Clases

Estructura del planeta Tierra

El planeta Tierra se compone de los 4 siguientes conjuntos de elementos:

• La geosfera, que es el conjunto de todas las rocas del planeta. Estas se encuentran en estado sólido normalmente, aunque también pueden estar en estado fundido total o parcialmente.
• La hidrosfera, que es el conjunto de todas las masas de agua (mares, ríos, lagos, etc.) del planeta Tierra. Estas masas pueden estar en estado sólido, líquido o gaseoso (al vapor de agua presente en la atmósfera cabe considerarlo como una interfase entre la hidrosfera y la atmósfera).
• La atmósfera, que es la masa de aire que rodea al planeta, retenida por su atracción gravitatoria.
• La biosfera, que, en su acepción más moderna, es el conjunto de seres vivos de la Tierra.

Estructura de la Geosfera

Magnitudes básicas de la Geosfera

Masa (kg)	5,972.1024	Casi 6000 trillones de toneladas
Radio ecuatorial (km)	6.378,14
Radio polar (km)	6.357
Circunferencia ecuatorial (km)	40.030
Volumen (km3)	1.086.781.292.543
Densidad media (g/cm3)	5,517	La mayor de todos los planetas del Sistema Solar
Distancia media al Sol (km)	149.600.000
Periodo orbital (días)	365,256
Velocidad orbital media (km/s)	29,79
Inclinación del eje	23,45º
Gravedad superficial ecuatorial (m/seg-2)	9,78
Gravedad superficial a 45º de latitud (m/seg-2)	9,80616
Temperatura superficial media	16ºC
Presión atmosférica (bares)	1,013

El estudio del interior de la Tierra

Las minas y sondeos excavados en el subsuelo no superan los 15 km, lo que limita considerablemente las posibilidades de la investigación de las características de la geosfera mediante observaciones directas. Es por esto que se han desarrollado diversos procedimientos de investigación llevados a cabo desde la superficie terrestre que se basan en observaciones indirectas.

Uno de ellos es el estudio de los meteoritos que caen sobre la Tierra y que, en su mayor parte, proceden de planetas, asteroides y cometas que tuvieron un origen común y similar al de la propia Tierra. Estos meteoritos a menudo corresponden a fragmentos de rocas que proceden del interior de antiguos planetas, por lo que aportan información indirecta sobre el interior del nuestro.

Y en segundo lugar se han desarrollado un amplio conjunto de procedimientos geofísicos que utilizan diversos principios físicos, cálculos matemáticos muy complejos e instrumentos muy sensibles. Entre ellos se encuentran (a) los procedimientos eléctricos, basados en el comportamiento de la electricidad cuando ésta se transmite a través de las rocas; aunque existe un campo eléctrico natural, a menudo se aplican descargas eléctricas artificiales; (b) los procedimientos geotérmicos miden las anomalías térmicas de las rocas de la superficie terrestre originadas por las características concretas del flujo de calor endógeno al propagarse éste por conjuntos diversos de rocas; (c) los métodos magnéticos tratan de deducir la litología de la rocas del subsuelo a partir del estudio de las variaciones del campo magnético en distintos lugares de la superficie terrestre; (d) los métodos gravimétricos investigan la litología de la rocas del subsuelo a partir del estudio de las variaciones del campo gravitatorio en distintos lugares de la superficie terrestre; (e) y finalmente los métodos sísmicos se basan en el estudio de la propagación en el interior de la Tierra de las ondas sísmicas que se liberan en los terremotos o en explosiones controladas; los métodos sísmicos son los más resolutivos de cara al estudio de la litología de la geosfera, por lo que a ellos nos referiremos a continuación de forma más extensa.

Los seísmos y su importancia

Seísmo es una palabra de origen griego que significa choque, agitación o movimiento violento. Cuando se produce un seísmo se libera repentinamente gran cantidad de energía mecánica contenida en las rocas, produciéndose ondas sísmicas, de cuyo estudio se puede deducir la estructura interior de la Tierra. Por ello la sismología, que es la disciplina científica que se encarga del estudio de las vibraciones que se producen durante los terremotos, los impactos de meteoritos, o por medios artificiales como una explosión, se ha convertido en el principal método empleado en el estudio del interior de la Tierra, inaccesible a la observación directa. En estas ocasiones, se emplea un sismógrafo para medir y registrar los movimientos y vibraciones que se producen dentro de la Tierra y la superficie. Los registros obtenidos mediante los sismógrafos se denominan sismogramas.

La mayor parte de los terremotos son debidos al deslizamiento repentino de dos grandes masas de rocas a lo largo de fallas. El deslizamiento puede transcurrir de forma lenta, de modo que la energía acumulada se libere progresivamente originando muchos terremotos pequeños, o bien de forma brusca, produciendo un solo terremoto, pero de mayor magnitud.

Aunque los terremotos son fenómenos naturales, se pueden generar terremotos artificiales controlados, de magnitud muy pequeña, mediante el uso de explosiones artificiales. Este método se utiliza para estudiar las capas más superficiales de la Tierra y en la exploración de la posible presencia de recursos naturales (yacimientos de minerales metálicos, yacimientos petrolíferos, acuíferos y otros materiales de interés).

Parámetros importantes en la determinación de los terremotos

• En general se asume la simplificación de que el terremoto se origina en un punto del interior de la Tierra, denominado foco o hipocentro, que se localiza desde niveles superficiales hasta profundidades máximas de unos 700 km.
• La proyección vertical del hipocentro en la superficie de la Tierra se denomina epicentro.
• El tiempo origen es un tercer parámetro, que se refiere al momento en que el terremoto comenzó a ocurrir.
• Otro parámetro importante es la intensidad del terremoto, que se refiere a los efectos del terremoto percibidos en la superficie de la Tierra: por consiguiente el de la intensidad es un parámetro cualitativo; dos de las escalas de intensidad más conocidas son la MSK y la de Mercalli; ambas cuentan con doce niveles de intensidad progresivamente creciente. La intensidad de un terremoto es máxima en su epicentro; alrededor de éste, y según aumenta la distancia, va disminuyendo la intensidad; las isosistas son las curvas que unen puntos de igual intensidad sísmica; sólo en el caso de que los materiales atravesados por las ondas sísmicas de superficie fuesen totalmente homogéneos, las isosistas serían concéntricas, circunstancia que en general no ocurre.
• Y un último parámetro es la magnitud del terremoto, que da cuenta de la cantidad de energía liberada por un terremoto, por lo que, a diferencia del anterior, se trata de un parámetro cuantitativo. La magnitud de un terremoto se obtiene a partir del estudio de los sismogramas, aplicando la siguiente fórmula: M = log A/B + C donde A es la amplitud máxima del registro de un terremoto, B es la duración de las oscilaciones (una medida de la inversa de la frecuencia del tren de ondas) y C es un factor relacionado con la proximidad del foco a la estación de registro. Esta fórmula fue ideada en 1935 por Charles F. Richter y ha sido adoptada universalmente. Por debajo del valor 3,4 los seísmos no se sienten, sólo son detectados por los sismógrafos. Y no se han detectado seísmos con una magnitud superior a 9,0, ya que esto implicaría un movimiento de masas superior a lo que esto es posible en la Tierra. Es también destacable el carácter logarítmico de la fórmula, de manera que la diferencia entre un terremoto de magnitud 6,0 y otro de magnitud 7,0 sería, por ejemplo, de una amplitud o una frecuencia de ondas diez veces mayor en el segundo caso.

Las ondas sísmicas

La energía liberada por un terremoto se propaga en forma de dos tipos de ondas elásticas que viajan por el interior de la Tierra, desde el hipocentro, en todas las direcciones, con velocidades que dependen de las propiedades físicas de los materiales que atraviesan: son las ondas primarias (P) u ondas de compresión y las ondas secundarias (S) u ondas de corte.

Las ondas primarias son las que viajan a mayor velocidad y, por lo tanto, las primeras que se registran en los sismógrafos. Son ondas que provocan un movimiento en los materiales atravesados paralelo a la dirección de propagación, como las espiras de un muelle, por lo que comprimen y dilatan, alternativamente, los materiales por los que viajan (ya sean sólidos o líquidos) de una forma parecida a la de las ondas sonoras. Las ondas secundarias son más lentas y provocan un movimiento en los materiales atravesados transversal a la dirección de propagación, como cuando un extremo de una cuerda se mantiene fijo y el otro se agita verticalmente. Se propagan a través de los materiales sólidos, pero no son capaces de hacerlo en un medio líquido.

Estas características se deducen de las ecuaciones de velocidad de las ondas P y S, que son las siguientes:

• Vp = √ [ ( k + 4/3 µ ) / r ]
• Vs = √ ( µ / r )

Donde ...

• "k" es el coeficiente de compresibilidad;
• "µ" es el coeficiente de rigidez;

• "ρ" es la densidad del medio.

• Dado que la rigidez ("µ") de los cuerpos líquidos es de cero, la velocidad de las ondas S en los medios líquidos es de cero, por lo que las ondas S sólo se propagan en los medios sólidos.

• Y dado que "k" es siempre positivo, "k + 4/3 µ" es siempre mayor que "µ", motivo por el que, en cualquier medio la velocidad de las ondas P es siempre mayor que la de las ondas S (como promedio Vp = Vs · 1,7). De ahí que las ondas P se detecten en los sismógrafos siempre antes que las ondas S .
• Por otra parte, si se conoce con exactitud la diferencia de velocidades entre las ondas P y las ondas S, la profundidad del hipocentro de un terremoto se puede determinar a partir del tiempo de retardo entre la llegada a una estación sismológica de las ondas P y la llegada de las ondas S, pues el problema queda reducido al de dos móviles que parten del mismo punto con diferentes velocidades.

Cuando estas ondas alcanzan la superficie terrestre generan un nuevo tipo de ondas, las ondas superficiales (L), que sólo se propagan por la superficie de la Tierra formando bucles, de forma aún más lenta que las ondas S, y son las responsables directas de las catástrofes de origen sísmico.

Las ondas P y S se refractan, reflejan o cambian de velocidad en los puntos donde se pasa de un medio a otro de diferentes propiedades físicas. Estos cambios en la dirección y la velocidad son los medios que se emplean para localizar las discontinuidades estructurales en el interior de la Tierra.

• Ocurre que si la Tierra tuviese una composición y estructura uniformes la velocidad de las ondas P y S no sufrirían reflexiones ni refracciones, solamente tendrían un moderado y progresivo incremento de su velocidad al aumentar la profundidad, ya que al aumentar ésta, aumenta también la presión litostática, y al aumentar ésta, aunque aumenta la densidad de los materiales (un factor que reduce la velocidad de propagación de esta ondas) aumenta aún más la rigidez de tales materiales (que es un factor que aumenta la velocidad de propagación de esta ondas). Así las cosas, sería muy fácil calcular el tiempo que estas ondas tardarían en atravesar una geosfera terrestre hipotéticamente uniforme; pero los tiempos de recorrido que se observan son muy distintos de los calculados para un modelo de geosfera uniforme, lo que indica que en el interior de la Tierra existen una serie de capas formadas por materiales con propiedades físicas heterogéneas.
• Otro hecho importante es el mapa de recepción de ondas sísmicas en la superficie de la Tierra. Si hacemos un corte de la geosfera por cualquier círculo máximo (por cualquier diámetro ecuatorial), dividimos la circunferencia superficial resultante en 360º y asignamos el valor de 0º al epicentro de un terremoto de suficiente magnitud, nos encontramos con que a ambos lados del epicentro, por un espacio angular de 103º, son detectadas tanto las ondas P como las ondas S. En los 39º siguientes no se detectan ni las ondas S ni las ondas P. Y en el espacio restante, el que queda en las antípodas del epicentro, de 2 x 38º, se detectan sólo las ondas P. Estos datos indican que en el interior de la geosfera las ondas sufren reflexiones y refracciones, lo que a su vez apuntala también la hipótesis de que en el interior de la Tierra existen una serie de capas formadas por materiales con propiedades físicas heterogéneas.
• Más concretamente, cuando las observaciones acerca de la propagación de las ondas sísmicas producidas por un mismo terremoto se realizan desde varias estaciones sismológicas ubicadas en diferentes lugares de la superficie de la Tierra, y se estudian conjuntamente dichos resultados, se llega a la conclusión de que las discontinuidades sísmicas (es decir, los cambios bruscos de velocidad, las reflexiones y las refracciones de las ondas sísmicas) tienen lugar en profundidades concretas, que son siempre las mismas, y que corresponden a discontinuidades estructurales de la geosfera terrestre. De forma resumida se observa que ...
  • La velocidad de las ondas sísmicas aumenta progresivamente desde la superficie terrestre hasta una profundidad variable (de 6 a 80 km), donde aumenta bruscamente. Se trata de la discontinuidad de Mohorovicic (abreviadamente Moho), detectada en 1909 por científico yugoslavo que le ha dado nombre, y se localiza a una profundidad media de 7 km bajo los océanos y de 35 km bajo los continentes. Esta discontinuidad marca el límite entre la corteza (continental u oceánica) y el manto. Sin embargo hay zonas, especialmente bajo las cordilleras, donde el cambio de velocidad de las ondas sísmicas es muy tenue e incluso aparecen varias superficies de discontinuidad a profundidades diferentes, motivos por los que el límite entre el manto y la corteza resulta ser aquí muy difuso. Esto se achaca a que estas zonas de la geosfera presentarían una estructura litológica bastante compleja, que aún no ha sido bien dilucidada.
  • A unos 2890 km de profundidad se observa que las ondas S desaparecen y que las ondas P disminuyen bruscamente su velocidad. Se trata de la discontinuidad de Gutenberg, descubierta en 1914 por este científico alemán. Esta discontinuidad marca el límite entre el manto y el núcleo, y nos indica además que los materiales de la región más externa del núcleo se comportan como un fluido.
  • A partir de este punto se observa un incremento progresivo de la velocidad de las ondas P hasta una profundidad de 5.150 km, donde se observa primero una caída y luego un incremento brusco de la velocidad de estas ondas. Esta discontinuidad marca el límite entre el núcleo externo y el núcleo interno, y se denomina discontinuidad de Lehmann o de Weichert.

Estudios adicionales de las discontinuidades sísmicas, que abundaban en las consideraciones anteriores, han permitido dividir el interior de la Tierra en una serie de regiones más o menos concéntricas de naturaleza geoquímica diferente: corteza (oceánica y continental), manto superior, zona de transición, manto inferior, zona D", núcleo externo y núcleo interno. Igualmente se ha realizado una división, solapada a la anterior, de la parte superior de la geosfera, en función de sus propiedades dinámicas, en dos regiones diferentes: la litosfera y la astenosfera. También se han podido distinguir y mapear las discontinuidades laterales utilizando los métodos de la tomografía sísmica, pero estos aspectos pero no se expondrán aquí.

Estructura interna de la Geosfera

Estructura de la geosfera en función de su composición química

Los elementos químicos más abundantes en el conjunto de la geosfera, en orden de mayor a menor grado de presencia, son los siguientes: hierro > oxígeno > silicio > magnesio > níquel > calcio > aluminio > sodio.

a) La corteza

Es la región más externa de la geosfera; como tal, es la parte más fría de nuestro planeta. Se encuentra en estado sólido. Se extiende desde la superficie de la geosfera hasta la discontinuidad de Mohorovicic, cuya profundidad es bastante variable. Ocupa el 1,6 % del volumen total de la geosfera. Consta de dos clases de unidades diferentes:

• La corteza continental, que es la que forma los continentes. Tiene dos tipos de zonas diferentes: las cordilleras (zonas plegadas o en fase de plegamiento) y los cratones (zonas firmes y consolidadas). Su espesor medio es de unos 35 km, aunque localmente puede alcanzar valores inferiores (a partir de 25 km) o superiores (los mayores espesores corresponden a las zonas de la corteza que forman las cordilleras: 50 km en los Pirineos y 80 km en los Himalayas). Comprende un 0,374 % de la masa de la Tierra. Es un conjunto caótico de rocas sedimentarias, magmáticas (mayoritariamente granitos) y metamórficas; los minerales más abundantes son el cuarzo y los feldespatos. Contiene rocas de hasta 4.000 m.a. de antigüedad (gneises de Acasta, en Canadá).
• La corteza oceánica, que es la que forma los fondos de los océanos. Comprende un 0,099 % de la masa de la Tierra. Tiene dos tipos de zonas diferentes: las dorsales oceánicas y las llanuras abisales. Estas últimas tienen un espesor medio de unos 7 km (varía entre los 6 y los 12 km) y constan de una fina (300 m de promedio) capa de sedimentos (ya que la mayoría de los clastos arrancados por la erosión en cualquier parte del planeta acaban, con el tiempo, siendo depositados en los fondos de los mares y océanos), dispuesta sobre una segunda capa de basaltos de 1700 m de espesor, que se encuentra sobre una tercera de gabros (y serpentinas) de unos 5000 m de espesor. La parte basáltica de la corteza oceánica se produce a partir de la actividad de las dorsales oceánicas, una red de volcanes de unos 40.000 km de longitud, que genera nueva corteza basáltica a razón de 17 km3 por año. Su espesor es mayor que el de las llanuras abisales, llegando hasta los 30 km y más: Hawai e Islandia son el resultado de la acumulación de grandes pilas de este basalto. Contiene rocas de hasta 180 m.a. de antigüedad.

b) El manto

Es la región situada debajo de la corteza y sobre el núcleo. Se extiende desde la discontinuidad de Mohorovicic hasta la discontinuidad de Gutenberg (2.890 km de profundidad). Ocupa el 84 % del volumen de la geosfera y supone el 67 % de su masa. Tiene una composición química más uniforme que la corteza, y en él abundan las rocas magmáticas ultrabásicas denominadas peridotitas. Verticalmente se diferencia en cuatro regiones, de las cuales, las dos más importantes son el manto superior y el manto inferior.

• Manto superior. 10,3 % de la masa de la Tierra; profundidad de 10 a 400 kilómetros. Algunos fragmentos de esta capa han sido sacados a la luz por la erosión de las cordilleras montañosas y erupciones volcánicas, permitiendo su observación. Los principales minerales que se han encontrado de esta forma son olivino (Mg,Fe)2SiO4 y piroxeno (Mg,Fe)SiO₃. Estos y otros minerales son refractarios y cristalinos a altas temperaturas; por lo tanto, la mayoría se desprende del magma ascendente, formando más material en la corteza o no abandonan nunca el manto. Parte del manto superior, la astenosfera, podría estar parcialmente fundida.
• Zona de transición. 7,5 % de la masa de la Tierra; profundidad de 400 a 670 km. Esta capa es densa cuando está fría debido al granate, que es un silicato complejo con aluminio. Está fluida cuando está caliente porque estos minerales se funden fácilmente para formar basalto que luego se puede elevar a través de las capas superiores en forma de magma (esta capa es la fuente principal de los magmas basálticos).
• Manto inferior. 46,2 % de la masa de la Tierra; profundidad de 670 a 2.700 kilómetros. El manto inferior está probablemente compuesto principalmente por silicio, magnesio y oxígeno. También contiene algo de hierro, calcio y aluminio. Los científicos realizan estas deducciones asumiendo que la Tierra tiene los elementos cósmicos en una abundancia y proporciones similares a las del Sol y los meteoritos primitivos.
• Zona D". 3 % de la masa de la Tierra; profundidad de 2.700 a 2.890 kilómetros. A pesar de que se identifica habitualmente como parte del manto inferior, las discontinuidades sísmicas sugieren que la capa D" podría poseer una composición química diferente de la del manto inferior situado encima de ella.

c) El núcleo

Es la región más interna de la geosfera. Se extiende desde la discontinuidad de Gutenberg (2.890 km de profundidad) hasta el centro de la Tierra (a 6.378 km en el Ecuador). Ocupa el 15 % del volumen de la geosfera y supone el 32,5 % de su masa. Alcanza una temperatura estimada de 5.000ºC a 6.000ºC. Verticalmente consta de dos subregiones: la externa y la interna.

• Núcleo externo. 30,8 % de la masa de la Tierra; profundidad de 2.890 a 5.150 kilómetros. El núcleo externo es un líquido caliente, conductor de la electricidad, en el que se producen corrientes eléctricas convectivas. Esta acción conductora de la electricidad se combina con el movimiento de rotación de la Tierra para dar lugar al campo magnético terrestre (magnetosfera). Esta capa es también responsable de las sutiles alteraciones de la rotación de la Tierra. Debido a su carácter fluido el coeficiente de rigidez (m) es igual a cero, por lo que al llegar a esta región las ondas S desaparecen y la velocidad de las ondas P disminuye de forma brusca y muy significativa. Esta capa no es tan densa como el hierro puro fundido, lo que indica la presencia de elementos más ligeros. Se piensa que está formada por una aleación de hierro y níquel, con menores cantidades de oxígeno y/o azufre, porque estos elementos son abundantes en el cosmos y se disuelven con facilidad en el hierro fundido.
• Núcleo interno. 1,7 % de la masa de la Tierra; profundidad de 5.150 a 6.378 kilómetros. Está formado básicamente por hierro puro en estado sólido. Se cree que se ha solidificado como resultado del incremento de la presión que se produce en la mayoría de los líquidos cuando la temperatura disminuye o la presión aumenta.

Estructura de la parte superior de la geosfera en función de sus propiedades dinámicas

a) La litosfera

Es una región formada por la corteza y por la zona más externa del manto superior. Tiene un espesor medio de unos 120 km en los continentes y de unos 65 km en los océanos (los menores espesores se alcanzan en las dorsales oceánicas: de 5 a 10 km). Está formada por placas sólidas y rígidas que "flotan" sobre la astenosfera. Hay ocho placas principales y varias más pequeñas. Las placas pueden ser oceánicas (si sólo constituyen parte del fondo oceánico) o mixtas (si incluyen una porción oceánica y otra continental).

• Litosfera oceánica. La nueva litosfera oceánica se produce a través del magma basáltico expulsado por las dorsales oceánicas. El calor se escapa del interior de la geosfera a medida que este magma emerge desde abajo, el cual se enfría gradualmente, se contrae, solidifica y se separa de la dorsal, viajando sobre el fondo del océano hasta las zonas de subducción, donde se hunde hacia el manto. La subducción es el principal método de enfriamiento del manto situado por debajo de los 100 kilómetros.
• Litosfera continental. Los continentes se mueven horizontalmente siguiendo las corrientes convectivas de la astenosfera, proceso que recibe el nombre de deriva continental.

b) La astenosfera

Ocupa desde el límite con la litosfera hasta unos 200 a 350 km de profundidad, por lo que está contenida íntegramente dentro del manto superior. Es una región plástica, que contiene un pequeño porcentaje de rocas fundidas (del 1 al 5 % de las rocas) o próximas al punto de fusión, lo que se debe a que en la astenosfera, al aumentar la profundidad, aumenta más la temperatura que la presión litostática. Esto resulta en que la astenosfera se comporta como un fluido en periodos muy grandes de tiempo: es así que en ella se producen las corrientes de convección celulares que dan lugar a la dinámica litosférica descrita más arriba (ascensión del magma basáltico que rompe en las dorsales, desplazamiento de la corteza oceánica desde las dorsales hacia las zonas de subducción, proceso de subducción y deriva continental). También a su carácter parcialmente fluido se debe una cierta ralentización de la velocidad de las ondas sísmicas, ya que disminuye el coeficiente de rigidez (m).

c) La mesosfera

La parte del manto que queda bajo la astenosfera se denomina mesosfera. Esta zona es rígida ya que en esta zona, al aumentar la profundidad, los incrementos de la presión litostática son lo bastante grandes como para compensar los incrementos de la temperatura. Por ello las ondas S experimentan un incremento brusco de velocidad al alcanzar esta zona.

Temperatura y calor interno de la Tierra

La Tierra tiene dos grandes fuentes de energía calorífica: una exógena (la energía solar) y una endógena (la energía geotérmica), aunque la primera fuente aporta a la superficie terrestre unas 10.000 veces más calor que la segunda.

El calor de origen solar

El calor de origen solar es la principal fuente de energía que alimenta a los diferentes fenómenos climáticos (precipitaciones, huracanes, tornados) y a los procesos de circulación atmosférica y oceánica. Esto es así porque la insolación desigual de la superficie terrestre genera masas de aire y agua con diferentes temperaturas, las cuales al entrar en contacto han de reposicionarse, ubicándose la más fría (la más densa) por debajo de la más caliente (menos densa). Y por ello la energía solar es la principal responsable del modelado del relieve a través de los procesos de erosión, transporte y sedimentación que llevan a cabo las masas de aire y agua en movimiento. El calor de origen solar es también el principal responsable de la temperatura superficial media en la Tierra, que es de unos 15 ºC, lo que permite que el agua superficial esté mayoritariamente en estado líquido, suceso absolutamente esencial de cara a la existencia de Vida en nuestro planeta. A causa de la menor insolación recibida a medida que aumenta la latitud, la temperatura se distribuye en bandas más o menos paralelas al Ecuador, que son tanto más cálidas cuanto más cerca estamos de éste. No obstante los fluidos que constituyen tanto la hidrosfera como la atmósfera terrestres transportan el calor de la superficie terrestre desde las zonas más cálidas a las zonas más frías, por lo que la distribución de la temperatura superficial es más uniforme de lo que sería si no hubiese circulación oceánica y atmosférica; de otro modo la diferencia de temperatura entre las bajas y las altas latitudes sería mucho mayor.

El calor de origen interno

El calor geotérmico es el calor que procede del interior de la geosfera terrestre. Es el principal responsable de los procesos magmáticos, metamórficos y tectónicos que tienen lugar en la geosfera. Tiene su origen ...

• En la desintegración espontánea de los isótopos químicos inestables, los cuales, al descomponerse, además de liberar partículas radiactivas, también disipan energía calorífica. En la actualidad sólo constituyen fuentes de calor importantes los isótopos radiactivos de la geosfera de gran abundancia y/o de vida media larga (comparable a la edad de la Tierra), es decir, el U238, el Th232 y el K40.
• En la elevadísima cantidad de energía desprendida por las colisiones entre los planetesimales que pasaron a constituir nuestro planeta durante el proceso de acreción que tuvo lugar entre -5000 Ma y -4600 Ma, y que entonces quedó contenido en el interior de la geosfera.

Este calor endógeno, desde el mismo momento en que comenzó la formación de la Tierra ha ido fluyendo hacia las zonas más superficiales y frías de la misma, escapando poco a poco hacia la atmósfera y, desde ella, hacia el espacio exterior. Este flujo de la energía calorífica tiene lugar de dos formas:

• Por conducción, proceso por el que el calor se transmite por vibración desde los átomos o moléculas más calientes a los átomos o moléculas más fríos de su entorno. La intensidad del flujo de calor transmitido por conducción térmica es directamente proporcional a la conductividad térmica específica de cada material y a la diferencia de temperatura entre la zona fuente y la zona receptora, e inversamente proporcional a la distancia entre tales zona fuente y zona receptora: Q = k ( Tf - Tr ) / d Se expresa en cal · cm-2 · seg-1.
• Por convección, proceso por el que el calor se transporta por una masa caliente de algún fluido que se desplaza reubicándose sobre otra masa fluida más fría debido a las diferencias de densidad entre ellas. Este proceso origina las denominadas corrientes de convección, las cuales existen en medios más o menos fluidos como la atmósfera, los océanos, la astenosfera y el núcleo externo. Las corrientes de convección vienen a ser corrientes circulares de masas fluidas que tienen un componente ascendente (la masa caliente que sube por ser relativamente poco densa), un componente de desplazamiento horizontal en superficie (la masa caliente es desplazada hacia los lados por el fluido caliente que sigue subiendo), un componente descendente (la masa que antes ascendió se ha enfriado durante el desplazamiento en superficie, con lo que aumenta su densidad y ahora tiende a bajar) y un componente de desplazamiento horizontal en profundidad.

Las mediciones realizadas mediante sondeos en la litosfera muestran que, como promedio, su temperatura aumenta de 2 a 3 ºC cada cien metros de profundidad. Pero este gradiente geotérmico no se puede extrapolar a zonas más profundas de la geosfera, ya que entonces tendríamos que, por ejemplo, a tan sólo 100 km de profundidad la temperatura habría de ser de unos 2500 ºC, con lo que los materiales del manto estarían totalmente fundidos, suceso que no es compatible con las deducciones realizadas a partir de los datos sismológicos, que muestran que casi la totalidad de los materiales del manto estarían en estado sólido. Además la temperatura que se ha estimado para el núcleo interno sería de "tan sólo" 5000 a 6000 ºC. Por lo tanto es lógico pensar que el gradiente geotérmico es mucho menos pronunciado a medida que aumenta la profundidad.

La forma de la Tierra. La gravedad terrestre

El elipsoide de revolución

En principio, la forma de la Tierra corresponde a una esfera achatada en los polos, esto es, a un elipsoide de revolución (elipsoide formado a partir del giro rotatorio de una elipse, y en el que por lo tanto dos de los tres ejes son iguales). El elipsoide terrestre de referencia es el definido a partir de tres ejes, dos de los cuales coinciden con el diámetro ecuatorial y el tercero con el diámetro polar. Lógicamente el elipsoide de referencia es una forma idealizada que no corresponde con exactitud con la forma real de la Tierra, que presenta irregularidades debidas a las montañas, los valles y las demás formas del relieve, además de las que hay en los mares y océanos a causa de las olas, de las mareas, de las corrientes marinas y de la diferente densidad de las rocas del fondo del océano.

El campo gravitatorio de la Tierra

Tal y como enuncia la Ley de la Gravitación Universal, dos cuerpos se atraen de forma directamente proporcional a sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre ambos. De este modo, entre la Tierra y cualquier cuerpo situado en su superficie existe una fuerza de atracción, denominada "peso" o fuerza gravitatoria, que viene definida por la fórmula [ F = K . M . m / r2 ] donde ...

• K = constante de gravitación universal (6,672 . 10-11 m3.s-2.kg-1)
• M = masa de la Tierra (5,97 . l024 kg)
• m = masa de un cuerpo cualquiera situado en la superficie de la Tierra
• r = radio de la Tierra: el radio medio de la Tierra es de 6.371 km (el radio ecuatorial es de 6.378 km y el radio polar es de 6.356 km); comoquiera que el centro de gravedad de la Tierra es su centro geométrico, puede considerarse que la distancia entre la Tierra y cualquier objeto situado sobre ella es la del radio terrestre.

Si tenemos en cuenta que [ F = m . a ] vemos que el valor de la aceleración gravitatoria (= gravedad) a que está sometido un cuerpo cualquiera situado en la superficie terrestre es [ g = K . M / r2 ]. Si sustituimos en esta fórmula los valores anteriores, obtenemos un valor medio de la gravedad en la superficie terrestre de 9,81 m/s2 = 981 cm/s2 = 981 Gal = 981.000 mGal.

Pero el valor real de la gravedad en la superficie de la Tierra difiere del teórico, tal como muestran las medidas de la gravedad tomadas mediante gravímetros en trabajos de campo, que no coinciden con el valor teórico de 9,81 m/s2. Esto es así porque intervienen diferentes factores que provocan que el valor medido sea diferente al teórico:

• La latitud. Su influencia depende de la forma externa del globo y del efecto de la rotación terrestre.
  • El radio terrestre es menor en los polos que en el ecuador. Por ello la atracción gravitatoria es máxima en los polos y va disminuyendo progresivamente hasta alcanzar el ecuador.
  • La fuerza centrífuga que existe en la superficie de la Tierra a causa de su movimiento de rotación en torno al Sol provoca disminuciones en el valor de g. Esta fuerza centrífuga depende de la velocidad lineal en cada punto de la superficie de la Tierra en rotación, y esta tiene un valor nulo en los polos y máximo en el ecuador. Por ello este factor también contribuye a maximizar la atracción gravitatoria en los polos y a que vaya disminuyendo progresivamente hasta alcanzar el ecuador. Por estos dos motivos la Unión Internacional de Geodesia y Geofísica ha adoptado una "fórmula internacional de la gravedad", que permite calcular el valor teórico de la gravedad en cualquier punto de la Tierra al nivel de la superficie del elipsoide de referencia, valor que se representa por la letra griega γ. Esta fórmula parte del valor de la gravedad en el ecuador, al que se le suma un factor de corrección que es directamente proporcional a la latitud. Así este valor teórico de la gravedad, γ, varía desde 9,78 m/s2 en el ecuador hasta 9,83 m/s2 en los polos.
• La altitud. El valor real de la gravedad "g" disminuye proporcionalmente al aumentar la altitud, es decir, al aumentar la distancia entre los cuerpos (entre el centro de la Tierra y el cuerpo objeto de estudio). Se ha calculado que según se asciende en altitud el valor de la gravedad disminuye a razón de 0,3 mGal por metro, hasta que se hace nulo ya en el espacio exterior. Por ello, en principio, si queremos saber cuál es el valor real de la gravedad en un punto de la Tierra cuya latitud y altitud conozcamos, tendríamos que restar al valor teórico, v, la corrección que compense la desviación debida a la altitud, de modo que [ g = γ - 0,3 . h ], siendo "h" la altitud expresada en metros. Esta corrección se denomina "corrección de Aire Libre".
• La masa de los continentes. La masa de los relieves de la corteza terrestre se suma al efecto de atracción de la Tierra. Así, cuando hacemos una medida de la gravedad con un gravímetro sobre un continente, nos encontramos con que entre el punto de la superficie terrestre en el que tomamos la medida y el nivel del mar hay una presencia de masa que produce un incremento del valor de la gravedad. Por ello, en principio, si queremos saber cuál es el valor real de la gravedad en un punto de la Tierra cuya latitud y altitud conozcamos, tendríamos que sumar al valor teórico, γ, la corrección que compense la desviación debida a la presencia de masa entre el punto que nos interesa y la superficie del elipsoide de referencia. Este factor de corrección vale [ 0,04 . h . ρ ], siendo "ρ" la densidad de las rocas que nos afectan. Esta corrección se denomina "corrección de Bouguer", y, lógicamente, no hay que aplicarla cuando tomamos las medidas sobre los océanos. Así pues, por el momento tenemos que [ g = γ - 0,3 . h + 0,04 . h . ρ ].
• La topografía. La topografía introduce una anomalía por presencia o ausencia de masa próxima al punto de la superficie terrestre en el cual realizamos la medición. No es lo mismo realizar la medición en una meseta, cerca de un valle, o al pie de una montaña, porque en estos dos últimos casos la dirección e intensidad de la fuerza de la gravedad en el punto de medición se ve afectada por los accidentes topográficos próximos. Por ello, si queremos saber cuál es el valor real de la gravedad en un punto de la Tierra cuya latitud y altitud conozcamos, tendríamos que restar al valor teórico, g, la corrección que compense la desviación debida a la presencia o ausencia de masa próxima al punto de medición. A esta corrección se la denomina "corrección topográfica", y salvo en zonas costeras, tampoco es necesario aplicarla cuando tomamos las medidas sobre los océanos.

Con lo que llegamos a que finalmente [ g = γ - 0,3 . h + 0,04 . h . ρ - "corrección topográfica"]. Es decir, la fórmula anterior nos permitiría calcular el valor de la gravedad, "g", en cualquier punto de la Tierra, si conocemos su latitud, su altitud sobre el elipsoide de referencia, la densidad de las rocas situadas debajo de ese punto y el efecto de la topografía próxima. Pero resulta que cuando hacemos mediciones de campo con los gravímetros, el valor de "g" obtenido, con frecuencia no es exactamente el que hemos calculado con la fórmula anterior: con frecuencia existen desviaciones de ese valor, las cuales se denominan "anomalías gravimétricas", que se deben a la presencia en el subsuelo de algún material cuya densidad es significativamente diferente de la de los materiales que le rodean. Así por ejemplo la presencia de una masa salina entre las rocas de la corteza terrestre daría lugar a una anomalía gravimétrica negativa. El conocimiento de las anomalías gravimétricas puede ser de gran utilidad, ya que puede ser indicativo de la existencia en el subsuelo de algún material de interés.

Ejemplo de anomalía gravimétrica positiva producida por un cuerpo 250 kg/dm3 más denso que las rocas encajantes.

Ejemplo de anomalía gravimétrica negativa producida por un cuerpo 100 kg/dm3 menos denso que las rocas encajantes.

El geoide

La forma de la Tierra es algo más compleja que un elipsoide de revolución con rugosidades. Podríamos hacer abstracción de estas irregularidades e imaginar que la Tierra tuviese una superficie ideal que sería la correspondiente a un planeta cubierto por un océano carente de movimientos. Pues bien, ni en este caso la forma de la Tierra correspondería a la de un elipsoide de revolución perfecto, ya que los océanos presentan importantes ondulaciones debidas a la diferente atracción que sobre las aguas ejercen las rocas próximas: así, las masas de agua próximas a los continentes presentan una elevación del nivel superficial debida a la atracción de estas masas rocosas; además las masas rocosas de la Tierra, en especial las más superficiales, están heterogéneamente repartidas, de modo que la atracción que los fondos marinos ejercen sobre las masas de agua varía en función de la mayor o menor densidad de las rocas que los constituyen, de modo que sobre las rocas más densas se acumula mayor cantidad de agua atraída por el mayor campo gravitatorio en este punto, mientras que sobre las rocas menos densas se produciría una leve depresión en el nivel de las aguas.

Comoquiera que la determinación de la topografía terrestre se realiza mediante la medición de la altura de los distintos puntos sobre o por debajo del nivel del mar, los geodestas o estudiosos de la forma y dimensiones de la Tierra tratan de aproximarse en sus mediciones a la forma teórica que tendría una Tierra totalmente cubierta por el océano, teniendo en cuenta las ondulaciones que presentaría a causa de la diferente atracción gravitatoria que sufriría esa masa de agua en sus diferentes puntos. Este tipo de figura geométrica es denominado "geoide" y su superficie no es, por lo tanto, plana, sino ondulada, ya que la superficie del geoide, como se deduce de todo lo anterior, sería un reflejo de la mayor o menor intensidad del campo gravitatorio en cada punto: el geoide presenta abultamientos en las zonas de mayor intensidad gravitatoria y depresiones allí donde esta es menor.

Lógicamente la superficie del geoide en los océanos coincide con el nivel de las aguas (el cual queda por debajo del elipsoide de referencia); en los continentes la superficie del geoide queda por encima del elipsoide de referencia, como corresponde al hecho de que, debido a la mayor presencia de masa, la intensidad del campo gravitatorio es mayor en las zonas continentales que en las oceánicas. El geoide es, pues, una figura geométrica que aunque no coincide con la superficie real de la Tierra, se aproxima mucho más a ella, con sus diversas "rugosidades", que el elipsoide de referencia.

En concreto, la superficie del geoide viene definida por el valor de la gravedad "g" en cada punto de la superficie terrestre. Por ello el estudio de los valores de la aceleración gravitatoria en los distintos puntos de la superficie del globo contribuye a la determinación de la forma de la Tierra. Esto se realiza en la actualidad mediante satélites muy precisos: este método consiste en comparar la órbita elíptica predicha para un satélite artificial con la órbita real que sigue el satélite, la cual no es perfectamente elíptica, sino que presenta unos altibajos, fácilmente medibles, que responden a las variaciones en la intensidad del campo gravitatorio terrestre. Es más sencillo sin embargo averiguar simplemente cuál es la forma del geoide en cada punto de la Tierra, sin pretender saber en primera instancia cuál es exactamente su altitud; esto se puede hacer usando una plomada, que indica la dirección de la fuerza gravitatoria en cada punto (que en un relieve ondulado o sobre un terreno de rocas de densidad heterogénea no ha de coincidir con la dirección del centro de la Tierra): lógicamente la dirección de la plomada es perpendicular a la superficie del geoide en ese lugar de la Tierra.

La 3ª figura muestra la posición del geoide respecto del elipsoide de referencia: el geoide está por debajo del elipsoide en la parte sombreada y por encima en la zona clara. Cada curva de nivel indica la distancia entre el geoide y el elipsoide en metros. La equidistancia entre las curvas es de 10 metros. La mayor distancia entre uno y otro es de 70 metros.

Isostasia

En el siglo XVIII, Pierre Bouguer encontró que la cordillera de los Andes ejercía una atracción gravitatoria de sentido horizontal sobre la plomada, ya que esta era desviada de la vertical hacia la cordillera. Pero dada la gran magnitud de tal cordillera, la desviación observada era en realidad menor de lo esperable, según los cálculos que se efectuaron. Un siglo después George Everest observó el mismo efecto en el macizo del Himalaya. Estos hechos han puesto de manifiesto que por debajo de las cordilleras existe una acumulación importante de materiales ("las raíces de las montañas") que son menos densos que el resto de las rocas de la corteza.

La presencia de tales materiales bajo las cordilleras es, en realidad, una manifestación del fenómeno de isostasia, que se refiere a la forma en que el manto soporta la carga que supone una corteza terrestre que presenta grandes diferencias de altitud. La teoría de la isostasia afirma que en el subsuelo existe una zona de equilibrio, denominada nivel de compensación isostática, donde se iguala la presión que ejerce la corteza terrestre con la que ejerce el manto. Existen varios modelos geofísicos que tratan de explicar el modo en que se alcanza el equilibrio isostático; los más conocidos son la hipótesis de Pratt y la hipótesis de Airy.

• La hipótesis de Pratt supone que sobre el nivel de compensación isostática existen dos tipos de materiales: una corteza y un sustrato; el sustrato tiene una densidad uniforme, mientras que la de la corteza variaría lateralmente, lo que implica que para alcanzar el equilibrio isostático las zonas más altas de la corteza (montañas) habrían de tener menor densidad que las más bajas (océanos). De este modo la profundidad de la corteza sería similar en todo el globo; también sería constante la presión que la corteza ejerce sobre su sustrato, sin variaciones laterales. Esta hipótesis no ha sido corroborada por la sismología.
• La hipótesis de Airy supone que sobre el nivel de compensación isostática existen dos tipos de materiales: una corteza y un sustrato; la densidad de la corteza sería menor que la del sustrato, pero lo importante es que tanto la densidad del sustrato como la de la corteza serían uniformes, sin variaciones laterales, lo que implica que para alcanzar el equilibrio isostático las zonas más altas de la corteza (montañas) habrían de ser también las más profundas. De este modo la profundidad de la corteza no sería similar en todo el globo, y la forma de su límite inferior (la discontinuidad de Mohorovicic) sería un reflejo especular algo deformado de su relieve exterior. Una forma sencilla de visualizar estos conceptos es imaginar dos bloques de la corteza terrestre como si fueran dos trozos de corcho flotando en al agua: notaremos que el corcho más largo es también el que está más hundido en el agua.
• Por sísmica se ha podido constatar que debajo de los relieves montañosos se presentan unas "raíces" de materiales corticales que se hunden en el manto (que es más denso), lo que vendría a confirmar esta hipótesis. Además hay que decir que el modelo de equilibrio isostático de Airy requiere la existencia de una capa sólida "flotando" sobre una capa más densa pero fluida, lo cual parece concordar perfectamente con lo que se sabe de la estructura superficial de la Geosfera, consistente en una capa sólida y rígida, la litosfera, situada sobre otra que se comporta como un fluido, la astenosfera, que además es más densa que la propia litosfera.
• Una prueba más en favor de la hipótesis de Airy estaría en la tendencia de la corteza terrestre a alcanzar un equilibrio isostático mediante variaciones en la posición vertical de los bloques, fenómeno que es observado en la península de Escandinavia. En la última era glacial Escandinavia estaba cubierta por un gran casquete de hielo, cuyo exceso de masa provocó un hundimiento de la región. Cuando las temperaturas volvieron a subir, al comienzo del actual periodo interglacial, los hielos comenzaron a fundirse, y Escandinavia empezó a levantarse como consecuencia de la descarga que supuso la desaparición del casquete de hielo. La emersión de Escandinavia continua en la actualidad, lo que demuestra que en la Tierra los reajustes isostáticos se producen a lo largo de decenas de miles de años.

La corrección isostática nos permite acercarnos más a los valores reales de la gravedad, ya que permite explicar que los valores de gravedad medida en zonas altas sean menores que los calculados teóricamente después de aplicar todas las correcciones explicadas anteriormente. Los valores reales en los océanos son, del mismo modo, mayores que los calculados teóricamente.

El magnetismo terrestre

El origen del campo magnético terrestre

La Tierra presenta un campo magnético, la magnetosfera, que se evidencia cuando se observa que la aguja imantada de las brújulas adquiere siempre una determinada orientación.

El conocimiento del fenómeno del magnetismo es muy antiguo, y nace de la constatación de que un mineral, la magnetita, Fe3O4, es capaz de atraer al hierro. Es por esto que las primeras especulaciones sobre el origen de la magnetosfera, que se deben a W. Gilbert y se remontan al siglo XVI, consistían en la idea de que el interior de la Tierra debía estar formado por magnetita. Pero el descubrimiento de que al calentar la magnetita hasta altas temperaturas desaparece su magnetismo, combinado con el descubrimiento de que el interior de la Tierra debía superar ampliamente tales temperaturas, llevó a descartar esta teoría.

Fue en el siglo XIX cuando se descubrió que la magnetita no era la única fuente de magnetismo, sino que este fenómeno también puede ser una consecuencia del flujo de la corriente eléctrica. El descubrimiento simultáneo, por procedimientos sismológicos, de que el núcleo externo de la Tierra se comportaba como un fluido, ha llevado a pensar desde entonces que el origen del campo magnético terrestre ha de estar un movimiento de electrones libres en el núcleo externo de la geosfera.

Características del campo magnético terrestre

Se sabe que una varilla magnética tiene dos polos de fuerza situados en sus extremos; las líneas de fuerza del campo magnético que crea la varilla se dirigen del polo positivo al polo negativo. También se sabe que en una esfera magnética los dos polos parecen encontrarse en su interior, como si en realidad contuviesen una varilla magnética en su interior. Es por esto que la mayor parte del campo magnético terrestre puede ser explicado a partir de la comparación con el magnetismo que podría generar una enorme varilla magnética ...

• situada en el núcleo de la geosfera
• formando un ángulo de 11º30' con el eje de rotación (ángulo denominado "declinación magnética"),
• con el polo positivo orientado hacia el sur y el negativo orientado hacia el norte.

De este modo ...

• las líneas de fuerza de la magnetosfera recorren la Tierra entrando por el polo norte magnético y saliendo por el polo sur magnético, y cruzando desde el polo sur magnético al polo norte a modo de bucle; no obstante hay que decir que estas líneas de fuerza aparecen fuertemente distorsionadas en la atmósfera por efecto del viento solar, que consiste en una corriente continua de partículas cargadas eléctricamente que tienen el efecto de "empujar" muy notoriamente a la magnetosfera terrestre hacia el lado opuesto al Sol.
• los polos magnéticos no coinciden con los geográficos, que distan de éstos unos 2.000 km aproximadamente. Concretamente, el polo norte magnético se encuentra al NO de Groenlandia, en las coordenadas 70º longitud W y 79º de latitud N, y es hacia donde se orienta el polo norte de la brújula. El polo sur magnético se localiza a 110º longitud E y 79º de latitud S.

Anomalías magnéticas

Los minerales de hierro (hematites, pirita, siderita, etc.) son altamente magnetizables, es decir, poseen una característica de algunas rocas que se denomina "susceptibilidad magnética". Por este motivo las grandes acumulaciones de estos minerales se manifestarán en superficie mediante unas determinadas anomalías en el campo magnético, lo que hace posible localizar mediante magnetómetros yacimientos de estos minerales.

Magnetismo remanente

El carácter magnetizable de los minerales ferromagnesianos conlleva que conserven una imantación remanente que fue adquirida en el momento de su formación. Una consecuencia de esto es que si la intensidad y dirección del campo magnético en ese momento hubieran sido diferentes de las actuales, habrían quedado fosilizadas en la roca. Es decir: ocurre que muchos minerales de hierro (magnetita, ilmenita, pirrotina, etc.) en el momento de su formación quedan orientados de forma paralela a la dirección del campo magnético existente en ese lugar y en ese momento. Los minerales mantendrán siempre esta orientación, a menos que por efecto del calor se fundan o, sin llegar a fundirse, alcancen una temperatura umbral que se denomina punto de Curie. El punto de Curie del hierro puro a presión de 1 atm es de 770 ºC; el de la magnetita es de 580 ºC; pero cuanto mayor sea la presión, menor es el punto de Curie. De esto se deduce que a profundidades mayores de 20 ó 30 km, no hay roca alguna que conserve sus propiedades magnéticas.

La imantación remanente puede adquirirse mediante dos mecanismos: la "magnetización termorremanente" y la "magnetización remanente deposicional". El magnetismo remanente deposicional se produce en minerales sedimentados que se han orientado según el campo existente en el momento de su formación, y que no han sufrido procesos que hagan cambiar la imantación inicial. El magnetismo termorremanente se produce en las rocas ígneas, las cuales se forman por consolidación de un magma: al enfriarse el magma, los minerales ferromagnesianos que se formen adoptan la orientación que les impone el campo magnético del momento.

El magnetismo termorremanente también puede ocurrir con los minerales ferromagnesianos de algunas rocas metamórficas, como resultado de las muy elevadas temperaturas a las que éstas se suelen formar: un mineral pierde su imantación cuando se calienta demasiado (aunque no llegue a fundirse) siempre que alcance su punto de Curie; al enfriarse posteriormente se volverá a imantar, adoptando una nueva orientación. Un ejemplo sería la intrusión de un magma caliente entre una roca encajante de tipo basáltico, la cual tiene minerales ferromagnesianos, que a su vez presentarán una determinada orientación. El magma, al intruir en la roca encajante, la calienta tanto que sus minerales ferromagnesianos sobrepasan el punto de Curie, con lo que pierden la imantación que tenían: esto permite que se vuelvan a magnetizar al enfriarse, adoptando la dirección del campo magnético que impere en el momento actual (si la roca en la que están englobados se funde parcialmente).

Paleomagnetismo: inversiones del campo y deriva polar

El estudio del magnetismo remanente ha permitido constatar que tanto la posición de los polos magnéticos como la intensidad del campo han variado con el tiempo. Más aún, el estudio de las imantaciones de minerales de distintas épocas ha permitido reconstruir la posición del campo magnético en el pasado: si observamos que los minerales de hierro de una determinada roca están orientados en una determinada posición, conocemos la edad de la roca, y tenemos la seguridad de que esta roca no ha cambiado de posición desde el momento de su formación, podremos saber cuál era la orientación del campo magnético terrestre en el momento de formación de la roca. La reconstrucción del campo magnético del pasado se denomina paleomagnetismo y ha llevado al conocimiento de los fenómenos históricos de las inversiones del campo y de la deriva polar.

• El campo magnético terrestre invierte su polaridad a intervalos de tiempo que oscilan entre los 10.000 años y los 25 m.a. Estas inversiones quedan perfectamente registradas en las coladas de lavas y en los sedimentos marinos. En las lavas y los sedimentos, el orden de antigüedad de los cambios de polaridad viene dado por la superposición. En rocas intrusivas el enfriamiento va de fuera hacia dentro, por lo que el registro paleomagnético más antiguo se halla en la parte externa de la intrusión, y el mas moderno en su interior. Las inversiones del campo magnético van precedidas de periodos de anulación del mismo. El origen de estas inversiones es aún desconocido. El conocimiento de los momentos de cambio de polaridad del campo magnético terrestre ha permitido establecer una escala de cronoestratigrafía magnética para los últimos 180 m.a. de Historia de la Tierra. Esta escala está estructurada en magnetocrones, de modo que cada cambio de la polaridad geomagnética determina el inicio de un nuevo magnetocrón. Nosotros nos encontramos en el magnetocrón Bruhnes, de polaridad normal, que comenzó hace unos 780.000 años. El anterior magnetocrón, de polaridad invertida, se denomina Matuyama, y se extiende desde hace 2,4 m.a. hasta el inició del magnetocrón Bruhnes. Los métodos magnetocronológicos son utilizados por los geólogos para datar estratos.
• La posición de los polos magnéticos respecto a los geográficos no es constante. Los polos magnéticos se desplazan alrededor de los polos geográficos (siempre a unos pocos grados de latitud) con un movimiento complejo denominado deriva magnética secular.

A su vez, el conocimiento del paleomagnetismo presenta unas ventajas ulteriores: una vez conocida la orientación del campo magnético terrestre en un determinado periodo de la Historia de la Tierra, si encontramos una roca de ese periodo y observamos que los minerales ferromagnesianos de su interior no están orientados conforme a lo que sabemos del campo magnético en el momento de formación de la roca, deduciremos que la roca ha cambiado de posición; podremos incluso llegar a saber cómo esa roca ha cambiado de posición. Es fácil de imaginar que esta metodología ha sido fundamental para investigar los cambios de posición de las tierras emergidas (continentes) a lo largo de la Historia de la Tierra.

El planeta Tierra y la vida

Dos son las principales características del planeta Tierra que han permitido la aparición de la Vida:

• La distancia al Sol, que permite la llegada de energía en forma de radiación ultravioleta, radiación luminosa y radiación calorífica. Esta radiación permite...
  • que las algas, las plantas, las cianobacterias y algunas bacterias puedan realizar la fotosíntesis, que es un proceso en el que se aprovecha la radiación luminosa como fuente de energía.
  • que la temperatura superficial media de la Tierra sea de 15 ºC, la cual permite la existencia de agua en estado líquido, que es una condición necesaria para la existencia de Vida en cualquier planeta.
• Las dimensiones del planeta: gracias su masa la Tierra tiene un campo de atracción gravitatoria que consigue retener a la atmósfera. La atmósfera produce el llamado efecto invernadero natural, que consiste en que algunos de los gases de la atmósfera (como el CO₂ y el vapor de agua) retienen y devuelven a la superficie de la Tierra parte del calor que ésta emite al espacio exterior. Las consecuencias de esto son que ... - se eleva la temperatura media en la superficie de la Tierra. Sin el efecto de invernadero natural la temperatura media en la superficie de la Tierra sería de unos -17 ºC, con la que casi todo el agua de la superficie terrestre estaría congelada.
• las oscilaciones de temperatura entre el día y la noche son mucho menores de lo que serían sin efecto invernadero; esto es también muy importante, ya que a los seres vivos les cuesta mucho adaptarse a los cambios ambientales de cualquier tipo si estos ocurren en un corto periodo de tiempo.

Por su parte los seres vivos fotosintéticos han contribuido a cambiar la composición de la atmósfera del planeta, haciéndolo más habitable. Los seres vivos fotosintéticos toman CO₂ del aire y liberan O₂. Y tanto el O₂ como el O₃ (que a su vez deriva del O₂) detienen la radiación ultravioleta que llega del Sol. La radiación ultravioleta es muy perjudicial para los seres vivos porque altera las moléculas de ADN que hay en sus células, y es en el ADN donde están contenidas las instrucciones que permiten el correcto funcionamiento de cada célula.

Con la escasa cantidad de O₂ y de O₃ que había en la atmósfera primitiva, sólo era posible la vida bajo el agua, donde los seres vivos estaban protegidos de la radiación ultravioleta. Fuera del agua todas las moléculas de ADN eran alteradas y la vida resultaba imposible. Pero entre 1000 y 2000 millones de años atrás comenzó a haber una cantidad importante de O₂ en la atmósfera gracias a la actividad fotosintética de las cianobacterias; parte de este O₂ se transformó en O₃. Entre ambos redujeron la cantidad de la radiación ultravioleta que llegaba a la superficie de la Tierra, lo que permitió que, posteriormente, los seres vivos colonizaran los continentes.

Hoy día en la atmósfera terrestre hay un 21% de O₂ y una gruesa capa de O₃ que detienen casi toda la radiación ultravioleta que llega del Sol.