BIOLOGÍA Y GEOLOGÍA 1º BACHILLERATO 2. Origen y estructura de la Tierra

Índice El origen de la Tierra Métodos de estudio del interior de la Tierra 2.1 Métodos directos 2.2 Métodos indirectos Estructura interna de la Tierra 3.1 Estructura interna según el modelo geoquímico 3.2 Estructura interna según el modelo dinámico

1. El origen de la Tierra La Tierra se originó a la vez que el Sistema Solar al que pertenece hace aproximadamente unos 4.600 millones de años. Actualmente se admite la Teoría de los planetesimales de Von Weizsäker y Kuiper (1940), según la cual: una nebulosa fría formada por gas, polvo de hielo y silicatos comenzó a contraerse hace 5000 m.a. (colapso gravitatorio) y a girar sobre sí misma. La mayor parte de la masa se condensó en el centro y el resto en la periferia giraba en torno a ella, en forma de disco. La masa central se contrajo originó un protosol en el que las condiciones de presión y temperatura internas dieron lugar a reacciones de fusión nuclear, naciendo así nuestra estrella. Ver vídeo El nacimiento del Sistema Solar http://www.youtube.com/watch?v=IR_daID5shc&feature=related

La materia del disco externo, por sucesivas colisiones fue formando cuerpos más y más grandes (planetesimales, planetoides y planetas). Al principio las colisiones eran azarosas pero luego la gravedad de estos cuerpos fue atrayendo a la materia cercana. Las partículas más ligeras adquirieron velocidad de escapa suficiente para emigrar a las zonas externas del disco, más frías, donde originaron los planetas gaseosos (Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno), mientras las más pesadas dieron lugar a los planetas interiores o rocosos (Mercurio, Venus, Tierra y Marte). Las colisiones provocan que los planetas alcancen altas temperaturas lo que favorece la fusión de materiales y su distribución en capas de densidad creciente hacia el interior. El viento solar más tarde arrastró hacia el exterior del sistema todos los cuerpos pequeños, con un intenso bombardeo de meteoritos que originó en los planetas cráteres y dio origen a la inclinación de sus ejes de rotación. Algunos de ellos originaron los cometas.

2. Métodos de estudio del interior de la Tierra 2.1Métodos directos Observación directa de los materiales que componen el planeta o de algunas de sus propiedades físicas. Conllevan grandes dificultades técnicas para acceder al interior debido a que el radio terrestre es de 6.378 km y la prospección más profunda llega a 12 km, en Kola (Rusia), donde se encuentran peridotitas del manto. Además se pueden analizar los materiales procedentes de erupciones volcánicas y también los que aparecen en los orógenos o cadenas montañosas, al desaparecer las rocas que los cubrían.

2.2 Métodos indirectos Se basan en la interpretación de datos obtenidos en la medida de las propiedades físicas de la Tierra, como: La densidad La gravedad La temperatura El magnetismo La electricidad La velocidad de transmisión de las ondas sísmicas Además se estudian los meteoritos que impactan sobre la superficie

La densidad terrestre Para calcular la densidad terrestre es necesario conocer su masa (s. XVII, Newton M = 5.876. 1018 toneladas) y su volumen (considerando que es una esfera y aplicando la correspondiente fórmula V = 1.080. 109 km3). Como la densidad es M/V, nos da un valor medio de 5,52 g/cc. La densidad de las rocas superficiales, que sí podemos medir experimentalmente, es de 2,7 g/cc, similar a la del granito o el basalto, por lo que se deduce que en el interior deben existir materiales mucho más densos que los de la superficie, estimándose en 10-12 g/cc, cercana a la del hierro sometido a altas temperaturas. La conclusión es que la densidad aumenta gradualmente con la profundidad en el manto, aunque se observa un brusco incremento cuando se llega al núcleo externo.

La gravedad El estudio de las variaciones de la gravedad aporta datos sobre la estructura de la corteza continental. Se mide con gravímetros. Si la Tierra fuera una esfera perfecta, con densidad uniforme y no girara en torno a su eje, la gravedad sería igual en todos sus puntos, pero no es así ya que es un elipsoide de rotación, y el radio es mayor en el Ecuador que en los Polos (unos 22 km), por ello hay que meter factores de corrección para la latitud, la gravedad será mayor en los Polos (menor distancia al centro) para la aceleración centrífuga, que es mínima en el Ecuador y máxima en los Polos para la altitud, ya que también aumentaría la distancia al centro para la topografía, ya que el relieve próximo produce ausencia o presencia de masa

La conclusión es que, una vez aplicados los factores de corrección las anomalías gravimétricas que detectemos con el gravímetro se deberán exclusivamente a la densidad de los materiales que se hallen bajo nuestros pies. Serán positivas si el manto está próximo o si hay rocas densas, ricas en minerales metálicos, y serán negativas si se trata de rocas menos densas como domos salinos. Sirve para localizar yacimientos minerales.

La temperatura La temperatura de la Tierra aumenta con la profundidad 3ºC por cada 100 m, es lo que se llama gradiente geotérmico. Pero este valor medio disminuye a partir de los 30-50 km de profundidad, haciéndose menor, por lo que se calcula que el centro del planeta está a unos 6.000 ºC. Las temperaturas del manto son superiores a las de fusión de muchas rocas conocidas y sin embargo las rocas son sólidas debido a la presión que existe a esa profundidad. Existen materiales fundidos parcialmente en la astenosfera y en el núcleo externo. La tomografía sísmica muestra que el gradiente geotérmico también varía en la horizontal, con anomalías geotérmicas que son positivas al acercarnos a dorsales oceánicas, plumas calientes, etc., y negativas cuando nos alejamos de ellas, como bajo las fosas oceánicas. El calor interno terrestre procede del calor residual de formación y de la energía desprendida en la desintegración de algunos átomos radiactivos.

El magnetismo La Tierra se comporta como un imán que genera a su alrededor un campo magnético debido a que el núcleo externo, fluido y metálico está en continuo movimiento con una rotación diferencial respecto al núcleo interno. El magnetismo se mide con magnetómetros. Actualmente el polo norte magnético coincide, salvo por unos grados (declinación magnética que aparece en los mapas topográficos) con el norte geográfico y el polo sur magnético con el sur geográfico, aunque a lo largo de la historia del planeta estos polos se hayan invertido varias veces. También se observan anomalías magnéticas producidas por los diferentes materiales. Las positivas producidas por la presencia de rocas ricas en hierro, las negativas por rocas amagnéticas como los domos salinos. Con los datos se trazan mapas de isógonas o líneas que unen puntos de igual valor de declinación magnética. Donde estas líneas se comprimen detectamos yacimientos metálicos ricos en hierro. http://ciencia.nasa.gov/science-at-nasa/2003/29dec_magneticfield/

La electricidad Se basa en cambios en la conductividad eléctrica de las rocas, pero como ésta suele ser muy baja se mide con una magnitud inversa a ella, que es la resistividad eléctrica. Para medirla se crea un campo eléctrico con una fuerte diferencia de potencial usando cuatro electrodos dos de ellos unidos a una pila (de corriente) y dos para medir el potencial unidos a un voltímetro. Con los datos obtenidos se dibuja una gráfica. El método es muy exacto para pequeñas profundidades, por ejemplo es útil para la prospección de aguas subterráneas (en rocas poco conductoras), o para situar en profundidad yacimientos metálicos que previamente han sido detectados por otros métodos.

Método sísmico Es el que más datos ha aportado al conocimiento de la estructura interna de la Tierra, y se basa en el estudio de la velocidad y dirección de propagación de las ondas sísmicas producidas en un terremoto. Estas ondas se estudian en gráficas llamadas sismogramas. En los terremotos se producen cuatro tipos de ondas, de los cuales nos interesan sobre todo las profundas: P longitudinales o primarias, de mayor velocidad, y S, transversales o secundarias, más lentas y que no se propagan por medios fluidos. Cuando las ondas cambian de medio sufren una variación de velocidad, se refractan y por ello cambian su dirección de propagación. El estudio de este fenómeno permite conocer cuál es la composición teórica de las diferentes capas de la Tierra. http://www.ua.es/ursua/ondas.htm

Al observar el gráfico de profundidades se ve que las ondas sísmicas van aumentando su velocidad según aumenta la profundidad hasta los 2.900 km de profundidad, por eso las líneas son cóncavas. Al llegar a 2.900 km las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad, dando una trayectoria convexa, y las S dejan de transmitirse por eso en la zona opuesta al epicentro de la Tierra sólo llegan las P. Como consecuencia del cambio de trayectoria, se produce una zona de silencia sísmico o zona de sombra donde no se reciben ondas. Las zonas internas donde las ondas sufren modificaciones se llaman discontinuidades sísmicas, y las hay de primer orden (Mohorovicic, Gutenberg) y de segundo orden (Repetti y Viechert-Leman) Práctica del estudio de las ondas sísmicas

Estudio de meteoritos Los meteoritos son cuerpos sólidos que entran en la órbita terrestre, impactando a veces contra la superficie. La mayoría proceden del cinturón de asteroides, situado entre las órbitas de Marte y Júpiter. Al haberse formado a la vez que el resto del sistema Solar, se piensa que su composición será similar a la de los planetesimales que originaron la Tierra y por tanto, útil para conocer el interior de nuestro planeta. Son de cuatro tipos: Acondritas. 9 % de los meteoritos. Formados por silicatos de hierro, calcio y magnesio, similar a los basaltos de la corteza oceánica. Condritas. 86 % de los meteoritos. Formados por silicatos de magnesio, similares a las peridotitas, supuestos componentes del manto terrestre. Sideritos. 4 % de los meteoritos conocidos. Formados por hierro y algo de níquel, como nuestro núcleo. Siderolitos. 1 % restante. Hierro y silicatos, también similares a los del núcleo. Las tectitas son rocas de la corteza que se funden al impactar un meteorito y tienen menor valor científico.

3. Estructura interna de la Tierra Los cambios que experimentan las ondas sísmicas que atraviesan el planeta indican que está estructurado en capas con distintas propiedades y dispuestas de forma concéntrica. Para explicar la estructura interna se propusieron dos modelos: El modelo geoquímico. Se basa en la diferente composición química o mineralógica de los materiales terrestres, y diferencia corteza, manto y núcleo. El modelo dinámico. Explica la dinámica de las placas litosféricas teniendo en cuenta la rigidez y fluidez de los distintos materiales que componen la Tierra.

Modelos del interior terrestre

3.1 Estructura interna según el modelo geoquímico CAPA SUBCAPA CARACTERÍSTICAS CORTEZA CORTEZA CONTINENTAL Entre 35 y 70 km de espesor Composición heterogénea: Niveles superiores: rocas sedimentarias, volcánicas y metamórficas de grado bajo. Las ígneas plutónicas como el granito. Niveles intermedios: el grado de metamorfismo aumenta y las rocas ígneas ácidas a intermedias. Niveles profundos: metamorfismo intenso, ígneas básicas. CORTEZA OCEÁNICA Entre 8 y 10 km de espesor Composición bastante uniforme: Capa de sedimentos, mayor en los bordes continentales y menor en las dorsales Capa de basaltos, en lavas almohadilladas y columnares Gabros, similares a los basaltos pero cristalizados MANTO SUPERIOR Densidad 3,3 g/cc Rocas básicas sin cuarzo ni feldespatos frecuentes, con silicatos de Mg y Fe, como olivino y piroxenos que forman peridotitas INFERIOR Densidad 5, 5 g/cc Mayor presión NÚCLEO EXTERNO Compuesto por Fe principalmente, Ni, O y S, más ligeros que rebajarían su densidad No se transmiten las ondas S Fluido, hasta 4.900 km de profundidad INTERNO Sólido, las ondas P aumentan su velocidad

Estructura horizontal de la corteza Corteza continental emergida: Cratones o escudos Orógenos o cordilleras. Plataformas interiores Corteza sumergida: Márgenes continentales, con corteza continental: plataforma y talud. Fondos oceánicos: llanuras abisales, fosas submarinas, dorsales oceánicas Práctica del estudio del fondo oceánico

3.2 Estructura interna según el modelo dinámico CAPA CAPAS INCLUIDAS CARACTERÍSTICAS LITOSFERA Corteza y parte del manto superior Rígido y fracturado en las placas litosféricas Límite inferior a unos 50 km en los océanos y de 100 a 300 km en los continentes ASTENOSFERA Una parte del manto superior Zonas de material parcialmente fundido que producen disminución en la velocidad de las ondas Se forma a partir de penachos calientes que ascienden a través del manto No es una capa continua MESOSFERA Resto del manto superior Hasta los 2.900 km de profundidad Aunque los materiales son sólidos se observan corrientes de convección por ascenso de penachos calientes desde la capa D (de 200 km de espesor), límite con el núcleo externo y por descenso de litosfera fría en las zonas de subducción ENDOSFERA Núcleo La parte externa fundida genera corrientes en chorro que crean el campo magnético terrestre

Bibliografía y materiales Alfonso Cervel, F. y colab. Biología y Geología. Proyecto Tesela. Ed. Oxford Educación. 2008. El nacimiento del Sistema Solar. http://www.youtube.com/watch?v=IR_daID5shc&feature=related Magnetismo y electricidad terrestre http://www.astromia.com/tierraluna/magnetismo.htm El inestable campo magnético terrestre http://ciencia.nasa.gov/science-at-nasa/2003/29dec_magneticfield Tipos de ondas sísmicas http://www.ua.es/ursua/ondas.htm Práctica del estudio de las ondas sísmicas Práctica del estudio del fondo oceánico