u origen, estructura e historia de la tierra 1unidad 1 - editex

u Origen, estructura e historia de la Tierra

contenidos1. La Tierra en el espacio

2. El Sistema Solar: composicióny origen

3. Métodos de estudio del interior de la Tierra

4. Estructura interna de la Tierra.Composición de los materialesterrestres

5. Origen y evolución de la Tierra

6. Historia de la Tierra (I)

7. Historia de la Tierra (II)

1unidad 1

01 Bio Geo Cap 01 30/4/08 09:32 Página 6

Origen, estructura e historia de la Tierra 7

Y

1. La Tierra en el espacioLas teorías sobre el origen de la Tierra han variado a lo largo de la historia, des-de las concepciones geocéntricas (la Tierra como centro del Universo), hastalas que sitúan el «planeta azul» en un contexto completamente diferente: elde un Universo en continua expansión, formado por billones de estrellas, y unnúmero prácticamente incalculable de planetas y otros objetos cósmicos.

Hablar hoy del origen de la Tierra, del Sistema Solar o del Universo, suponesituarse en un contexto temporal increíblemente inmenso, tanto, que en rea-lidad 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 interro-gantes que de un modo u otro han estado en la mente de todas las civilizacio-nes: ¿Cómo y cuándo comenzó todo? ¿Hacia dónde se dirige el Universo? ¿Sedirige en realidad en alguna dirección o, por el contrario, no hay finalidad ensu existencia?

La teoría de la relatividad formulada por Einstein en 1917 supuso un cambiode perspectiva en la concepción del Cosmos y de sus orígenes. Desde enton-ces, las nuevas tecnologías y la incesante exploración del espacio han permi-tido profundizar en el conocimiento del Universo en su conjunto, y del Siste-ma Solar en particular.

El modelo de la Gran explosión, o modelo del Big Bang, ofrece una explica-ción coherente del origen del Universo. La edad estimada del Universo es deal menos unos 14.000 millones de años, cuando debió de producirse la explo-sión primigenia que dio origen al cosmos material. Esta teoría se basa en unaserie de observaciones que, tras las oportunas verificaciones, cuentan hoy conel respaldo de prácticamente toda la comunidad científica.

Por otra parte, la datación mediante isótopos radiactivos de las rocas terrestresmás antiguas que se conocen (de unos 3.800 millones de años de edad), juntocon el estudio de meteoritos y rocas procedentes de la Luna, permite afirmarque el Sistema Solar tiene una edad de unos 4.600 millones de años. Las hi-pótesis más aceptadas destacan el papel de la gravedad como fuerza determi-nante en la formación de los planetas. La fuerza gravitatoria habría hecho po-sible, en efecto, que la materia (polvo y gas) interestelar se enfriase yconsolidase hasta formar el Sol, los planetas y los satélites.

a Figura 1.1. Ya en la Grecia clásica,los filósofos especulaban acerca delorigen del cosmos, de la Tierra y delos demás planetas. En la imagen,Platón.

c Figura 1.2. Telescopio Hubble.Con la ayuda de una de las cámarasdel telescopio Hubble, se ha elabora-do una imagen-mosaico del firma-mento, que incluye al menos 10.000galaxias, lo que representa tan solouna millonésima parte de las galaxiasque se estima existen en el Universo.Con este telescopio se han observa-do también más de un millón de ob-jetos (el ojo humano, en compara-ción, tan solo puede ver a simplevista unos pocos miles de estrellas).


8 Unidad 1 Y

2. El Sistema Solar: composición y origen2.1. Composición del Sistema SolarEl Sistema Solar está formado por el Sol y una serie de planetas y otros cuer-pos que giran alrededor de él. Todo este conjunto se halla en un brazo de la VíaLáctea: el brazo de Orión.

Los planetas del Sistema Solar son ocho: Mercurio, Venus, Tierra, Marte, Jú-piter, Saturno, Urano y Neptuno. El más próximo al Sol es Mercurio; Neptu-no es el más alejado. Hasta el año 2006, se citaba a Plutón como el novenoplaneta del Sistema Solar, pero actualmente es considerado como un cuerpomás 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 cuer-pos que giran alrededor de él. El Sol es la estrella más próxima a la Tierra: se encuentra a 150millones de kilómetros de la Tierra. De él recibimos la luz y el calor necesario para vivir.

Entre Marte y Júpiter se encuentran los asteroides, que a veces son atraídos porlos planetas y satélites, llegando a chocar violentamente contra su superficie. Aestos cuerpos se les llama meteoritos. La mayoría de los que son atraídos por laTierra se desintegran parcial o totalmente al penetrar en la atmósfera terrestre.En órbitas mucho más alejadas que los planetas se encuentran los cometas.

La Unión Astronómica Internacionalha propuesto para Plutón la siguien-te definición:

«Plutón es un planeta enano…, y se lereconoce como el prototipo para unanueva categoría de objetos transnep-tunianos» (24 de agosto de 2006).

�

Para medir las distancias dentro delSistema Solar se emplea la unidadastronómica:

1 UA (unidad astronómica) =150.000.000 km (distancia mediaentre el Sol y la Tierra).

�

a Figura 1.4. En el Renacimiento (siglo XVII) se llevaron a cabo impor-tantes estudios sobre las órbitas pla-netarias. Gracias a Kepler sabemosque todos los cuerpos planetariosdescriben órbitas alrededor del Sol.

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 · 105 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 · 1018 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



Y

Los planetas que se encuentran antes de los asteroides, es decir, los cuatro pla-netas más próximos al Sol (Mercurio, Venus, Tierra y Marte) son conocidoscomo planetas menores. También se les llama planetas terrestres, ya que pre-sentan características similares a las de la Tierra.

Los planetas situados después de los asteroides (o sea, los cuatro restantes) seconocen como planetas mayores o gigantes. Son también conocidos comoplanetas gaseosos, debido a los compuestos dominantes que los forman.

1. Fíjate en la tabla Características del Sol y de los planetas.Observarás que el número de satélites que giran en torno alos planetas es mayor cuanto más alejados están del Sol.Busca información y trata de dar una explicación de estacaracterística del Sistema Solar.

2. ¿Cuáles son los planetas menores? ¿Y los planetas mayores?¿Qué criterios se emplean para distinguir unos de otros?

A C T I V I D A D E SPROPUESTAS

PLANETAS MENORES PLANETAS MAYORES

LOS PLANETAS

Los planetas menores son densos, esencialmente sólidos yestructurados en capas concéntricas, con núcleos de natura-leza metálica y capas externas ricas en compuestos más ligeros(principalmente silicatos).

Los planetas mayores son poco densos y de gran tamañocomparados con los terrestres. Algunos, como Saturno, pre-sentan anillos formados por hielo y rocas dispuestas en torno asu plano ecuatorial.

MERCURIO VENUS JÚPITER SATURNO

TIERRA MARTE URANO NEPTUNO


10 Unidad 1 Y

2.2. Origen del Sistema SolarLa explicación más aceptada en la actualidad sobre el origen del Sistema Solar esla teoría de los planetesimales, que data de mediados del siglo XX. Ofrece una ex-plicación coherente, con los conocimientos de que disponemos, de dicho origen.

Los fundamentos de esta teoría son los siguientes:

• Una gran nube de polvo y gas, una nebulosa, empezó a comprimirse, porefecto de la gravedad, con la consiguiente reducción de tamaño de la nubey 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 unaprotuberancia central. Esta masa tendría ya la temperatura suficiente paraque en ella diesen comienzo las reacciones de fusión, causantes de la apari-ción de una estrella (el Sol), compuesta principalmente por hidrógeno, he-lio, hielo y silicatos. Es la fase conocida como nebulosa-crisálida.

Mientras la nebulosa-crisálida se fue enfriando y condensando, el Sol se indi-vidualizó cada vez más y las partículas de menor tamaño empezaron a con-densarse en diversas órbitas, formando cuerpos sólidos cada vez mayores: losllamados planetesimales.

a Colapso de una nebulosa de gas y polvo.

a Las partículas de polvo chocan formandopartículas mayores, planetesimales, y estosatraen a otros aumentando su tamaño poracreción.

a Los materiales giran y se concentran for-mando un disco aplanado. los materialesdensos se condensan en el centro y los ga-ses, en el exterior.

a El Sol comienza su fusión y genera fuertesvientos que barren hacia fuera los restos dela nebulosa. Los planetesimales forman poracreción protoplanetas, que rotan en la mis-ma dirección de giro del disco.

d Figura 1.5. El origen delSistema Solar.



Y

• Los planetesimales fueron creciendo progresivamente debido al choque en-tre ellos mismos (acreción colisional), y como consecuencia de ello se pro-dujo una fuerza gravitatoria capaz de atraer otros cuerpos (acreción gravi-tacional). Esta fase de crecimiento progresivo dio lugar a la diferenciacióngeoquímica de los planetas. La atracción gravitatoria solar daría lugar a laformación de los primitivos cuerpos planetarios:

– Los elementos y moléculas más densos debieron de ser atraídos con másfuerza, se ubicaron en las órbitas más próximas al Sol, y originaron los pla-netas terrestres o menores.

– Los compuestos gaseosos, en cambio, serían atraídos con menos fuerza,por lo que quedarían más lejos del Sol, generando los planetas gaseososo mayores.

• Como consecuencia de la diferenciación gravitatoria, los elementos másdensos, como el hierro y otros metales, caerían hacia el interior, mientrasque los menos densos, como los silicatos, se concentrarían en las partes másexternas de los planetas. De este modo se originaron las tres partes en queestá estructurada internamente la Tierra y otros cuerpos planetarios: nú-cleo, manto y corteza.

Las fases que siguen a esta última corresponden a lo que se conoce como his-toria geológica de los planetas, que dio comienzo hace unos 4.600 millonesde años.

a Figura 1.7. La UNESCO propone elaño 2009 como «Año Internacionalde la Astronomía». Ese año se ce-lebrará el cuarto centenario desdeque Galileo Galilei inventara el teles-copio y descubriera con él los monteslunares, las lunas de Júpiter e innu-merables estrellas de la Vía Láctea.

3. Observa la figura 1.5. Después, resume en unas pocas líneasla teoría de los planetesimales.

4. ¿Qué se entiende por diferenciación geoquímica de la Tierra?¿Y por diferenciación gravitatoria? ¿Guardan ambas algunarelación?

5. ¿En qué momento de la historia evolutiva de la Tierra seproduce la estructuración en capas del planeta, y a qué sedebió esta?


Atmósfera

Hidrosfera

Corteza

Mantosuperior

Mantoinferior

Núcleoexterno

Núcleointerno

a Figura 1.6. La diferenciación gravitatoria de la Tierra dio origen a las tres partes en queestá estructurado internamente el planeta: núcleo, manto y corteza.


12 Unidad 1 Y

3. Métodos de estudio del interior de la Tierra

En el siglo XIX, el escritor francés de ciencia ficción Julio Verne predijo conasombrosa exactitud muchos de los logros científicos y técnicos que tendrían lu-gar a lo largo del siglo XX; sin embargo, su famoso Viaje al centro de la Tierra (pu-blicado 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, delInstituto Max Planck de Química, de la ciudad de Mainz (Alemania), se in-tentan reproducir las condiciones que reinan en el centro de la Tierra. Graciasa prensas de diamantes, combinadas con potentes láseres de infrarrojos, se hanlogrado alcanzar simultáneamente presiones de hasta 2 millones de atmósfe-ras, y temperaturas de varios miles de grados centígrados. Su objetivo es ave-riguar cómo se comporta el hierro, constituyente mayoritario del núcleo te-rrestre, y de este modo, poder comprender los parámetros y funcionamientodel enigmático «corazón del planeta», pues según palabras del propio Verne:«sabemos menos del interior de la Tierra que de otros objetos astronómicos». En de-finitiva, casi un siglo y medio después de la obra de Verne, estamos ante un via-je «virtual» al centro de la Tierra.

El conocimiento exacto de la estructura, composición y dinámica del interior dela Tierra es un problema de difícil solución. El científico solo tiene acceso direc-to hasta una profundidad de unos 3.600 m, en las minas más profundas (situadasen Sudáfrica), pero de momento no pueden superarse los 12 km de profundidaden 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 ki-lómetros de profundidad (como las peridotitas), que nos facilitan cierta infor-mación sobre el manto, la mayor parte de los conocimientos que tenemos sobreel interior del planeta se deben a vías de estudio indirectas, proporcionadas porla geofísica y el análisis comparativo de los meteoritos.

No es difícil calcular el volumen aproximado de la Tierra (1,08 · 1027 cm3), nitampoco su masa* (5,976 · 1027 g), por lo que la densidad media de los mate-riales que componen la Tierra tendrá un valor aproximado de 5,52 g/cm3. Sicomparamos esta cifra con las densidades (entre 2,6 y 3 g/cm3) de las rocasmás abundantes en la zona externa de la Tierra (granito y basalto, respectiva-mente), es fácil deducir que las capas más internas del planeta han de presen-tar una densidad muy superior y unas composiciones diferentes de las que po-demos observar en las rocas de la corteza.

El conocimiento de la estructura interna de la Tierra se deriva principalmen-te del estudio de la propagación de las ondas sísmicas generadas durante los te-rremotos o mediante explosiones controladas (método sísmico).

La energía producida en el foco de un terremoto se transmite a través de lasrocas como vibraciones, en forma de frentes de onda esféricos. La velocidad depropagación de las ondas sísmicas depende de la naturaleza del medio que atra-viesan. Al cambiar de medio, las ondas sufren reflexiones y refracciones, equi-valentes a las mostradas por la luz y regidas por sus mismas leyes. Así pues, es-tas perturbaciones en la trayectoria de las ondas muestran las desigualdadesdel interior de la Tierra, como si de una exploración radiográfica se tratara.

a Figura 1.8. Retrato de Julio Verney fotografía de la Tierra vista desdeel espacio.

(*) En 1798, Cavendish logró medirla constante de gravitación universal(G), y con ella despejar el valor de lamasa terrestre en la ecuación deNewton:

M · mF = G ————

R2

�



Y

Al producirse un terremoto, los sismógrafos registran en los sismogramas tresfrentes de ondas sucesivos:

• El primer frente de ondas que registran los sismógrafos corresponde a lasllamadas ondas P o primarias, que por ser más veloces son también las pri-meras en llegar a las estaciones de registro. Vibran paralelamente a como sepropagan (comprimiendo y dilatando el terreno), por lo que pueden trans-mitirse tanto en medios sólidos como fluidos.

• El segundo frente se debe a las ondas S o secundarias, más lentas (su retar-do en la llegada respecto a las ondas P es proporcional a la distancia a la quese encuentre el foco). Vibran perpendicularmente a la dirección de propa-gación (cizallando los materiales), por lo que no pueden transmitirse porfluidos, sino en medios sólidos.

• Las últimas ondas en llegar a los sismógrafos son las que se propagan parale-lamente a la superficie terrestre, cuya gran amplitud causa los efectos des-tructivos de los sismos: las ondas L o Love, cuya liberación es perpendiculara la propagación y paralela a la superficie de la Tierra, y las ondas R o Ray-leigh, algo más lentas que las L, cuya propagación se asemeja a la de las olasdel mar. Las ondas L y R reciben el nombre común de ondas superficiales.

Desde comienzos del siglo XX se ha observado que sismógrafos situados cercade un foco sísmico reciben las ondas P y S por duplicado. Eso significa que ungrupo de ondas refractadas viaja más rápido por un medio infrayacente distin-to (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 se-paración de ambos medios es la discontinuidad de Mohorovicic (o simple-mente Moho). Esta superficie de discontinuidad sísmica, que se encuentra si-tuada a una profundidad variable de entre 6 y 70 km, separa dos capas muydiferentes: la corteza y el manto.

AA

Sismógrafo: aparato que se usa paramedir la magnitud de un sismo a par-tir del registro de las ondas originadaspor el terremoto.Sismograma: gráfica elaborada porlos sismógrafos, en la que aparecenreflejadas las diferentes clases deondas sísmicas y sus respectivas mag-nitudes.

1)

2)

3)

4)

c Figura 1.9. Esquematización de la propagación de losdiferentes tipos de ondas sísmicas: ondas P (1), ondas S (2),ondas L (3) y ondas R (4). Las flechas amarillas indican ladirección de vibración de las ondas y las rojas la direcciónde propagación.

a Figura 1.11. Sismograma.

a Figura 1.10. Sismógrafo.


14 Unidad 1 Y

Asimismo, se ha comprobado que a latitudes menores de 103° (respecto al focosísmico de un terremoto cualquiera) los aparatos de la red mundial de sismó-grafos registran directamente tanto las ondas P como las S. Y a latitudes ma-yores de 142°, tan solo las ondas P. Existe una zona de sombra sísmica (entrelos 103° y los 142°) donde no se reciben ni las ondas P ni las S.

Analizando cómo varía la velocidad de propagación de las ondas sísmicas conla profundidad, puede observarse el súbito aumento en la velocidad de propa-gación de las ondas P y S al llegar a la discontinuidad de Moho, y el repentinodescenso de ambas en la discontinuidad de Gutenberg. También puede dedu-cirse la existencia de discontinuidades secundarias, que desvelan una estructu-ra más precisa de la Tierra: a 670 km de profundidad, el aumento de la veloci-dad de las ondas P y S marca el límite entre el manto superior y el mantoinferior. Otro tanto ocurre con las ondas P a 5.150 km, donde se encuentra lasuperficie que separa el núcleo externo del núcleo interno.

Aqu

í se

reci

ben

onda

s Py ondas S Aquí se reciben

ondasP

yondas

S

Aquí n

ose

reciben

Aquí se reciben ondas P

Aquí n

ose

reci

ben

ondas

Pni S

directas ondas

Pni

Sdi

rect

as

Ondas P y S

Manto

Zona

de sombra

Zona

de sombra

142°142°

103°103°

0°

Núcleo

Trayectororia de los rayos

Epicentro

a Figura 1.12. Trayectoria de propagación de las ondas sísmicas P y S en el interior de la Tierra.

v(km/s)

12

8

4

8

12

4

00 1 000 2 000

Ondas S

Corteza

Núcleo externoManto Núcleo interno

Prof. (km)Gutenberg

Ondas P

3 000 4 000 5 000 6 000 Jeffreys

a Figura 1.13. Diagrama comparativo de la velocidad de las ondas sísmicas con la profun-didad, así como las capas que se deducen del mismo.



Y

En conclusión, la Tierra es un cuerpo que podemos imaginar como una gigan-tesca «cebolla», estructurada en distintas capas concéntricas o geosferas. Elcontacto entre ellas se corresponde con las diferentes superficies de disconti-nuidad sísmica, las cuales señalan, a su vez, o bien un cambio en el estado fí-sico de los materiales, o una diferente composición química o mineralógicaentre capas contiguas.

6. ¿Qué información aportan los métodos sísmicos en el estudiodel interior de la Tierra?

7. ¿A qué nos referimos cuando hablamos del Moho?

8. ¿Qué se puede decir sobre la naturaleza y las propiedadesfísicas de las capas más internas del planeta?

9. A unos casi 3.000 km de profundidad, las ondas S dejan depropagarse hacia el interior y las ondas P disminuyen brusca-mente su velocidad de propagación. ¿Cómo han interpreta-do eso los geofísicos?

10. ¿Qué se entiende por discontinuidad sísmica? ¿Qué capasse 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 queexisten en el núcleo de la Tierra son tres o cuatro veces másdensos que los que componen la corteza terrestre? ¿Quénaturaleza se cree que tienen esos materiales? ¿Por qué?


a Figura 1.14. Divisiones estructural y dinámica del interior de la Tierra.

g/cm3

g/cm3

g/cm3

g/cm3

g/cm3

g/cm3

g/cm3

Endosf

era

g/cm3


16 Unidad 1 Y

4. Estructura interna de la Tierra.Composición de los materialesterrestres

4.1. El núcleo terrestreEl núcleo o endosfera es la geosfera más interna de la Tierra. Con un radio de3.470 km, representa el 16 % del volumen terrestre y contiene el 31 % de lamasa total del planeta, debido a su elevada densidad (entre 10 y 13 g/cm3). Lacomposición que mejor se ajusta a dichas densidades, teniendo en cuenta laspresiones de hasta 3.500 kilobares y las elevadas temperaturas allí reinantes (deunos 5.000 o 6.000 °C), posiblemente sea una aleación de hierro con algo deníquel, y hasta un 10 % de azufre en el núcleo externo (en forma de sulfuros).

5.000

T °C

4.000

3.000

2.000

1.000

1.000 2.000 3.000 4.000 5.000 6.000

Núcleoexterno

Núcleointerno

Profundidad (km)

Aste

nosfe

ra

1

2

3

d Figura 1.15. Diagrama que representala variación de la temperatura de la Tierracon la profundidad (curva 3). Asimismo, sesuperponen las curvas de fusión de loscomponentes del manto (curva 1) y del nú-cleo (curva 2). Si la temperatura de la Tie-rra supera la de fusión de sus componen-tes, como ocurre en el núcleo externo,estos se encontrarán en estado líquido.

En el núcleo externo existe una vigo-rosa acción convectiva, paralela al ejede rotación terrestre, que, según secree, induce, al igual que una dinamogigante, la generación del campomagnético terrestre.

�

Hay unanimidad en aceptar que el núcleo interno es sólido, mientras que elnúcleo externo es líquido (las ondas P disminuyen su velocidad de propaga-ción y las S no se propagan). Este diferente estado físico se debe a que la tem-peratura de la Tierra, hasta los 5.150 km, supera la temperatura de fusión delos componentes del núcleo, pero deja de hacerlo a mayores profundidades.

4.2. El mantoEl manto es mucho más ligero que el núcleo. Su densidad varía entre 3,3 g/cm3

y 5 g/cm3, por lo que, con el 84 % del volumen terrestre, representa casi el70 % de la masa total de la Tierra. La composición que mejor parece encajarcon los requerimientos anteriores es la de las peridotitas: rocas formadas porminerales silicatados pobres en sílice y ricos en hierro y magnesio, como el oli-vino. Son frecuentes en los afloramientos mantélicos existentes en la cortezay en algunos meteoritos; por fusión parcial originan magmas basálticos. Se hacomprobado que las peridotitas solo son estables hasta los 400 km de profun-didad; por debajo de esa profundidad, los minerales recristalizan en otros de es-tructura 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 máspróxima 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.

Composición química y mineralógica del mantoMientras que la composición químicade todo el manto parece homogénea,la composición mineralógica varía conla profundidad: se forman estructu-ras cada vez más densas a medidaque aquella aumenta. La velocidad delas ondas sísmicas que se observan enel manto así parecen corroborarlo.

�



Y

En esta base del manto se originan las plumas o penachos térmicos, flujos con-vectivos ascendentes que –muy calientes– atraviesan todo el manto y generanen la superficie importantes acontecimientos térmicos y volcánicos: los llama-dos 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 unespesor medio aproximado de 200 km, se encuentra el canal de baja velocidad,donde las ondas sísmicas disminuyen su velocidad de propagación debido a la me-nor 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, de-bida a la proximidad de la temperatura al punto de fusión de sus componentes. Elpeculiar estado físico (elástico y plástico a la vez) de la astenosfera provoca unaactividad convectiva, que hace posible el movimiento de las placas litosféricas.

Sobre la astenosfera, y mucho más sólida que ella, se halla la litosfera. Estacapa externa, de un grosor medio de unos 100 km, es más fina en las zonasoceánicas 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 laastenosfera y la endosfera: la mesosfera. Su viscosidad, intermedia entre la dela litosfera y la de la astenosfera, le permite una cierta circulación convectivacompatible con la astenosférica. Sus 2.680 km de espesor la convierten en lacapa más voluminosa de la Tierra.

a Figura 1.16. Ejemplos de puntoscalientes son los existentes bajo lasislas Hawai o en el parque nacionalde Yellowstone, en las Montañas Ro-cosas.

Corteza

Mantosuperior

Mantoinferior

Núcleoexterno

Núcleointerno

(*)

Estructura

tipo olivino

Oxígeno

Silicio

(**)

Estructura

tipo espinela

(***)

Estructura

tipo perovskita

Endosfera

Nivel D''

Mesosfera

Litosfera

Astenosfera

zonade transición

zonade transición

Punto caliente Moho

Olivino*

Espinela**

Perovskita***

Gutenberg

c Figura 1.17. Esquema de la es-tructura interna de la Tierra (dere-cha), comparado con las unidadesdefinidas por su dinámica (izquier-da). Asimismo, se muestran las posi-bles estructuras atómicas, presenta-das por los componentes del manto,a distintas profundidades.


18 Unidad 1 Y

4.3. La corteza terrestreLa corteza es la «epidermis» de la Tierra sólida, una fina película que recubreel globo como la cáscara de un huevo. Tiene un espesor y una masa práctica-mente despreciables, frente a las capas anteriores, y es mucho más ligera queellas (2,8 g/cm3 de densidad media). Su límite superior es la desigual superfi-cie del relieve, donde contacta con las capas fluidas de la Tierra, y el límite in-ferior es la discontinuidad de Moho, que se encuentra a unos 10 km de pro-fundidad (de media) bajo el fondo marino y a unos 35 km bajo los continentes.

La composición química de la corteza difiere mucho de la composición mediadel planeta. En la Tierra, el elemento químico más abundante es el hierro, se-guido del oxígeno, silicio y magnesio (por su abundancia en el manto), y delníquel y azufre (por su abundancia en el núcleo). Por contra, en la corteza, elelemento más abundante es el oxígeno, razón por la cual a la corteza tambiénse le denomina oxiesfera.

Corteza continental

Es ligera (2,7 g/cm3). Tiene una larga historia y rocas de hasta 4.000 millonesde años de edad. Debido a su gran antigüedad, se muestra deformada frecuen-temente y con una estructura compleja. En ocasiones se pueden distinguir dosniveles superpuestos, separados entre sí (a unos 17 km de profundidad) por lallamada discontinuidad de Conrad:

La litosfera

Desde un punto de vista dinámico, apesar de su naturaleza heterogénea(compuesta por la corteza y la partemás externa del manto superior), lalitosfera funciona como una solacapa, rígida y quebradiza.

�

Tipos de cortezaLateralmente pueden distinguirse dostipos de corteza claramente dife-renciados: la continental y la oceá-nica, además de un tercer tipo deescasa representatividad, la cortezaintermedia.

�

Corteza oceánica

Corteza intermedia

Corteza continental

TaludcontinentalAtmósfera

Hidrosfera

Moho

Moho

Líneade costa

a Figura 1.18. Esquema de los tres tipos de corteza.

TABLA COMPARATIVA DE LA COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LA CORTEZA Y LA TIERRA

Composición química media Composición química mediade la corteza de la Tierra

Elemento %en masa % en volumen Elemento % en masa

O 46,6 93,8 Fe 34,6

Si 27,7 0,9 O 29,5

Al 8,1 0,5 Si 15,2

Fe 5,0 0,4 Mg 12,7

Ca 3,6 1,0 Ni 2,4

Na 2,8 1,3 S 1,9

K 2,6 1,8 Ca 1,1

Mg 2,1 0,3 Al 1,1

92,0



Y

• La corteza continental superior está formada por granitos y sus equivalen-tes metamórficos, es decir, rocas constituidas por silicatos con abundante sí-lice y cationes grandes (Al3+, Na+, K+,…); son rocas ligeras y de color cla-ro. Este nivel tiene superpuesta, de forma discontinua, una delgada cubiertasedimentaria.

• La corteza continental inferior es mucho menos conocida y no siempre di-ferenciable de la anterior. Su composición parece semejante a la de la capasuperior, solo que es más densa, por la intensa deformación dúctil sufrida enprofundidad.

Corteza oceánica

Es más densa (2,9 g/cm3) que la continental; también es mucho más joven (lamáxima edad medida es de 180 millones de años), puesto que se está regene-rando continuamente. Raramente se encuentra deformada, mostrando una es-tructura simple y uniforme. De arriba abajo se aprecian tres niveles distintos:

• El nivel 1 es la cobertura sedimentaria, más desarrollada en los bordes con-tinentales y prácticamente inexistente en las zonas de dorsal.

• El nivel 2 o basamento –de 1,5 km de grosor medio– está formado por ba-saltos. Se trata de rocas volcánicas densas y de color oscuro, compuestas porsilicatos pobres en sílice y con presencia de cationes poco voluminosos(Mg2+, Fe2+, Ca2+,…).

• Por último, el nivel 3 o capa oceánica, con un espesor promedio de 5 km,está constituido por gabros y rocas afines, es decir, las equivalentes plutóni-cas de los basaltos del nivel 2 y, por tanto, de semejante composición.

13. Señala las diferencias principales entre la corteza continen-tal y la corteza oceánica.

14. ¿Qué es el llamado «nivel D»? ¿Dónde se halla? ¿Qué signi-ficado geológico tiene?

15. Se piensa que el núcleo externo es en gran parte líquido,mientras que el interno se supone sólido. ¿En qué se basaesta hipótesis?

16. La litosfera y la astenosfera son dos capas a las que se hallaestrechamente ligada la dinámica externa de la Tierra.Describe brevemente ambas capas y explica la relación queexiste entre ellas.


Sedimentos

Basaltos

Díquesbasálticos

Gabros yrocas afines

Nivel 1

Nivel 2

Nivel 3

Cortezacontinental

superior

Cortezacontinental

inferior

Corteza Continental Corteza Oceánica

Peridotitas del manto

submarinos

c Figura 1.19. Modelos de lascortezas continental (izquierda)y oceánica (derecha).


20 Unidad 1 Y

5. Origen y evolución de la TierraLa Tierra –al igual que los demás planetas– se formó en la Nebulosa Solar (ca-liente y en contracción). Tras vaporizarse, en el disco nebular se fueron con-densando planetesimales de diferente composición, según su proximidad al cen-tro de la nebulosa, es decir, según su temperatura de formación. Losplanetesimales, que durante el proceso de acreción originaron la Tierra, se con-densaron a una temperatura aproximada de 600 K. Por este motivo, además desilicatos y metales, pudieron generarse minerales hidratados (que con posterio-ridad propiciarían la existencia de una hidrosfera y de la vida en el planeta). De-bido al viento solar, que eliminó los componentes más livianos (gases), prácti-camente toda la Tierra está constituida por elementos refractarios y pesados, esdecir, «contaminantes» de la Nebulosa Solar, originados en la rápida evoluciónde 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 muyparecidas, se piensa que la Tierra debió de formarse a partir de planetesimalesconstituidos por una mezcla de ambos componentes, y puesto que todos losplanetesimales eran similares, nuestro planeta tuvo que ser homogéneo en susorígenes (modelo de acreción homogénea).

Formación del núcleo y del manto

Si la Tierra presenta en la actualidad un núcleo, formado, sobre todo, por hie-rro, es debido al hundimiento gravitatorio de este –por ser más denso– haciael centro del planeta, desalojando de allí los silicatos, que acrecentaron elmanto. Para ello fue necesario que parte de la Tierra se encontrase fundida, yel calor que se precisaba provenía de los abundantes impactos meteóricos su-fridos por el joven planeta. Este proceso, por el que se diferenciaron las dosprincipales geosferas del planeta, núcleo y manto, recibe los nombres de Ca-tástrofe del hierro o Gran acontecimiento térmico, ya que liberó una grancantidad 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 pro-ceso de diferenciación del manto y del núcleo concluiría.

Acre

ció

n h

om

og

énea

Acre

ció

n h

ete

rog

énead Figura 1.20. En el modelo de acreción homo-

génea (arriba), los silicatos (azul) y el hierro (rojo)se acumulan simultáneamente, formando unplaneta homogéneo, que posteriormente se di-ferencia en capas. Otro modelo alternativo, yadesechado, es el de la acreción heterogénea(abajo), según el cual primero se formaría el nú-cleo, a partir de planetesimales metálicos y, pos-teriormente, el manto, por acreción de planete-simales silicatados.



Y

Diferenciación de la corteza

La corteza se diferenció con posterioridad de forma análoga. Por fusiónparcial del manto, los silicatos más ligeros (con cationes de mayor radio ió-nico, como Al3+, Na+, K+,…) fueron acumulándose –como una escoria defundición– en la superficie del planeta. Al parecer, la mayor parte de lacorteza continental se generó en tan solo 300 millones de años (entre los2.800 y 2.500 millones de años), durante un gran episodio magmático queprodujo cantidades gigantescas de granitos. No obstante, la génesis de lacorteza 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 di-námica de la tectónica de placas. Es de suponer que desde hace 2.500 mi-llones de años existía corteza oceánica. Sin embargo, su continua regene-ración y destrucción hace imposible demostrarlo.

Origen y evolución de las capas fluidas

La primitiva atmósfera terrestre o protoatmósfera se formópor desgasificación de los volátiles del manto, aprovechandola energía liberada durante el Gran acontecimiento térmico.Es decir, su origen coincide con la temprana edad en la quela Tierra se diferenció hace 4.400 millones de años. Parecedemostrado que su génesis fue muy rápida: en solo un millónde años se expulsaron entre el 80 % y el 85 % de los gases quela formaban.

La primitiva hidrosfera terrestre se formó a expensas de la pro-toatmósfera –rica en vapor de agua–, una vez que esta se huboenfriado lo suficiente. La condensación y precipitación, en for-ma de auténtico diluvio universal, debió de producirse en épo-cas tempranas de la historia terrestre, hace al menos 4.350 mi-llones de años, poco después de la desgasificación del planeta.Esta hidrosfera, algo caliente (unos 40 °C) y reductora, fue in-crementando su salinidad conforme crecían los continentes,convirtiéndose en la cuna de la vida en la Tierra.

4.000 2.000

25

50

75

100

Volu

men d

e c

ort

eza c

ontinenta

l (%

)

Tiempo (m.a.)hoy

a Figura 1.21. Posible curva de crecimientode la corteza continental; el máximo creci-miento se produce entre los 2.800 y los 2.500millones de años.

Arenas de pirita

Sulfatos

Hierro bandeado

Capas rojas

Procariontes

Calizas

Plantas terrestres

Carbón

Tiempo (millones de años)

4.000 3.000 2.000 1.000 0

a Figura 1.22. Distintos indicadores de la evolución químicade la atmósfera: indicadores de ambiente reductor (verde),indicadores de ambiente oxidante (ocre), distribución de al-gunos grupos de seres vivos y rocas producidas por su activi-dad biológica (gris).

100

04,5

METANO, AMONÍACO

Concentr

ació

n d

e los d

ivers

os

gases a

tmosfé

ricos (

porc

enta

je)

4 3 2 1

25

50

75

AGUA

Tiempo (hace miles de millones de años)

DIÓXIDO DE CARBONO OXÍGENO

NITRÓGENO

ATMÓSFERA

DESCONOCIDA

a Figura 1.23. Composición de la atmósfera terrestre a lo largo de su historia, muy influidapor la presencia de vida en el planeta.

17. La diferenciación de las capasterrestres se compara a vecescon los procesos que tienenlugar en los hornos de fundi-ción de metales. Explica en quése basa esa comparación.

18. ¿Cómo y cuándo se formaronlas primitivas atmósfera ehidrosfera?



22 Unidad 1 Y

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 ac-tividad de un ser vivo que existió en el pasado y que ha llegado hasta nosotrosgracias a un largo proceso de mineralización y conservación en las rocas. Losfósiles 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 delas 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 «caprichosde la naturaleza». Se creía que los astros y otras fuerzas misteriosas podían lle-gar a producir rocas con formas semejantes a animales y plantas, pero sin nin-gún tipo de valor científico.

A partir del siglo XVIII se consolidó la creencia de que los fósiles eran algo di-ferente, y no formas caprichosas y misteriosas de la naturaleza. Poco a poco sefue imponiendo la idea de que estas formas tenían mucho que ver con seres quehabían vivido en el pasado.

El camino mediante el cual un ser vivo (ya sea un animal o una planta, o cual-quier otra clase de organismo) se convierte en un fósil, recibe el nombre de fo-silización.

El proceso de fosilización comienza normalmente con la deposición del cadáverde un animal, o de los restos de una planta, en una zona donde se está produ-ciendo sedimentación. Los restos animales o vegetales han de quedar cubiertosrápidamente por nuevas capas de sedimentos, que los preservan de la destruccióno dispersión por parte de otros seres vivos. Una vez quedan cubiertos por los se-dimentos, se inicia la transformación del sedimento en roca sedimentaria y, conella, la mineralización de los restos orgánicos preservados de la destrucción.

Hay fósiles muy diversos: desde microorganismos, como ciertas bacterias, has-ta los grandes esqueletos de dinosaurios; desde simples biomoléculas, hastacuerpos enteros encapsulados (como los insectos contenidos en ámbar).

Los fósiles constituyen un dosier dearchivos incompleto sobre las condi-ciones de vida del pasado. El trabajo delos paleontólogos consiste en leer einterpretar estos documentos y tratarde reconstruir los ambientes ecológicosde la Tierra a lo largo de su historia.

�

a Figura 1.24. La fosilización de losorganismos es un suceso geológicomuy excepcional.

a Figura 1.25. El proceso de fosiliza-ción comprende diferentes etapas, enel transcurso de las cuales se producenimportantes transformaciones y cam-bios biológicos y fisicoquímicos.

a)

c)

b)

d)



Y

Muchas veces, lo que se acaba fosilizando son los moldes de las partes blandas delcuerpo del animal. Estos moldes pueden ser internos, como el que se forma cuan-do petrifica el barro que penetra dentro de la concha de un molusco (por ejem-plo, un bivalvo como la ostra), o externos. También se incluyen en la categoríade fósiles todo el conjunto de huellas o marcas que reflejan un rastro de actividadbiológica. Dentro de este tipo de fósiles se incluyen algunos tan diversos como lashuellas de pisadas (de mamíferos, reptiles, etc.), o las pistas de reptación de mu-chos invertebrados (como los gusanos). En este grupo se incluyen también loscoprolitos (fósiles de excrementos), que llegan a proporcionar información muyútil para conocer el régimen de vida de muchos seres del pasado.

En Geología, a la hora de datar los sucesos geológicos, tienen especial interéslos fósiles estratigráficos, conocidos también con el nombre de fósiles carac-terísticos o fósiles-guía.

Los fósiles estratigráficos son restos fósiles pertenecientes a especies biológi-cas que tuvieron una gran dispersión geográfica y una existencia corta en la es-cala del tiempo geológico. Esta clase de fósiles es muy utilizada para establecercorrelaciones estratigráficas, es decir, para comparar la edad de terrenos situa-dos en regiones alejadas entre sí, e incluso entre diferentes continentes. Poresta razón reciben también la denominación de fósiles-guía.

a Figura 1.26. Las ignitas son lashuellas fosilizadas de las pisadas delos dinosaurios.

a Figura 1.28. Los trilobites sonbuenos fósiles característicos de losdiferentes períodos del Paleozoico.

Los fósiles informan de las condicio-nes climáticas y ambientales que rei-naron durante el proceso de forma-ción de un sedimento. Por eso, loscientíficos consideran ciertos fósilescomo indicadores paleoambientalesy paleoclimáticos de gran utilidadpara reproducir las condiciones de losambientes sedimentarios antiguos.

�

c Figura 1.27. La presencia de fósiles carac-terísticos, en zonas a veces muy distantes en-tre sí, resulta de gran ayuda a la hora de es-tablecer correlaciones estratigráficas yconocer la historia geológica de una región.

Los fósiles-guía indican con gran precisión en qué momento de la historia geo-lógica nos encontramos. El lapso de tiempo (zona) más pequeño caracterizadopor 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.

19. ¿Por qué los restos de organismos deben quedar enterradospor 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 comode las «letras» del gran libro de la historia de la Tierra?

22. ¿Qué son los coprolitos? ¿Qué utilidad reviste el estudio deestos restos fósiles?


Zona 1 Zona 2 Zona 3

Zona 1 Zona 2 Zona 3


24 Unidad 1 Y

6.2. Dataciones relativasEn muchas actividades se utilizan unidades de tiempo como el siglo, el año, lahora e, incluso, el minuto y el segundo. Es normal hacerlo, por ejemplo, cuan-do leemos un libro de historia o realizamos un viaje, o cuando se mide el tiem-po de muchas competiciones deportivas. Estas unidades de tiempo, sin em-bargo, no sirven para nada cuando se trata de conocer una historia que seremonta a más de 4.500 millones de años de antigüedad: la historia geológicade la Tierra.

Aunque algunos fenómenos geológicos terrestres, como una erupción volcáni-ca o un tsunami, por ejemplo, se producen de manera rápida y repentina, lamayor parte de los sucesos geológicos se desarrollan con extraordinaria lentitud.Pensemos, por ejemplo, en la formación de las montañas, o en los procesosimplicados en la formación de los fósiles. Es esta la razón por la que en Geologíase utiliza una unidad de tiempo muy particular: el millón de años (m.a.). Se tra-ta de una unidad de tiempo que cae, por supuesto, muy lejos de las posibilida-des de experimentación directa por parte del hombre, aunque eso no quieredecir que no sea posible datar los sucesos geológicos. La Geocronología es laciencia 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 «fosiliza-ción» de la variable tiempo en fenómenos «globales», es decir, en sucesosque han afectado a toda la corteza terrestre, como por ejemplo las oscila-ciones o movimientos de subida y bajada del nivel del mar a lo largo de lahistoria de la Tierra.

• Por otra parte, se busca también situar estos fenómenos en una escala absolu-ta de tiempo. Este último objetivo, más complicado que el anterior, se hizo po-sible gracias al descubrimiento de la radiactividad, a comienzos del siglo XX.

La moderna geología da mucha importancia al estudio de las llamadas faciessedimentarias, que vienen definidas por el conjunto de características (es-tructurales, mineralógicas, etc.) que caracterizan un estrato o conjunto deellos. El análisis detallado de las facies sedimentarias, en cada tramo de una se-rie estratigráfica, permite deducir las condiciones del ambiente sedimentarioen el cual se han depositado los materiales y, por tanto, la evolución en eltiempo de los diferentes ambientes.

Las variaciones globales del nivel del mar quedan registradas a lo largo deltiempo en todas las cuencas sedimentarias de la Tierra. Estas oscilaciones delos niveles marinos están ligadas a las condiciones climáticas, que sabemos quetambién cambian con el tiempo. Obviamente, los cambios del clima dan ori-gen a trastornos en el funcionamiento del ciclo geológico externo (erosión-transporte-sedimentación), los cuales quedan a menudo registrados en los se-dimentos.

La edad de un suceso geológico, ya sea una roca, un fósil o el estrato que lo con-tiene, 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. Fuea mitad del siglo XX cuando se determinó que la Tierra tenía en realidad unaedad mucho mayor: unos 4.600 millones de años. Esta datación fue resultadode la aplicación de los métodos radiométricos en el estudio de la edad de lasrocas.

a Figura 1.29. Los embalses son mo-delos a escala que permiten experi-mentar y comparar con la evoluciónsedimentaria de una cuenca marinaen función del clima.

a Figura 1.30. Gráfica de los cam-bios climáticos principales, y de lasgrandes extinciones asociadas, a lolargo de la historia de la Tierra.

La edad absoluta de un suceso o mate-rial geológico se suele expresar enmillones de años o, en algunos casos,en unidades menores. La edad relati-va, en cambio, se expresa haciendoreferencia a las divisiones del tiempode la escala cronoestratigráfica.

�

900

600

300

N.º

de

géne

ros

fósi

les

dife

rent

es

Tiempo geológico (m.a.)



Y

Las divisiones cronoestratigráficas más grandes del tiempo geo-lógico son los eones. La duración de los eones es de muchoscientos de millones de años (m.a.), incluido el eón más cortode todos, el Fanerozoico, que abarca más de 500 m.a. Este últi-mo eón comprende tres grandes eras, basadas en la historia dela vida. Las eras se dividen en segmentos de tiempo más pe-queños llamados periodos, y estos se dividen en épocas.

Los métodos de geocronología relativa

La datación relativa de los sucesos geológicos se hace compa-rando los diversos fenómenos geológicos respecto a un «antes»y un «después», sin descartar que los sucesos en cuestión seancoetáneos. Para hacer esas comparaciones es preciso fijarse bienen la composición y en la estructura de los terrenos.

Los métodos de datación relativa ordenan, por tanto, los estra-tos y los fenómenos geológicos en una secuencia según la anti-güedad que tiene cada uno. Esta ardua tarea se realiza tomandocomo base de trabajo los principios fundamentales de la estratigrafía, concuya ayuda es posible analizar e interpretar los conjuntos sedimentarios. Dichainterpretación permite a su vez establecer la cronología de una serie estrati-gráfica y comprender mejor las condiciones ambientales existentes en el mo-mento 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 es-tratos de un terreno se encuentran dispuestos en el mismo orden en que sedepositaron en la cuenca sedimentaria, siempre que no haya tenido lugarninguna alteración o deformación posterior importante.

• La ley de sucesión faunística (Smith, 1779). Si en un estrato hay fósiles, es-tos se debieron formar al mismo tiempo que la roca que constituye el estrato.

• El principio del actualismo (Hutton, 1778). En los tiempos pasados debíanactuar los mismos procesos geológicos que tienen lugar en la actualidad ycon unos efectos similares. Según este principio, ciertas estructuras, comopor ejemplo las dunas que se forman en un desierto, son parecidas a las quese formaron hace miles o millones de años. Por ello se puede afirmar quetodo estrato que contenga alguna de estas estructuras se originó en condi-ciones ambientales como las que se pueden observar en la actualidad.

23. ¿Cuál es la unidad de tiempo que utilizan los geólogos conmás frecuencia para explicar la historia de la Tierra? ¿Porqué?

24. Consulta fuentes bibliográficas adecuadas y señala en quécriterios se basan los geólogos para establecer los límitesentre eones, eras, periodos y épocas geológicas.

25. ¿Qué edad se calcula que tiene la Tierra desde que seformó? ¿Cómo se ha podido conocer?

26. ¿Qué se puede decir en relación con la historia geológica delos materiales representados en el bloque-diagrama (figura1.31), 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 sepodrían destacar? ¿Con qué principio estratigráfico puedenrelacionarse? Razona tu respuesta.


a Figura 1.31. Cuando se observa una secuencia normal deestratos en algún lugar concreto, los materiales más mo-dernos son los que quedan arriba y los más antiguos los quequeden abajo. Según el principio de sucesión faunística, siconocemos la edad de los fósiles contenidos en los estratos,se puede establecer el orden de estos según su edad.

a Figura 1.32. a) Ripple-marks o riza-duras antiguas (fosilizadas); b) Ripple-marks o rizaduras actuales (de unaplaya o un río). Muchas estructuras se-dimentarias, como las rizaduras pro-ducidas por las corrientes de agua, po-nen de manifiesto la validez delprincipio del actualismo formuladopor James Hutton en el siglo XVIII.

a)

b)


26 Unidad 1 Y

6.3. Dataciones absolutasCuando un geólogo afirma que un determinado mineral tiene una edad de 150millones de años, se suele referir a su edad absoluta, al tiempo real transcurri-do desde la formación de ese mineral. La edad absoluta de una roca, un mine-ral o de algún suceso geológico se expresa, por tanto, mediante un valor nu-mérico, más o menos exacto. Aunque hay diversas técnicas para hacer estasmedidas, la más utilizada y fructífera es la basada en el estudio de los isótoposradiactivos.

Los isótopos radiactivos son átomos inestables que se transforman espontá-neamente (es decir, se desintegran) de forma natural y se convierten en otrosátomos diferentes y estables. El carbono-14, por ejemplo, es uno de esos tiposde átomos. El nitrógeno-14 es el elemento final, estable, resultante de la de-sintegración total del carbono.

El elemento radiactivo inicial (inestable) es conocido como elemento padre. Elelemento estable final es el elemento hijo. Por ejemplo, el uranio-235 (U-235),que es uno de los isótopos del uranio, es un elemento radiactivo y, por tanto,inestable. El U-235 acaba transformándose en plomo-207 (Pb-207), que es elelemento hijo estable y, en este caso, también el producto final de la cadena dedesintegración. Este tipo de transformaciones se produce a un determinado rit-mo, que es constante y diferente para cada isótopo.

El llamado periodo de semidesintegración, o vida media del isótopo, es eltiempo necesario para que la cantidad de átomos radiactivos presentes en unmaterial (un mineral, por ejemplo) quede reducida a la mitad de los que ha-bía en ese material al principio del proceso de transformación.

Los isótopos son átomos que ocu-pan «el mismo lugar» en la tablaperiódica de los elementos, porque,aunque tienen el mismo número deprotones y de electrones, poseen dife-rente número de neutrones en sunúcleo y, en consecuencia, distintamasa atómica.

�

Algunos minerales presentes en lasrocas contienen algún tipo de isóto-po radiactivo. El hecho más intere-sante de estos átomos es que sudesintegración se produce a una velo-cidad determinada, y que esta veloci-dad es conocida para cada isótopo enparticular. Por tanto, se puede calcu-lar la edad de una roca midiendo laproporción entre los isótopos radiac-tivos existentes y los átomos resul-tantes de su desintegración.

�

Fórmula para calcular el tiempode semidesintegración de un isótopo

T = 1/r (H/P+1)

T = tiempo que nos interesa

r = constante de transformación(variable para cada elemento)

H = átomos resultantes (elemento hijo)

P = átomos originales (elemento padre)

�

LOS MÉTODOS RADIOMÉTRICOS PRINCIPALES

Elemento padre Elemento hijo Vida media

(isótopos inestables) (elemento estable)aprox. Usos frecuentes

(en millones de años)

Rubidio-87 Estroncio-87 49.000

En todo tipo de rocas que contienenrubidio, como por ejemplo en rocasmagmáticas y metamórficas muyantiguas (precámbricas).

Torio-232 Plomo-208 13.000 En rocas que contienen uranio de

Uranio-235 Plomo-207 700más de 10 millones de años de edad.Método muy preciso.

Se utiliza para datar rocas(magmáticas y metamórficas, sobretodo) que abarcan un amplioabanico de edades (desde un millón

Potasio-40 Argón-40 1.250de años de antigüedad hasta la eraarcaica). La abundancia de potasioen las rocas hace que este sea elmétodo más usado de todos.

Carbono-14 Nitrógeno-14 5.600 años

Para datar sedimentos recientes(Cuaternario) y restos arqueológicos.Especialmente útil para datarmaterial orgánico (huesos, madera,etc.) de menos de 35.000 años de edad.

a Figura 1.33. Ciertas rocas, como elgranito, contienen minerales conpropiedades radiactivas debidas a lapresencia de isótopos, los cuales pue-den ser utilizados para averiguar laedad de esas rocas.



Y

7. Historia de la Tierra (II): la división del tiempo geológico

La historia de la Tierra es el resultado de la sucesión de infinidad de fenóme-nos y procesos que se han dado a lo largo de miles de millones de años; unahistoria larga y compleja. Los geólogos acostumbran a dividir esa larga histo-ria en tres grandes etapas o eones: Arcaico, Proterozoico y Fanerozoico.

La primera gran etapa de la historia de la Tierra, es decir, el lapso de tiempoque abarca desde unos seiscientos a unos cinco mil millones de años atrás, eslo que se conoce como prehistoria de la Tierra. Se trata de un periodo detiempo aún muy desconocido a causa de las dificultades que presenta su estu-dio. En efecto, a la escasez de restos fósiles y de yacimientos hay que añadir,además, las importantes modificaciones que han sufrido las rocas, lo que con-vierte esta etapa en un verdadero jeroglífico para los geólogos.

La corteza terrestre está compuesta de una gran variedad de rocas. Entre ellasse encuentran las rocas sedimentarias, que cubren la mayor parte de la super-ficie de la corteza, tanto en los continentes como en los océanos. Estas rocasse han formado gracias a la acumulación de los sedimentos y la posterior com-pactación y cementación que tiene lugar en las cuencas sedimentarias a lo lar-go de millones de años.

Las rocas sedimentarias se encuentran dispuestas generalmente en forma decapas o estratos.

Los estratos suelen contener fósiles, restos o huellas de seres vivos que vivieronen tiempos pasados y que, mediante diversos procesos químicos, se transformaronen roca (petrificaron), junto con los sedimentos. Los fósiles vienen a ser como lasletras del libro donde está escrita la historia de la Tierra: son sin duda los grandesprotagonistas de esa historia y por eso su estudio reviste un gran interés.

Gracias a la información que podemos obtener de las rocas y de los fósiles, hoysabemos que la Tierra se formó hace unos 4.600 millones de años. El tiempotranscurrido desde entonces ha sido un tiempo de cambio, de evolución, tan-to de la geografía del planeta, como de los seres vivos que lo poblaron en el pa-sado. El conjunto de todos estos cambios (la historia reciente de la Tierra) esel objeto de estudio de la Geología histórica, una de las numerosas ramas dela Geología.

AA

Proterozoico: significa primerosorganismos.Fanerozoico: significa organismosvisibles.

proteros (del griego): primerphaneros (del griego): visiblezôon (del griego): animal

Los estratos Son como las páginas de un antiguoy voluminoso documento: se trata delgran libro que contiene las clavesnecesarias para conocer la historia dela Tierra.

�

ES

TR

AT

O

GR

AN

OS

ELE

CC

IÓN

RIZADURAS

TECHO

MURO

a Figura 1.34. Estratos horizontales. a Figura 1.35. Estratos inclinados y verticales.

AA

Superficie de estratificación: escada una de las superficies que limi-tan el estrato. Se denominan techo,la parte superior y muro la inferior.


28 Unidad 1 Y

La historia de la Tierra comprende dos etapas claramente diferenciadas: Pre-cámbrico y Fanerozoico. Estas etapas se han establecido en función de dos fac-tores: los sucesos geológicos que tuvieron lugar en cada etapa y el conoci-miento que se tiene de esos diferentes sucesos.

El Precámbrico abarca desde la formación de la Tierra, hace unos 4.600 m.a.,hasta hace unos 570 m.a.

El Fanerozoico incluye desde hace 570 m.a. hasta nuestros días.

• El Precámbrico es con diferencia el periodo más dilatado de la historia dela Tierra. En él sucedieron algunos de los procesos más importantes de la his-toria del planeta: su misma formación, la aparición y desarrollo de la vida,la formación de la primitiva atmósfera, muy diferente de la actual, etc.

El Precámbrico comprende básicamente dos eones: el Arcaico y el Protero-zoico.

– El Arcaico es la etapa inicial, durante la cual se formó y consolidó la Tie-rra. Comenzó hace unos 4.600 m.a. y se extendió hasta hace unos 2.500m.a. Las rocas más antiguas que se han encontrado en la Tierra se forma-ron durante el Arcaico.

– El Proterozoico (desde 2.500 hasta 570 m.a.) es la etapa en la que se ori-ginó la vida en la Tierra. Si bien el Proterozoico representa la mayor par-te de la historia de nuestro planeta, es sin embargo el intervalo de tiem-po menos conocido por la escasez no solo de restos fósiles, sino tambiénde rocas, de cordilleras y de otras estructuras geológicas.

• El Fanerozoico (desde hace 570 m.a. hasta la actualidad) supone poco másdel 10 % de la edad de la Tierra. Sin embargo, durante este tiempo la Tie-rra quedó configurada tal como la conocemos, con los actuales continentesy todas las formas de vida existentes, incluido el ser humano.

Es, sin duda, la etapa que mejor conocemos, pues en ella se enmarcan lamayor parte de los fósiles y de las rocas que han llegado hasta nosotros. Enel Fanerozoico se produjo una verdadera explosión de vida, tanto en los me-dios acuáticos como en los terrestres. Son precisamente las diversas formasde vida que fueron poblando la Tierra las que se emplean como criterio paradistinguir en el Fanerozoico tres etapas o eras:

– Paleozoico (era caracterizada por formas de vida antiguas).

– Mesozoico (formas de vida intermedias).

– Cenozoico (era caracterizada por formas de vida modernas).

Cada era, a su vez, se divide en intervalos más cortos de tiempo, como son losperiodos, las épocas, etc.

28. ¿Por qué las rocas sedimentarias se consideran tan útilespara estudiar la historia de la Tierra?

29. ¿Cuánto tiempo hace que se formó la Tierra? ¿Cómo losabemos?

30. ¿Crees que se han producido muchos cambios en la Tierraa lo largo de su historia? Cita algún cambio significativo queconozcas. Comenta en qué consiste.

31. ¿Cuál es exactamente el significado de los nombres de laseras del Fanerozoico?




Y

Pérmico

Devónico

Silúrico

Ordovícico

Cámbrico

Carbonífero

Fanerozoico

Proterozoico

Arcaico

Pennsylvaniense

Stephaniense

Terc

iario

Scythiense

Cuaternario

Neógeno

Paleógeno

Cretácico

Jurásico

Triásico

EONESTiempo(m.a)

570

900

1�600

2�900

3�500

4�000

250

2500

4600

ERAS

Cenozoico

Mesozoico

Paleozoico

Proterozoico 3= Sínico

Proterozoico 2= Rifeico

Proterozoico 1

Arcaico 3

Arcaico 2

Arcaico 1

Hádico

PERIODOS EPOCAS

Pleistoceno

Plioceno

Mioceno

Oligoceno

Eoceno

Paleoceno

Malm

Dogger

Lias

Superior

Inferior

PridolienseLudiowiense

WeniockienseLlandoveriense

AshgillienseCaradocienseLlandeltoenseLlanvirnienseArenigiense

Tremadociense

Vendiense

Sturtiense

Burziense

Yurmatiense

Westfaliense

Namuriense

Tournalsiense

ViscenseMississipiense

66

1,6

5,3

36,6

57,8

95,5

154

179

240

23,7

135

205

290

325

360

408

438

510

Pre

cá

mbrico

a Figura 1.36. Escala cronoestratigráfica general.


30 Unidad 1 Y

Un mapa geológico es la representación a escala, sobre un mapa topográfico, de los diferen-tes tipos de rocas que afloran en la superficie terrestre y de los tipos de contactos geológicosque hay entre ellas. Para diferenciar unas rocas de otras se utilizan colores. En un mapa geoló-gico también aparecen reflejadas las estructuras tectónicas (como fallas y pliegues), así comootras informaciones de interés para el geólogo: emplazamientos de recursos minerales y fósilescaracterísticos, edades de los materiales, etc. Los mapas geológicos permiten conocer mejorel terreno y hacer de él y de los recursos que contiene un uso responsable.

Cómo es y cómo se lee un mapa geológico

Todos los mapas geológicos contienen una serie de elementos básicos: el mapa geológico, laleyenda, los cortes geológicos, los signos y símbolos convencionales, el esquema geológico, elesquema estratigráfico y las columnas correspondientes.

EXPERIENCIAS

¿Qué es un mapa geológico?

Los mapas geológicos suelen incluir otros elementos, como son: la escala del mapa, nombre y nú-mero de la hoja, la institución encargada de su realización y publicación, el nombre de los autores.En España, la institución encargada de este tipo de trabajos es el Instituto Tecnológico y Minero.

Los diferentes tipos de rocas que aparecen en un mapa geológico constituyen lo que se cono-ce como unidades litológicas. Estas unidades vienen especificadas (cada una con un color di-ferente y un epígrafe que la identifica) en la leyenda del mapa. Las características principales decada unidad, así como la edad de cada una, vienen explicadas en la leyenda.

La relación que tiene cada formación rocosa con las formaciones de alrededor nos la proporcionael tipo de contacto que existe entre ellas. Los tipos de contacto entre las diferentes unidades o for-maciones cartográficas se hallan representados en un mapa según unos signos convencionales.Entre ellos cabe destacar: contacto concordante (a), contacto discordante (b), contacto intrusivo (c),falla normal (d), falla inversa o cabalgamiento (e), pliegue anticlinal (f), pliegue sinclinal (g), direccióny buzamiento (h).

� ϒ� ϒ

45°

a Figura 1.37.

a)

b)

c)

d)

e)

f)

g)

h)



Y

Cortes geológicos y modelo de interpretación

Los cortes geológicos son perfiles perpendiculares a las estructuras observadas en superficie,es decir, interpretaciones gráficas, en un plano vertical, de la estructura geológica del subsuelo.

a) Identificación de hechos geológicos ysus características.

En este corte, atendiendo a la litología y dis-posición de las estructuras, vamos a separarcuatro grupos. Por litologías podemos apre-ciar que aparecen rocas de distinta naturale-za: plutónicas, volcánicas, metamórficas y se-dimentarias. Las rocas metamórficas aparecenplegadas y se encuentran intruidas tanto porrocas volcánicas como plutónicas, no encon-trándose relación directa entre estas dos últi-mas. Se aprecian, además, un plegamientoque afecta a los materiales paleozoicos y dosfallas normales asociadas. Encima de los ma-teriales paleozoicos, se disponen los materia-les del Cretácico separados por una discor-dancia angular. Estos últimos presentan losestratos ligeramente inclinados producto dealgún ligero plegamiento. Igualmente, seaprecia en el lado izquierdo una efusión queha originado un edificio volcánico.

b) Secuencia cronológica de los aconte-cimientos.

Las rocas más antiguas de este corte serán lasrocas metamórficas identificadas en la leyen-da como paleozoicas. Sin embargo, dentrode este grupo, se separan unas como meta-mórfico indiferenciado. Estas, por tanto, se-rán las más antiguas, y sirvieron como base ala primera cuenca sedimentaria paleozoica.En ella se acumularon sedimentos detríticosy químicos en distintos periodos. En un pri-mer momento la sedimentación fue química,pasó posteriormente a detrítica, y termina

siendo química de nuevo. Cada sedimenta-ción determina un ambiente. Los sedimentospaleozoicos debido al aumento de presión ytemperatura son transformados en rocas me-tamórficas: dolomías, cuarcitas, pizarras y ca-lizas. Esta serie es afectada por fuerzas com-presivas que dieron lugar a los pliegues quesobre ellas observamos. Seguidamente, poruna relajación de las fuerzas, se forman lasfallas normales como consecuencia de la dis-tensión producida. Muy posiblemente enesta misma época se produjese la intrusióndel magma que dio lugar a las rocas graníti-cas y a la aureola de contacto asociada. Estaprimera fase de deformación daría lugar auna determinada morfología, que más tardesería arrasada por una fase erosiva generandouna segunda cuenca sedimentaria durante elCretácico, en la que se acumulan sedimentosque al compactarse dan conglomerados, cali-zas y areniscas con arcillas en discordancia conel zócalo paleozoico. Igual que en la cuencapaleozoica, las diferentes litologías respondena cambios en las cuencas: energía, salinidad,profundidad, etc. Después de la fase erosiva ode denudación y junto a la cuenca sedimenta-ria, se produce una efusión de material mag-mático que produce el edificio volcánico quese aprecia sobre la falla de la izquierda. Lasrocas del Cretácico, actualmente, no se en-cuentran horizontales sino que están ligera-mente inclinadas, lo que nos indica que la re-gión sufrió una segunda fase de deformaciónantes de ser modelada por los agentes erosi-vos que determinan el relieve actual.

CR

ETÁ

CIC

O Areniscas y arcillas

Calizas

Conglomerados

PALE

OZ

OIC

O Calizas

Pizarras

Cuarcitas

Dolomías

Metamórficoindiferenciado

Rocas graníticas

Rocas de metamorfismo de contacto

Rocas basálticas

a Figura 1.38.


32 Unidad 1 Y

1. Sabemos que la estrella de la Vía Láctea que está más cerca del Sol dista de él unos 4,2 años luz. ¿Cuántos kilómetroshay aproximadamente entre esas dos estrellas tan próximas? ¿Cuánto tiempo tardaría un navegante espacial, supo-niendo que viajase a 2.000 km/h, en cubrir la distancia entre esas dos estrellas?

2. Hutton pensaba que «no existe ningún vestigio de un principio, ni ninguna perspectiva de un final» ¿Creess que estabaen lo cierto o, por el contrario, equivocado? Consulta las fuentes bibliográficas adecuadas (sobre el origen del Universo,etc.) y procura razonar tu respuesta a la cuestión planteada.

3. ¿Cuándo se formó el Sistema Solar?

4. Enumera los procesos de génesis del Sistema Solar. Describe brevemente cada uno de esos procesos.

5. Sabemos que las zonas «oscuras» de la Tierra, como una selva tropical, absorben gran cantidad de energía solar, mien-tras que las zonas «claras», como una región glaciar, por ejemplo, reflejan la mayor parte de la energía que reciben. In-fórmate y trata de explicar a qué se debe esa diferencia, y qué consecuencias tiene sobre los seres vivos.

6. Explica cómo crees que han conseguido su estructura en capas los demás planetas terrestres.

7. ¿Por qué es necesaria la intervención de una supernova a la hora de explicar el origen de la Tierra? ¿De dónde procedeel hierro de la hemoglobina que circula por nuestros vasos sanguíneos?

8. Responde a las siguientes cuestiones referentes a la propagación de las ondas sísmicas:

a) ¿Por qué no se utilizan las ondas superficiales como fuente de información de la estructura interna de la Tierra?

b) ¿A qué puede deberse la súbita aceleración (o desaceleración) que se observa en ciertos casos en el comporta-miento de la velocidad de propagación de las ondas sísmicas? Cita y comenta brevemente dos de esos casos.

c) En la discontinuidad de Gutenberg, las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad y las ondas S dejan de propa-garse. ¿Cómo explicas ese fenómeno?

d) Dibuja la trayectoria de propagación de las ondas sísmicas en un planeta que no presente estructuración en capas,solo un incremento de densidad hacia el interior.

9. ¿Qué relaciones cabe destacar entre la astenosfera y la litosfera?

10. ¿Qué clase de rocas abundan más en la corteza continental? ¿Y en la corteza oceánica? ¿En qué capa podemos encon-trar peridotitas? ¿Qué clase de rocas son?

11. Un sismógrafo registra un frente de ondas P (VP = 6 km/s), y cinco minutos más tarde, el frente de ondas S (VS = 2,5km/s) generado en el mismo temblor. ¿A qué distancia de la estación sismográfica se encuentra el foco sísmico? ¿Cuán-tas estaciones sismográficas hacen falta –como mínimo– en la superficie del globo terráqueo para localizar la situaciónexacta de un terremoto?

12. Observa la tabla de la composición química de la corteza y explica por qué el silicio, el aluminio y el hierro ocupan unmenor porcentaje en volumen que el calcio, el sodio y el potasio, si sus porcentajes en masa son mucho mayores.

ACTIVIDADES FINALES



13. Analiza e interpreta la siguiente gráfica de las variaciones de velocidad de las ondas P y S en el interior de la Tierra.

Y

14. Esquema mudo de la división estructural y dinámica de la Tierra.Sitúa en el mismo: corteza continental, litosfera, endosfera, dis-continuidad de Gutenberg, manto, corteza oceánica, astenos-fera, «Moho», mesosfera, nivel D, núcleo. Dibuja sobre elmismo esquema (con flechas) las corrientes de convección res-ponsables del movimiento de las placas litosféricas.

15. En el siguiente esquema indica las profundidades a las que se encuentra cada capa, la composición aproximada de to-das las geosferas, su estado físico y la viscosidad relativa que presentan unas respecto a otras.

v(km/s)

12

8

4

8

12

4

00 1 000 2 000

Ondas S

Corteza

Núcleo externoManto Núcleo interno

Prof. (km)Gutenberg

Ondas P

3 000 4 000 5 000 6 000 Jeffreys c Figura 1.39.

d Figura 1.40.

a Figura 1.41.


34 Unidad 1 Y

Los sistemas de información geográfica

Los sistemas de información geográfica (SIG) son un conjunto de herramientas in-tegradas que permiten llevar a cabo la captura, almacenamiento, análisis y repre-sentación de datos de muy variada naturaleza. Además de su utilidad para averi-guar la posición de cualquier objeto o persona sobre la superficie del planeta, hoyse emplean para muchas otras actividades, como pueden ser la realización de es-tudios medioambientales, geológicos, oceanográficos, etc.

Tanto el origen como la naturaleza de los datoscaptados por estos sistemas, pueden ser muydiversos, pero todos ellos comparten una ca-racterística común: su localización georreferen-ciada, es decir, su localización en el punto exac-to de un sistema de coordenadas. Todo ello esposible gracias a los tres elementos que consti-tuyen el GPS (o sistema de posicionamientoglobal):

1. El segmento espacial, que consta de unaconstelación de 24 satélites Navstar que des-criben seis órbitas polares alrededor de la Tie-rra a una altitud de 20.000 km, con un pe-riodo orbital de 12 horas.

2. El segmento de control, formado porcinco estaciones (una de control principal ycuatro de observación) repartidas por todo elmundo, para controlar las órbitas de los saté-lites y sus relojes atómicos.

3. El segmento terrestre, constituido por losreceptores GPS en la superficie, y que puedenser de usuarios militares (su primera finalidad)o civiles.

El funcionamiento de los sistemas GPS se basa,por tanto, en una serie de satélites que trans-miten una señal a un equipo receptor portátil,el cual contiene un atlas electrónico.

Para un correcto posicionamiento de un obje-to sobre la superficie terrestre se utiliza el mé-todo de triangulación esférica, el cual requierela participación de tres satélites que puedenmedir con bastante exactitud la distancia quenos separa del objeto. Para ello, se ha de rea-lizar el cálculo que resulta de multiplicar eltiempo que tarda en recogerse la señal en elreceptor GPS por el valor de la velocidad de laseñal de radio que se emite (300.000 km/s).Así se obtiene el punto de situación exacta delequipo receptor en el mapa o atlas electrónico.

Este punto viene dado por las coordenadas delatitud, longitud y altitud.

Con una finalidad similar a la del sistema esta-dounidense GPS, Europa está a punto de poneren funcionamiento el programa Galileo, unared de treinta satélites con la que se espera lo-grar precisiones de 5 metros (la precisión delGPS es de unos 20 m).

Los SIG están formados por:

• El hardware, que es el soporte informáticoconstituido básicamente por el ordenador,los periféricos de entrada de datos (escá-neres y otros tipos de sensores) y los peri-féricos de salida (tipo de impresora).

• El software, el programa SIG y las bases dedatos georreferenciadas. Estos datos con-tienen dos tipos de información: las coor-denadas geográficas y el valor alfanuméri-co (materiales del terreno, temperatura delsuelo, etc.).

Los programas SIG permiten trabajar con di-ferentes capas de datos o mapas temáticos,cada uno de los cuales representa la distribu-ción en el espacio de una variable determina-da. Los mapas temáticos, a su vez, puedensuperponerse para obtener nuevos datos.Son ejemplos de mapas temáticos:

– Mapas topográficos.– Mapas geológicos, con identificación de ro-

cas, minerales, etc.– Mapas de uso del suelo.– Mapas de recursos pesqueros y otros recur-

sos naturales.– Mapas de riesgos diversos (aludes, inunda-

ciones, incendios forestales, etc.).– Mapas-inventario de diversos recursos na-

turales (bosques, etc.).– Mapas del relieve submarino.– Mapas de gestión de espacios protegidos.

PANORAMA CIENTÍFICO

a Figura 1.43. Receptor GPS parauso civil.

Órbita

de satélites

Planeta Tierra

a Figura 1.44. Posicionamiento deun objeto.

a Figura 1.45. Fragmento de mapageológico.

a Figura 1.46. Fragmento de mapaforestal.



AMPLÍA CON…

EN RESUMEN

• Bill Bryson. Una Breve Historia de Casi Todo. RBA Edito-res. 2005.

• http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/1bachille-rato/estrucinternatierra/contenido1.htmInteresantes (y didácticas) animaciones acerca del modode propagación de los diferentes tipos de ondas sísmicas.

• http://www.idee.es/show.do?to=pideep_pidee.ESLa Infraestructura de Datos Espaciales de España (IDEE)tiene como objetivo el integrar a través de Internet losdatos, metadatos, servicios e información de tipo geo-gráfico que se producen en España. (www.idee.es).

• http://www.cnig.es/Centro Nacional de Información geográfica

• http://www.ign.es/ign/es/IGN/home.jspInstituto Geográfico Nacional

• http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/4ESO/tie-rra_cambia/historia_geologica/historia_geol.htm Reconstrucción de la historia geológica de un territorio(animación).

• http://concurso.cnice.mec.es/cnice2006/material082/actividades/paleo_c14/actividad.htm Interesante animación de la aplicación de los métodosradiométricos de datación; concretamente, del métododel carbono 14 – nitrógeno 14

• http://www.igme.esPágina oficial del Instituto Geológico y Minero de España.

• http://einstein.uab.es/_c_gr_geocamp/geocamp/esp/in-dex.htmGeocamp es el portal de las actividades de campo enGeología.

LA TIERRA

Z

TEORÍA DE LOS

PLANETESIMALES

cuyo origenes explicadopor

se puedeconocermediantediversos

basada en el estudio de

abarcanprincipalmente

basado

en elcomportamiento

que comprende que comprende

permiten establecer

que separan capas

permiten establecer

PLANETA MENOR DEL SISTEMA SOLAR

ESTRUCTURA YCOMPOSICIÓN

HISTORIA

ESCALA DEL TIEMPO GEOLÓGICO

MÉTODOS DE ESTUDIO

Vías directas

Vías indirectas

Estructural

Discontinuidades sísmicas

Corteza Manto Núcleo

Dinámica

Litosfera

Antenosfera

Mesosfera

Endosfera

Fósiles

Datacionesrelativas

Datacionesabsolutas

Rocas

Métodos geoquímicos

Métodos geofísicos

Método sismico

Ondassísmicas

DIVISIONES


u origen, estructura e historia de la tierra 1unidad 1 - editex

Documents