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TEMA 2: LA TIERRA 1. La atmósfera La primera pregunta que podemos hacernos es ¿por qué existe la atmósfera terrestre? La respuesta es la conjunción de dos factores: a) La gravedad. Las partículas gaseosas de la atmósfera tienden a escapar, y sólo pueden ser retenidas gracias a la gravedad. Si la masa terrestre fuera menor, también lo sería la gravedad y la Tierra no podría mantener la atmósfera. b) La temperatura. Una mayor cercanía al Sol elevaría la temperatura, las partículas gaseosas se moverían a mayor velocidad y la gravedad no sería suficiente para retenerlas. Por otra parte, su composición ha cambiado mucho. La atmósfera primitiva debió tener una composición muy parecida a la de las actuales erupciones volcánicas, sobre todo nitrógeno, dióxido de carbono, cloruro de hidrógeno y dióxido de azufre, además de un poco de agua de procedencia externa (cometas).
Antes de la aparición de la vida, la atmósfera sufrió algunos cambios importantes. El vapor de agua se condensó formando los océanos, y muchos de los gases se disolvieron parcialmente en el agua líquida. Permaneció como componente mayoritario de nitrógeno. Aún no había oxígeno. Con la aparición de las primeras formas de vida fotosintéticas en el agua se elevó la proporción de oxígeno atmosférico hasta el valor actual y se formó la capa de ozono que protege la Tierra de la radiación ultravioleta del Sol, permitiendo la colonización de la Tierra por especies terrestres. La composición de la atmósfera en nuestros días es la siguiente: 78% de nitrógeno. 21% de oxígeno. 1% restante sobre todo argón, vapor de agua y dióxido de carbono. Algunos de los gases minoritarios ejercen un importante control sobre el clima, y por tanto sobre la vida, a través del efecto invernadero. Estos gases invernadero son, en especial, el vapor de agua, el dióxido de carbono y el metano. Estos gases son transparentes a la radiación visible, pero opacos a la radiación infrarroja que re-emite la Tierra. Así consiguen aumentar la temperatura media de la Tierra en 30ºC.
Por otra parte, la atmósfera es una estructura dinámica, en constante movimiento. El aire absorbe el calor de la superficie terrestre, se expande y disminuye su densidad. Como consecuencia de la menor densidad asciende, y deja un vacío que es ocupado por el aire situado a mayor altura (por tanto, a menor temperatura y mayor densidad). Este movimiento de las masas de aire provoca el viento. La estructura de capas de la atmósfera es la siguiente:
Como se observa en la imagen, la presión atmosférica disminuye con la altura. Esta disminución es debida a la disminución de la densidad: el 80% de los gases se concentra en la troposfera.
2. Hidrosfera Muchos satélites de los planetas exteriores del Sistema Solar contienen abundante agua, pero estos océanos están helados en su superficie. Cabe entonces preguntarse ¿por qué hay agua líquida en la superficie terrestre? a) Gracias a su mayor cercanía al Sol y a la presencia de gases invernadero, la temperatura es suficientemente alta para evitar que la hidrosfera se congele. b) Gracias a la presión atmosférica se limita la evaporación de agua. Así, la atmósfera y la hidrosfera intercambian continuamente masa y energía. El agua se condensa y vuelve a la superficie (parte se infiltra y parte se escurre) y eventualmente llega al mar. Por otra parte, se evapora y vuelve a la atmósfera, con lo que comienza de nuevo el ciclo del agua.
El agua erosiona y mueve material sólido desde las zonas altas de los continentes hacia las zonas bajas, donde se produce la sedimentación, generalmente en lagos o fondo oceánico poco profundo. Este material puede viajar disuelto en forma de iones (se produce sedimentación química) o como fragmentos de roca (se produce sedimentación detrítica).
3. El interior de la Tierra ¿Cuáles son los métodos utilizados para estudiar el interior de la Tierra? Estos métodos pueden ser de dos tipos: a) Métodos directos: Sondeos o perforaciones que como máximo alcanzan 13 km (el radio de la Tierra es de 6.378 km)
b) Métodos indirectos: Estudio del gradiente geotérmico, es decir, del aumento de temperatura que se produce hacia el interior de la Tierra, y que es de unos 3ºC por cada 100 metros. Análisis de la densidad de la Tierra. La densidad media de la Tierra es de 5,5 g/cm3. Dado que la densidad media de las rocas de la superficie es de 2,7 g/cm3, se deduce que el interior de la Tierra debe ser más denso. Estudio de las ondas sísmicas. Este último apartado merece un tratamiento diferencial. 4. Estudio de las ondas sísmicas Cuando se produce un terremoto se emiten diversos tipos de ondas sísmicas: Internas: nos permiten estudiar el interior de la Tierra. Son las ondas P (primarias) y las ondas S (secundarias). Superficiales: son las que causan los daños en construcciones, pero no sirven para estudiar el interior de la Tierra. Son las ondas R (Rayleigh) y las ondas L (Love).
Las ondas superficiales son más complejas y lentas, y sólo se transmiten por la superficie desde el epicentro.
Las ondas Love provocan movimientos laterales, y las ondas Rayleigh provocan rotaciones.
Las ondas P son las primeras en llegar. Se transmiten en todos los materiales, pero a menor velocidad en materiales fluidos. Las ondas S llegan más tarde que las P, y no se propagan por medios fluidos.
A partir de los datos obtenidos gracias a muchos sismógrafos, obtenemos las curvas de velocidad para las ondas S y P en función de la profundidad.
Los límites que señalan estos cambios se llaman discontinuidades, y permiten diferenciar tres grandes capas en el interior de la Tierra: corteza, manto y núcleo (que a su vez se divide en núcleo interno y núcleo externo). Desde la superficie hacia el centro estas discontinuidades son: La discontinuidad de Mohorovicic, que se sitúa a una profundidad media de 35 km aunque varía desde 10 km bajo los océanos hasta 70 km bajo los continentes, separa la corteza y el manto. Al atravesarla las ondas P aumentan su velocidad, lo que indica que se pasa a un medio más compacto. La discontinuidad de Guttemberg, a 2.900 km de profundidad, separa el núcleo del manto. Al atravesarla desaparecen las ondas S, indicando que se pasa de un medio sólido a otro fluido. La discontinuidad de Lehman, a 5120 km de profundidad, separa el núcleo externo fundido del interno casi sólido. Al atravesarla las ondas P aumentan su velocidad. Resumiendo: Toda la corteza debe ser sólida, pues es atravesada por las ondas S. El manto debe ser sólido y más rígido que la corteza, pues las ondas P aumentan su velocidad al entrar en él. El núcleo externo debe ser fluido, pues las ondas S no se transmiten en él. Debe ser, además, de un material magnético (en este caso una
mezcla de hierro y níquel) para que la rotación de la Tierra genere el campo magnético. El núcleo interno debe ser casi sólido, pues las ondas P aumentan levemente su velocidad al penetrar en él.
5. Composición y estructura de la Tierra Existen dos modelos. a) Modelo estático, basado en la composición química de las capas. Se distinguen: Corteza: capa rocosa, delgada y sólida. Corteza continental: 30-70 km de grosor. Forma las masas continentales y está compuesta por granito. Termina en la discontinuidad de Mohorovicic. Corteza oceánica: 10 km de grosor. Forma los fondos oceánicos y está compuesta por basalto. Manto: capa rocoso bajo la corteza, que se extiende entre las discontinuidades de Mohorovicic y Guttemberg, a una profundidad de 2.900 km. Se divide en: Manto superior. Manto inferior. Núcleo: Capa metálica (Hierro, con un 5-10% de níquel) que se extiende desde el final del manto hasta el centro de la Tierra. Dividido por la discontinuidad de Lehman en: Núcleo externo: en estado líquido. Tiene corrientes de convección que originan el campo magnético terrestre. Núcleo interno: en estado sólido.
b) Modelo dinámico: Basado en el comportamiento mecánico de los materiales. Se distinguen: Litosfera: capa rígida formada por la corteza más la parte superior del manto. Litosfera oceánica: contiene un 90% de basalto. Puede hundirse en el manto debido a su alta densidad. Litosfera continental: contiene un 85% de granito. No puede hundirse en el manto debido a su baja densidad. Astenosfera: capa situada en el manto, a unos 100 km de profundidad. Tiene un comportamiento plástico.
6. Teoría de la deriva continental de Alfred Wegener Basándose en diversas observaciones, este científico alemán postuló que un pasado remoto – hace unos 300 millones de años - todas las masas de Tierra estuvieron unidas en un único supercontinente al que denominó Pangea (toda la Tierra).
Posteriormente, Pangea se fracturó en placas que se han ido desplazando hasta llegar a la actual configuración de los continentes.
Entre las pruebas en las que se basó Wegener cabe destacar: a) Pruebas morfológicas (geográficas): los perfiles de los continentes encajan.
b) Pruebas biológicas y paleontológicas: se han encontrado fósiles idénticos en continentes separados.
c) Pruebas geológicas y tectónicas: si se unen los continentes en uno solo, se puede observar que los tipos de rocas, la cronología de las mismas y las cadenas montañosas principales tendrían continuidad física, es decir, formarían un cinturón casi continuo. d) Pruebas paleoclimáticas: por ejemplo, depósitos glaciares de la misma época en la India y en la Patagonia.
Por otra parte, si se localizan los focos sísmicos y los volcanes sobre un mapa
se observa que la mayoría de ellos no se distribuyen al azar sino que están alineados. Esto sugiere la idea de una litosfera fragmentada en grandes placas litosféricas con la actividad volcánica y sísmica concentrada en el borde de las mismas. 7. La prueba que le faltó a Wegener Cuando se inició el estudio de las rocas de los fondos oceánicos, la primera sorpresa fue que descubrir que presentaban actividad volcánica. Pero el descubrimiento clave surgió al medir sus edades.
Se observó en primer lugar que presentan una curiosa simetría: en las dorsales oceánicas, como la que hay en el centro del Atlántico, las rocas volcánicas son más jóvenes, y su edad va creciendo de manera simétrica a ambos lados de la dorsal. La conclusión es que en las dorsales hay materiales volcánicos que están surgiendo del interior de la Tierra añadiéndose a la litosfera y provocando una expansión del fondo oceánico. Así se separaron Europa y África de las Américas.
8. La tectónica de placas: el mecanismo Propone que el calor del núcleo calienta el manto lo suficiente para volverlo fluido, y se establezcan corrientes de convección: los materiales calientes ascienden y los fríos descienden. Esta agitación térmica agita la litosfera, rompiéndola en placas que pueden moverse. Hoy se sabe que la convección (que afecta a todo el manto y no sólo a la astenosfera como se creyó inicialmente) es la causante del movimiento de las placas litosféricas.
Se distinguen tres tipos de placas litosféricas: Placas oceánicas: formadas únicamente por litosfera oceánica. Placas continentales: formadas sólo por litosfera continental. Placas mixtas: formadas por litosfera oceánica y continental. En los bordes de las placas, las zonas donde dos a más placas entran en contacto entre sí, se produce una intensa actividad geológica: vulcanismo, sismicidad, compresión y distensión de los materiales, subsidencia…
9. Tipos de movimientos en los bordes de las placas a) Divergente Se produce en las dorsales oceánicas. Las corrientes de convección divergentes producen esfuerzos distensivos que tienden a separar los dos flancos de la fractura. Son zonas de intenso vulcanismo, sismicidad moderada y expansión del fondo oceánico. El borde es constructivo (se crea nueva litosfera oceánica). Por ejemplo, la dorsal centroatlántica.
Las dorsales oceánicas son cordilleras volcánicas de miles de kilómetros de longitud y una altura media de 2.500 metros. Presentan dos elevaciones paralelas con un valle central llamado rift, por donde sale el material caliente del manto. Aparecen cortadas de modo perpendicular por grandes fracturas, llamadas fallas transformantes.
b) Convergente: subducción Se produce en las zonas de subducción, en las cuales la litosfera oceánica se dobla y se sumerge en el manto.
Son zonas de alta sismicidad, metamorfismo, vulcanismo y formación de relieves volcánicos: cordilleras volcánicas (orógeno térmico) o alineación de islas volcánicas (arco de islas). Se destruye litosfera oceánica (borde destructivo). Por ejemplo, la costa del Pacífico en Sudamérica. A medida que la litosfera oceánica se aleja de la dorsal donde se formó, se va enfriando y se hace más densa. Cuando la placa cabalgante (la que permanece por encima, sin subducir) está formada por litosfera oceánica, el orógeno que se forma en su borde da lugar a un archipiélago lineal de islas volcánicas, llamado arco de islas (Japón o Filipinas).
Cuando la placa cabalgante está formada por litosfera continental, se origina en su borde un relieve volcánico llamado orógeno térmico (los Andes).
c) Convergente: borde de colisión Son zonas de fuerte sismicidad, metamosfismo y magmatismo (menor que en las zonas de subducción). Sobre todo se produce un plegamiento de los materiales de ambas placas y de los sedimentos que se habían acumulado entre ellas antes de producirse la colisión. Por ejemplo, los Pirineos y el Himalaya. Cuando se produce el choque entre dos placas continentales, ninguna de ellas puede subducir y se produce un orógeno de colisión. Si una de las placas es oceánica, la placa continental (que es menos densa), queda cabalgada sobre la oceánica y el movimiento convergente se detiene. d) De cizalla El borde se denomina pasivo o conservador. Se produce en las fallas transformantes, en las que una placa se desliza con respecto a la otra.
Son zonas de alta sismicidad. Por ejemplo, la falla de San Andrés, en California.
-Movimiento divergente. -Bordes constructivos. -Dorsales oceánicas.
-Movimiento convergente. -Bordes destructivos. -Zona de subducción.
-Movimiento convergente. -Borde de colisión. -Orógeno de colisión.
-Movimiento de cizalla. -Borde pasivo o conservador. -Falla transformante.
10. Creación y destrucción de relieve El relieve es consecuencia de la dinámica litosférica: la subducción y la colisión de las placas tienen importantes efectos térmicos y mecánicos, por lo que los orógenos son lugares de intensa deformación que origina relieves afilados. A causa de su baja densidad la corteza continental tiende a flotar, y su engrosamiento bajo los orógenos eleva aún más la cadena, que es erosionada. Tras la erosión, la corteza continental soporta menos peso y se eleva de nuevo, elevando a la cadena que es otra vez erosionada. Este proceso continúa hasta que el grosor de la cadena se hace normal, el orógeno deja de elevarse y la erosión lo aplana. A pesar de esta erosión continua, la dinámica interna del planeta crea nuevos relieves. Mientras haya energía interna habrá convección y se generarán nuevos relieves.