et al.). A pesar de que las oscilaciones anuales representan variaciones naturales y de estación, el aumento a largo plazo indica que las concentraciones son mayores de lo que han sido en 400,000 años (ver el texto y la Figura 3). El gráfico es cortesía del Earth Observatory de la Nasa. En los océanos, los fitoplanctones (plantas marinas microscópicas que forman la base de la cadena alimenticia marina) usan carbón para producir conchas de carbonato de calcio (CaCO3). Estas conchas se asientan en el fondo del océano cuando los fitoplanctones mueren y se entierran en los sedimentos. Cuando se entierran, las conchas de fitoplanctones y otras criaturas pueden comprimirse a medida que pasa el tiempo y eventualmente se pueden transformar en caliza. Además, en ciertas condiciones geológicas, la materia orgánica puede ser enterrrada y con el paso del tiempo formar depósitos de carbón que contienen combustible de carbón y petróleo. La materia orgánica que no contiene calcio, es la que se transforma en combustible fósil. Ambas formaciones, de caliza y de combustible fósil, son procesos biológicos controlados y representan hoyos de largo plazo para el CO2 atmosférico. La Alteración Humana del Ciclo Carbónico Recientemente, los científicos han estudiado medidas de niveles de CO2 atmosféricos a corto y largo plazo. Charles Keeling, un oceanógrafo del Scripps Institute of Oceanography, es el responsable de crear el record continuo de mayor duración de las concentraciones atmosféricas de CO2, tomadas en el observatorio de Mauna Loa en Hawai. Sus datos (ahora mundialmente conocidos como la "Curva Keeling", en la Figura 2), revelan que las actividades humanas están alterando significativamente el ciclo carbónico natural. Desde el principio de la revolución industrial hace aproximadamente 150 años, las actividades humanas, como la quema de combustible de fósiles y la desforestación, han acelerado y contribuido a un aumento a largo plazo del CO2 atmosférico. Quemar aceite y carbón suelta carbón en la atmósfera mucho más rápido de lo que se quita. Esta diferencia causa el aumento de las concentraciones del dióxido de carbón atmosférico. Además, al limpiar los bosques, reducimos la capacidad de la 23 fotosíntesis para eliminar el CO2 de la atmósfera, lo cual resulta también en un aumento neto. Debido a estas actividades humanas, las concentraciones atmosféricas del dióxido de carbón son actualmente mayores de lo que han sido en el último medio millón de años o más. Debido a que el CO2 aumenta la capacidad de la atmosféra para retener calor, ha sido llamado un "gas invernadero". Los científicos creen que el aumento de CO2 ya está causando importantes cambios clímaticos globales. Muchos atribuyen el aumento de 0.6 grados C observado en el promedio de las temperaturas globales durante el último siglo, principalmente al aumento del CO2 atmosférico. Sin cambios sustantivos en los modelos de consumo de combustible fósil y de desforestación, las tendencias de calentamiento probablemente continuarán. La mejor estimación científica es que el promedio de la temperatura global aumentará entre 1.4 y 5.8 grados C durante el próximo siglo como resultado de un aumento del CO2 atmosférico y otros gases de invernadero. Este tipo de aumento en la temperatura global causaría aumentos significativos en los niveles promedios marítimos (0.09-0.88 metros), los que expondría a cada vez más frecuentes y severas inundaciones a ciudades costeras de bajo nivel o ciudades cerca de la corriente de ríos como Nueva Orleans, Portland, Washington, y Filadelfia. El calentamiento global también puede causar retiros glaciares y cambios en las escalas de las especies. Queda ver si las especies relativamente imóviles como los árboles, pueden cambiar sus escalas suficientemente rápido para mantener el ritmo del calentamiento. Sin embargo, aún sin los cambios en el clima, el aumento de las concentraciones de CO2 puede tener un importante impacto en los patrones del desarrollo de las plantas a nivel mundial. Ya que algunas de las especies de plantas responden de manera más favorable que otras a los aumentos de CO2 , los científicos creen que debido al aumento de concentraciones atmósfericas de CO2, veremos cambios pronunciados en algunas especies de plantas, aún sin cambios en la temperatura. Por ejemplo, bajo condiciones elevadas de CO2, se cree que los arbustos responden de manera más favorable que algunas especies de pasto, debido a que tienen un camino de fotosíntesis ligeramente diferente. Debido a esta inequidad competitiva, algunos científicos tienen la hipótesis que los campos de pasto serán invadidos por especies de pasto o de arbustos que responde mejor al CO2 a medida que el CO2 aumenta. 24 Figura 3: El CO2 en los últimos 140,000 años como se ha visto en el centro o nucleo del hielo y en los registros modernos de Mauna Loa. La línea roja representa concentraciones previsibles. La figura es cortesía de www.uoregon.edu/~dogsci/dorsey/ geo103/CO2.Vostok.jpg En un intento para entender si los cambios recientementes observados en el ciclo carbónico global son un fenómeno nuevo, o si han ocurrido a través de la historia geológica, los científicos han hecho esfuerzos considerables para desarrollar métodos con el fin de entender la atmósfera y el clima de la Tierra en el pasado. Estas técnicas para encontrar pistas sobre el clima y la atmósfera del pasado, incluyen el análisis de burbujas de gas atrapadas en hielo, de los anillos de los árboles y de los sedimentos de los océanos y lagos. Juntas, estas técnicas sugieren que en los últimos 20 millones de años, el clima de la Tierra ha oscilado entre condiciones relativamente cálidas y relativamente frías llamadas periodos interglaciares y glaciares. Durante los periodos interglaciares las concentraciones atmosféricas de CO2 eran relativamente elevadas y durante los periodos glaciares las concentraciones de CO2 eran relativamente bajas. Actualmente estamos en un periodo interglaciar cálido y las actividades humanas están empujando el aumento de las concentraciones de CO2 más de lo que han sido en cientos de miles de años (Figura 3). Entender y mitigar los impactos negativos del enriquecimiento atmosférico de CO2 constituyen dos de los desafíos centrales a los cuales se enfrentan los científicos ambientales y los responsables de crear e implementar las políticas ambientales. Para poder atender esta cuestión, la comunidad científica ha formado el Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). Este panel es un consorcio internacional e interdisciplinario que incluye miles de expertos clímaticos que colaboran para producir informes consensuados sobre la ciencia del cambio climático. Muchas naciones han aceptado las condiciones especificadas por el Protocolo de Kyoto, un tratado multilateral que tiene la intención de impedir los impactos negativos asociados con los cambios climáticos producidos por los humanos. Los Estados Unidos, que es actualmente la nación responsable 25 de aproximadamente un cuarto de las emisiones globales de CO2, hasta ahora ha declinado participar en el Protocolo de Kyoto. El Ciclo del Nitrógeno De Microbios y de Hombres por John Arthur Harrison, Ph.D. El Nitrógeno (N), el ladrillo que construye la vida, es un componente esencial del ADN, del ARN, y de las proteínas. Todos los organismos requieren nitrógeno para vivir y crecer. A pesar que la mayoría del aire que respiramos es N2, la mayoría del nitrógeno en la atmósfera no está al alcance para el uso de los organismos. La razón reside en que debido al fuerte enlace triple entre los átomos N en las moléculas de N2, el nitrógeno es relativamente inerte. En realidad, para que las plantas y los animales puedan usar nitrógeno, el gas N2 tiene primero que ser convertido a una forma química disponible como el amonio (NH4+), el nitrato (NO3-), o el nitrógeno orgánico (e.g. urea - (NH3)2CO). La naturaleza inerte del N2 significa que el nitrógeno biológico disponible es, a menudo, escaso en los ecosistemas naturales. Esto limita el crecimiento de las plantas y la acumulación de biomasa. El Nitrógeno es un elemento increiblemente versátil que existe en forma inorgánica y orgánica, a la vez que en muchos y diferentes estados de oxidación. El movimiento del nitrógeno entre la atmósfera, la bioesfera y la geoesfera en sus diferentes formas está descrito en el ciclo del nitrógeno (Figura 1). Éste es uno de los ciclos biogeoquímicos más importantes. Al igual que el ciclo carbónico, el ciclo del nitrógeno consiste en varios bancos o bolsas de almacenamiento de nitrógeno y de procesos por los cuales las bolsas intercambian nitrógeno (flechas). Figura 1: El Ciclo del nitrógeno. Las flechas amarillas indican las fuentes humanas de nitrógeno para el ambiente. Las flechas rojas indican las transformaciones microbianas del nitrógeno. Las flechas azules indican las fuerzas físicas que actuan sobre el nitrógeno. Y las flechas verdes indican los procesos naturales y no microbianas que afectan la forma y el destino del nitrógeno. Los procesos principales que componen el ciclo del nitrógeno que pasa por la bioesfera, la atmósfera y la geoesfera son cinco: la fijación del nitrógeno, la toma de nitrógeno (crecimiento de organismos), la mineralización del nitrógeno (desintegracion), la nitrificación y la denitrificación. Los microorganismos, 26 particularmente las bacterias, juegan un importante papel en todos las principales transformaciones del nitrógeno. Como procesos de mediación microbiales, estas transformaciones de nitrógeno ocurren generalmente más rápido que los procesos geológicos, tales como los movimientos de placas que es un proceso puramente físico que hace parte del ciclo carbónico. En el caso de los procesos de mediación microbianas, la velocidad se ve afectada por factores ambientales como la temperatura, la humedad y la disponibilidad de recursos que influyen la actividad microbiana. ©The Microbial World Figura 2: Parte del sistema de raíz en forma de trébol, o triple, tiene lugar gracias a los nódulos de Rhizobium, que es la bacteria que fija el nitrógeno atmosférico. Cada nódulo mide apróximadamente 2-3 mm. de largo. La imágen es cortesía de ttp://helios.bto.ed.ac.uk/bto/microbes/nitrogen.htm. La Fijación del Nitrógeno N2 NH4+ La fijación del nitrógeno es un proceso en el cual el N2 se convierte en amonio. Éste es esencial porque es la única manera en la que los organismos puede obtener nitrógeno directamente de la atmósfera. Algunas bacterias, por ejemplo las del género Rhizobium, son los únicos organismos que fijan el nitrógeno a través de procesos metabólicos. Esta simbiosis ocurre de manera bien conocida, en la familia de las legumbres (por ejemplo, fríjoles, arbejas y tréboles). En esta relación, la bacteria que fija el nitrógeno habita los nódulos de las raíces de las legumbres (Figura 2) y reciben carbohidratos y un ambiente favorable de su planta anfitriona a cambio de parte del nitrógeno que ellas fijan. También hay bacterias que fijan el nitrógeno que existe, sin plantas anfitrionas. Éstas son conocidas como fijadores de nitrógeno libre sin límites. En ambientes acuáticos, las algas azules verdosas (en realidad una bacteria llamada cianobacteria) es una importante fijadora de nitrógeno libre sin límites. Además del nitrógeno que fija la bacteria, eventos de alta energía natural, tales como los relámpagos, fuegos forestales, y hasta flujos de lava, pueden causar la fijación de pequeñas, pero significativas cantidades de nitrógeno. (Figura 3). La alta energía de estos fenómenos naturales puede romper los enlaces triples de las moléculas de N2, haciendo alcanzables átomos individuales de N para la transformación química. En el curso del último siglo, los humanos se han convertido en fuentes fijas de nitrógeno, tan importantes como todas las fuentes naturales de nitrógeno combinadas: quemando combustible de fósiles, usando fertilizantes nitrogenados 27 sintéticos y cultivando legumbres que fijan nitrógeno . A través de estas actvidades, los humanos han duplicado la cantidad de nitrogeno fijada que se dispersa en la bioesfera cada año (Figura 3). En seguida se discute las consecuencias de este proceso. Figura 3: El aumento reciente de la fijación antropogénica N en relación a la fijación 'natural'. Modificado de Vitousek, P. M. and P. A. Matson (1993). Agriculture, the global nitrogen cycle, and trace gas flux. The Biogeochemistry of Global Change: Radiative Trace Gases. R. S. Oremland. New York, Chapman and Hall: 193-208. La toma del Nitrógeno NH4+ N Orgánico El amonio producido por el nitrógeno que fija la bacteria es usualmente incorporado rápidamente en la proteína y otros compuestos de nitrógeno orgánico, ya sea por la planta anfitriona, por la misma bacteria, o por otro organismo del suelo. Cuando los organismos más cercanos a lo alto de la cadena alimenticia (como nosotros!) comen, usan el nitrógeno que ha sido inicialmente fijado por el nitrógeno que fija la bacteria. La Mineralización del Nitrógen El N Orgánico NH4+ Después de que el nitrógeno se incorpora en la materia orgánica, frecuentemente se vuelve a convertir en nitrógeno inorgánico a través de un proceso llamado mineralización del nitrógeno, también conocido como desintegración. Cuando los organismos mueren, las materias de descomposición (como la bacteria y los hongos) consumen la materia orgánica y llevan al proceso de descomposición. Durante este proceso, una cantidad significativa del nitrógeno contenido dentro del organismo muerto se convierte en amonio. Una vez que el nitrógeno está en forma de amonio, está también disponible para ser usado por las plantas o para transformaciones posteriores en nitrato (NO3-) a través del proceso llamado nitrificación. Nitrificación 28 NH4+ NO3- Parte del amonio producido por la descomposición se convierte en nitrato a través de un proceso llamado nitrificación. Las bacterias que llevan a cabo esta reacción obtienen energía de sí misma. La nitrificación requiere la presencia del oxígeno. Por consiguiente, la nitrificación puede suceder sólamente en ambientes ricos de oxígeno, como las aguas que circulan o que fluyen y las capas de la superficie de los suelos y sedimentos. El proceso de nitrificación tiene algunas importantes consecuencias. Los iones de amonio tienen carga positiva y por consiguiente se pegan a partículas y materias orgánicas del suelo que tienen carga negativa. La carga positiva previene que el nitrógeno de amonio sea barrido (o lixiviado) del suelo por las lluvias. Por otro lado, el ión de nitrato con carga negativa no se mantiene en las partículas del suelo y puede ser barrido del perfil de suelo. Esto lleva a una disminución de la fertilidad del suelo y a un enriquecimiento de nitrato de las aguas corrientes de la superficie y del subsuelo. La Denitrificación NO3- N2+ N2O A través de la denitrificación, las formas oxidadas de nitrógeno como el nitrato y el nitrito (NO2-) se convierten en dinitrógeno (N2) y, en menor medida, en gas óxido nitroso. La denitrificación es un proceso anaeróbico llevado a cabo por la bacteria que denitrifica, que convierte el nitrato en dinitrógeno en la siguiente secuencia: NO3NO2NO N2O N2. El óxido nítrico y el óxido nitroso son gases importantes para el ambiente. El óxido nítrico (NO) contribuye a formar smog, y el óxido nitroso (N2O) es un gas de invernadero importante, por lo que contribuye a los cambios globales climatológicos. Una vez que se conviete en dinitrógeno, el nitrógeno tiene pocas posibilidades de reconvertirse en una forma biológica disponible, ya que es un gas y se pierde rapidamente en la atmósfera. La denitrificación es la única trasformación del nitrógeno que remueve el nitrógeno del ecosistema (que es esencialmente irreversible), y aproximadamente balancea la cantidad de nitrógeno fijado por los fijadores de nitrógeno descritos con anterioridad. La alteración humana del ciclo del N y sus consecuencias ambientales A principios del siglo 20, un científico alemán llamado Fritz Haber descubrió como acortar el ciclo del nitrógeno fijando quimicamente el nitrógeno a altas temperaturas y presiones, creando así fertilizantes que podían ser añadidos directamente al suelo. Esta tecnología se extendió rápidamente durante el último siglo. Junto al advenimiento de nuevas variedades de cultivo, el uso de fertilizantes de nitrógeno sintético ha traído un enorme crecimiento en la productividad agricola. Esta productividad agricola nos ha ayudado a alimentar a una población mundial en rápido crecimiento, pero el aumento de la fijación del nitrógeno también ha traído algunas consecuencias negativas. Aunque las consecuencias no sean tan obvias como el aumento de las temperaturas globales o el agujero de la capa de ozono, son muy serias y potencialmente dañinas para los humanos y otros organismos. No todos los fertilizantes de nitrógeno aplicados a los campos de la agricultura se mantienen para alimentar los cultivos. Algunos son barridos de los campos de 29 agricultura por la lluvia o el agua de irrigación, y son lixiviados en la superficie o en el agua del suelo y pueden acumularse. En el agua del suelo que se usa como fuente de agua potable, el nitrógeno excesivo puede provocar cancer en los humanos y dificultades respiratorias en los niños. La U.S. Environmental Protection Agency (Agencia de Protección Ambiental de los Estados Unidos) ha establecido un standard de nitrógeno para el agua potable que es de 10 mg por litro de nitrato-N. Desafortunadamente, muchos sistemas (particularmente en las áreas de agricultura) ya exceden estos niveles. En comparación, los niveles de nitrato en las aguas que no han sido alteradas por la actividad humana y rara vez son mayores de 1 mg/L. En las aguas de la superficie, el nitrógeno añadido puede provocar un enriquecimiento excesivo de nutrientes, particularmente en las aguas de la costa que reciben afluencia de los ríos polucionados. A este enriquecimiento excesivo de nutrientes, también llamado eutroficación, se lo acusa del aumento de la frecuencia de eventos que matan a los peces de la costa, del aumento de la frecuencia del florecimiento de algas dañinas y de cambios en las especies dentro del ecosistema de la costa. El nitrógeno reactivo (como el NO3- and NH4+) que se encuentra en el agua y suelos de la superficie, también puede ingresar en la atmósfera como el componente del smog óxido nítrico (NO) y el gas de invernadero óxido nitroso (N2O). Eventualmente, este nitrógeno atmosférico puede ser soplado en ambientes terrestres que son sensibles al nitrógeno causando cambios de largo plazo. Por ejemplo, los óxidos de nitrógeno contienen una porción significativa de la acidez en la lluvia ácida que es la causante de la deforestación en partes de Europa y del Noreste de Estados Unidos. El aumento de depósitos de nitrógeno atmosférico también causa los cambios más sutiles en las especies dominantes y funciones del ecosistema en algunos bosques y prados. Por ejemplo, en los suelos serpentina con poco nitrógeno de los prados del Norte de California, los conjuntos de plantas se han limitado históricamente a las especies nativas que pueden sobrevivir sin mucho nitrógeno. En este momento, hay evidencia que los niveles elevados de entrada de N atmosférico proveniente del desarrollo industrial y agrícola, han allanado el camino para una invasión de plantas no nativas. Como se ha señalado con anterioridad, el NO es un factor esencial en la formación del smog, que también causa enfermedades respiratorias como el asma en niños y adultos. Actualmente, hay muchas investigaciones dedicadas a entender los efectos del enriquecimiento del nitrógeno en el aire, en el agua del subsuelo, y en el agua en la superficie. Los científicos también están explorando prácticas agrícolas alternativas, que sostendrán una alta productividad, a la vez que disminuirán los impactos negativos causados por el uso de fertilizantes. Estos estudios no sólo nos ayudan a cuantificar cómo los humanos hemos alterado el mundo natural, sino también a aumentar nuestro conocimiento sobre los procesos que forman el ciclo del nitrógeno.
