Origen, estructura e historia de la Tierra. unidad 1. contenidos

unidad 1 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) Origen, estructura e historia de la Tierra

Origen, estructura e historia de la Tierra 7 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. 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. 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. 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). Y

8 Unidad 1 Y 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: 1 UA (unidad astronómica) = 150.000.000 km (distancia media entre el Sol y la Tierra). 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. 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. a 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. 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 Masa comparativa 3 10 5 0,05 0,8 1 0,1 318,1 95,1 14,6 17,2 Temperatura media 6.000 diurna ( C) (en superficie) 350 480 22 23 150 180 210 220 Gravedad comparativa 4 10 18 0,37 0,88 1 0,38 2,64 1,15 1,17 1,18 N.º de satélites - 0 0 1 2 16 18 17 8

Origen, estructura e historia de la Tierra 9 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 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). PLANETAS MAYORES 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? Y

10 Unidad 1 Y 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. 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 Las partículas de polvo chocan formando partículas mayores, planetesimales, y estos atraen a otros aumentando su tamaño por acreción. 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.

Origen, estructura e historia de la Tierra 11 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 a 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. 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? Y

12 Unidad 1 Y 3. Métodos de estudio del interior de la Tierra a Figura 1.8. Retrato de Julio Verne y fotografía de la Tierra vista desde el espacio. ( * ) 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 R 2 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. 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. No es difícil calcular el volumen aproximado de la Tierra (1,08 10 27 cm 3 ), ni tampoco su masa * (5,976 10 27 g), por lo que la densidad media de los materiales que componen la Tierra tendrá un valor aproximado de 5,52 g/cm 3. Si comparamos esta cifra con las densidades (entre 2,6 y 3 g/cm 3 ) 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.

Origen, estructura e historia de la Tierra 13 Al producirse un terremoto, los sismógrafos registran en los sismogramas tres frentes de ondas sucesivos: 1) 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. AA 2) 3) 4) c Figura 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. Y

14 Unidad 1 Y 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. Aquí se reciben ondas P y ondas S Ondas P y S Núcleo 0 Epicentro Aquí se Trayectororia de los rayos reciben ondas P y ondas S 103 Manto Zona de sombra Zona de sombra reciben se 103 directas Aquí no se ondas P ni S directas reciben 142 Aquí se reciben ondas P 142 Aquí no ni S 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 Ondas P 12 8 Ondas S 8 4 Manto Núcleo externo Núcleo interno 4 Corteza 0 0 1 000 2 000 Jeffreys 3 000 4 000 5 000 6 000 Gutenberg 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.

Origen, estructura e historia de la Tierra 15 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/cm 3 g/cm 3 g/cm 3 g/cm 3 g/cm 3 3Endosfera g/cm 3 g/cm 3 g/cm 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? 7. A qué nos referimos cuando hablamos del Moho? 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? 10. Qué se entiende por discontinuidad sísmica? Qué capas se relacionan con la discontinuidad de Gutenberg? 11. En relación con la estructura y composición de la Tierra, qué puede deducirse del estudio de los meteoritos? 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? Y

16 Unidad 1 Y 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/cm 3 ). 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). T C 5.000 Núcleo externo Núcleo interno 2 3 d 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. 4.000 3.000 2.000 1.000 Astenosfera 1 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. 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. 4.2. El manto El manto es mucho más ligero que el núcleo. Su densidad varía entre 3,3 g/cm 3 y 5 g/cm 3, 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.

Origen, estructura e historia de la Tierra 17 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. 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. a 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. Punto caliente Moho Litosfera Astenosfera Olivino* Espinela** Perovskita*** Corteza Manto superior zona de transición Mesosfera Manto inferior Nivel D'' Gutenberg Núcleo externo Endosfera zona de transición Oxígeno (*) Estructura tipo olivino Silicio (**) Estructura tipo espinela Núcleo interno (***) Estructura tipo perovskita c 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. Y

18 Unidad 1 Y 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. 4.3. La corteza terrestre 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/cm 3 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. Atmósfera Hidrosfera Talud continental Línea de costa Moho Corteza oceánica Corteza intermedia Corteza continental a Figura 1.18. Esquema de los tres tipos de corteza. Moho 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. 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 92,0 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 Corteza continental Es ligera (2,7 g/cm 3 ). 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:

Origen, estructura e historia de la Tierra 19 La corteza continental superior está formada por granitos y sus equivalentes metamórficos, es decir, rocas constituidas por silicatos con abundante sílice y cationes grandes (Al 3+, 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/cm 3 ) 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 (Mg 2+, Fe 2+, Ca 2+, ). 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 continental superior Corteza continental inferior Corteza Oceánica Nivel 1 Nivel 2 Sedimentos Basaltos submarinos Díques basálticos c Figura 1.19. Modelos de las cortezas continental (izquierda) y oceánica (derecha). Nivel 3 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? 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? 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. Y

20 Unidad 1 Y 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. 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). Acreción homogénea d 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. Acreción heterogénea 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.

Origen, estructura e historia de la Tierra 21 Diferenciación de la corteza 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 Al 3+, 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 (%) 100 75 50 25 4.000 2.000 Tiempo (m.a.) hoy a 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. 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. 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. Arenas de pirita Sulfatos Hierro bandeado Capas rojas Procariontes Calizas Plantas terrestres Carbón 4.000 3.000 2.000 1.000 0 Tiempo (millones de años) 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). 100 Concentración de los diversos gases atmosféricos (porcentaje) 75 50 25 0 ATMÓSFERA DESCONOCIDA AGUA 4,5 METANO, AMONÍACO DIÓXIDO DE CARBONO NITRÓGENO OXÍGENO 4 3 2 1 Tiempo (hace miles de millones de años) 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. ACTIVIDADES PROPUESTAS 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. 18. Cómo y cuándo se formaron las primitivas atmósfera e hidrosfera? Y

22 Unidad 1 Y 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. a Figura 1.24. La fosilización de los organismos es un suceso geológico muy excepcional. a) 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. 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) c) d) a 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. 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).

Origen, estructura e historia de la Tierra 23 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 a Figura 1.26. Las ignitas son las huellas fosilizadas de las pisadas de los dinosaurios. 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. a Figura 1.28. Los trilobites son buenos fósiles característicos de los diferentes períodos del Paleozoico. 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? Y

24 Unidad 1 Y N.º de géneros fósiles diferentes 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. 900 600 300 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 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. 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. 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. 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. 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 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.

Origen, estructura e historia de la Tierra 25 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. 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. 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. Laley 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. 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. a) b) a 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. 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. Y