Formación del sistema solar.

Hace unos seis mil millones de años, la zona conocida como El Sistema Solar era una nube de Hidrógeno con un poco de Helio y algunos rastros de otros elementos.
Debido a la atracción gravitatoria esa nube de gas comenzó a aglomerarse en el centro. Conforme la materia caía hacia el interior de la nube la presión fue haciéndose cada vez más grande. Al mismo tiempo, como los átomos llevaban un movimiento propio antes de comenzar a caer, la nube comenzó a girar sobre sí misma. Los remolinos de la caida de nubes de gas se formaban en todas las direcciones pero el choque entre unas y otras corrientes hizo que las corrientes más débiles se desviasen para unirse a las corrientes más fuertes, hasta que por fin todas las corrientes de gases se unieron en un único remolino de gas que giraba en una dirección determinada, el mismo plano en el que hoy en día aún sigue girando el Sol.

En esta nube de gases se volvió a repetir, a escala más reducida, el mismo proceso formándose nubes más pequeñas que giraban sobre sí mismas al tiempo que se trasladaban alrededor de la nube central. Se formaron varios cientos de planetesimales girando sobre sí mismos y viajando alrededor de la nube central, pero los planetesimales más grandes, al pasar cerca de los más pequeños los hacían salirse de su órbita. En la zona media del sistema solar, a mitad de camino entre el centro y el borde de la nube primigenia, se formaron dos planetas gigantescos que absorbieron la mayor parte de los gases que existían en esa zona.
Había otros muchos planetesimales que se habían formado en el Sistema, pero la masa gigantesca de Júpiter y Saturno "barrieron" sus órbitas de tal forma que los planetesimales más cercanos fueron absorbidos por Júpiter y Saturno haciéndose ellos mismos aún más masivos.
Pero a mayores distancias, tanto en la parte interior como en la exterior, aún quedaban muchos más planetesimales.
Aún a larga distancia los efectos gravitatorios de Júpiter y Saturno se hacían sentir eliminando los planetesimales que ocupaban órbitas armónicas. Si un planeta interior tenía un período orbital tal que su año durase exactamente la mitad, o un cuarto, o un quinto, o una fracción exacta cualquiera del año de Júpiter o Saturno, eso hacía que su afelio cada X años coincidiría con la distancia más corta a Júpiter. El efecto de este acercamiento en un año determinado apenas sería apreciable, pero si cada cuatro años, por ejemplo, el acercamiento se volvía a repetir en condiciones muy similares, el efecto acumulativo de la atracción de Júpiter iría alargando la órbita del planeta interior hasta que en unos pocos millones de años su órbita dejase de ser estable, corriendo el peligro de estrellarse con otros planetas o incluso ser absorbido por los mismos Júpiter y Saturno.
Por ese motivo se produjeron varias catástrofes planetarias en las que diversos planetesimales chocaban entre sí para unirse en planetesimales más grandes. Conforme estos planetesimales avanzaban a través de la nebulosa solar eran bombardeados por partículas y meteoritos que provocaban un calentamiento de la materia que los formaba al mismo tiempo que los frenaban, lo que ocasionaba que los planetesimales más pequeños cayesen hacia los mayores.
Al final, tras varios cientos de millones de años de evolución planetaria, el sistema solar estaba compuesto por un centro masivo pero aún apagado, un par de gigantescos planetesimales (Júpiter y Saturno), cuatro planetas interiores (Mercurio, Venus, Tierra y Marte) y dos exteriores (Urano y Neptuno). El destino probable de aquellos planetesimales hubiera sido seguir siendo frenados por la nebulosa solar hasta que primero los planetesimales más pequeños, luego los mayores, cayeran en la nube central.

La Biosfera.

Es el sistema material formado por el conjunto de los seres vivos propios del planeta Tierra, junto con el medio físico que les rodea y que ellos contribuyen a conformar. Este significado de "envoltura viva" de la Tierra, es el de uso más extendido, pero también se habla de biosfera a veces para referirse al espacio dentro del cual se desarrolla la vida, también la biosfera es el conjunto de la litósfera, hidrósfera y la atmósfera.

La biosfera es el ecosistema global. Al mismo concepto nos referimos con otros términos, que pueden considerarse sinónimos, como ecosfera o biogeosfera. Es una creación colectiva de una variedad de organismos y especies que interactuando entre sí, forman la diversidad de los ecosistemas. Tiene propiedades que permiten hablar de ella como un gran ser vivo, con capacidad para controlar, dentro de unos límites, su propio estado y evolución.

Océanos

Los océanos y principales mares.

En los oceános la vida se concentra en la capa superficial, zona fótica, en la que penetra la luz. La cadena trófica empieza aquí con fotosintetizadores que son sobre todo cianobacterias y protistas, generalmente unicelulares y planctónicos. Los factores limitantes para el desarrollo de la vida son aquí algunos nutrientes esenciales, como el hierro, que son escasos, y la máxima productividad la encontramos en los mares fríos y en ciertas regiones tropicales, contiguas a los continentes, en las que las corrientes hacen aflorar nutrientes desde el fondo del mar. Fuera de esos lugares, las regiones pelágicas (en alta mar) de las latitudes cálidas son desiertos biológicos, con poca densidad de vida. Los ecosistemas marinos más ricos y complejos son sin embargo tropicales, y son los que se desarrollan a muy poca profundidad, sólo unos metros, ricos en vida bentónica, cerca de la orilla; el ejemplo más claro son los arrecifes coralinos.

Además de en la zona fótica, hay una vida marina próspera en cada uno de los oscuros y extensos fondos del océano, la cual depende, para su nutrición, de la materia orgánica que cae desde arriba, en forma de residuos y cadáveres. En algunos lugares en los que los procesos geotectónicos hacen aflorar aguas calientes cargadas de sales, son importantes los productores primarios, autótrofos, que obtienen la energía de reacciones químicas basadas en sustratos inorgánicos; el tipo de matabolismo que llamamos quimiosíntesis.

En contra de ciertos prejuicios, la densidad media de vida es mayor en los continentes que en los océanos en la biosfera actual; aunque como el océano es mucho más extenso, le corresponde aproximadamente el 50% de la producción primaria total del planeta.

Continentes.

Las diferentes teorías sobre la división continental.

En los continentes la cadena trófica arranca de las plantas terrestres, fotosintetizadores que obtienen nutrientes minerales del suelo gracias a las mismas estructuras con que se anclan, las raíces, haciendo circular agua hacia el follaje, donde la evaporan. Por esta razón el principal factor limitante en los continentes es la disponibilidad de agua en el suelo, a la vez que lo es la temperatura, que es más variable que en los mares, donde el elevado calor específico del agua asegura un ambiente térmico muy homogéneo y estable en el tiempo.

Por la razón indicada, la biomasa, la productividad bruta y la diversidad ecológica, se distribuye:

• Siguiendo un gradiente, con un máximo hacia el ecuador y un mínimo en las regiones polares, en correlación con la energía disponible.
• Concentrada en tres bandas extendidas latitudinalmente. La primera de ellas es la ecuatorial, donde las lluvias producidas por el frente intertropical, que son de tipo cenital, se producen todo el año o alternando con una estación seca. Las otras dos, más o menos simétricas, cubren las latitudes medias o templadas, donde hay una mayor o menor abundancia de lluvias ciclonales, que acompañan a las borrascas.

Entre esas zonas húmedas y de vida densa, hay dos franjas simétricas de regiones desérticas o semidesérticas tropicales, donde aunque la biomasa es baja, es elevada la biodiversidad. En las latitudes altas de ambos hemisferios tenemos, por último, las regiones polares, donde la pobreza de vida se explica por la escasez de agua líquida tanto como por la de energía.

La fosilización.

La fosilización es el conjunto de procesos que hacen que un organismo, alguna de sus partes o los rastros de su actividad, pasen a formar parte del registro fósil. Su escala de duración se mide en millones de años.

Comienza tras la muerte del organismo y tiene mayores probabilidades de terminar con éxito si el enterramiento de los restos se lleva a cabo lo antes posible. Un enterramiento rápido y en ausencia de oxígeneno puede producir fósiles de especímenes completos.

Generalmente, el primer paso en el proceso de fosilización es la desaparición de las partes blandas. Los huesos, dientes, conchas y exoesqueletos quitinosos tienen mayores posibilidades de fosilizar. El proceso completo que producirá el fósil depende tanto del organismo como del sedimento.

Es frecuente distinguir entre conservación y fosilización propiamente dicha.

Madera silicificada

• La conservación, poco frecuente y espectacular en sus resultados, se puede producir mediante momificación, congelamiento, conservación en brea, o conservación en ámbar.
• La fosilización a su vez, se puede producir mediante carbonatación, carbonificación, silicificación, piritización, fosfatación, ...

La carbonatación es el proceso de fosilización más frecuente, dada la abundancia de calcita tanto en las rocas sedimentarias como en las conchas y caparazones de muchos invertebrados.

La carbonificación, es el mecanismo de fosilización de organismos o partes de organismos ricos en polímeros de carbono, tales como las plantas y los exoesqueletos quitinosos de los artrópodos.

Cuando el carbono es sustituido durante la fosilización por sílice, tiene lugar el proceso conocido como silicificación. Suele dar origen a fósiles muy bellos, puesto que su extracción utilizando determinados ácidos no daña el especimen.

La piritización se produce cuando el organismo se descompone en condiciones anaeróbicas, produciéndose ácido sulfídrico que reacciona con las sales de hierro presentes en el agua, dando como resultado marcasita o pirita que son las que sustituyen a la materia orgánica. Mientras que la pirita da como resultado fósiles brillantes, estables y bien conservados, la marcasita se oxida de nuevo al entrar en contacto con el oxígeno, dando lugar a los fósiles limonitizados.

Por último, la fosfatación es el mecanismo más frecuente de fosilización para los huesos y dientes de vertebrados. Se produce al añadirse al fosfato cálcico que poseen estas partes de los seres vivos un aporte adicional de carbonato cálcico proveniente del sedimento.

Las rocas magmáticas y el vulcanismo

Procedentes del interior de la corteza terrestre, donde se alcanzan temperaturas muy elevadas, las rocas ígneas son el legado visible de uno de los fenómenos más espectaculares de la naturaleza: el vulcanismo.

Definición y características

Las rocas ígneas o magmáticas son aquellas que se han formado tras un proceso de fusión de sus minerales. Las temperaturas necesarias para que esto suceda suelen ser altas, aunque depende de las propiedades de cada mineral.

Las rocas ígneas presentan una serie de características particulares:

• Estructura cristalina (ver t3 y t4).
• Textura: puede ser fanerítica (los cristales son visibles a simple vista) o afanítica (cristales microscópicos).
• Emplazamiento: puede ser intrusivo (formada en el interior de la Tierra) o extrusivo (formada en el exterior). Estas últimas también se denominan rocas volcánicas.

El magma

El magma es una mezcla de minerales fundidos que puede contener algunos elementos sólidos y cierta cantidad de gases disueltos (hasta un 10%). La solidificación de esta mezcla al enfriarse da lugar a las rocas magmáticas.

No existe una composición química determinada para el magma, ya que cualquier mineral es susceptible de fundirse y mezclarse con otros. No obstante, en la corteza terrestre son más abundantes los magmas ricos en silicio (Si). Otros componentes habituales son oxígeno (O), aluminio (Al), calcio (Ca), hierro (Fe), magnesio (Mg), sodio (Na) y potasio (K).

La fusión de las rocas, que tiene lugar en las capas profundas de la corteza terrestre, depende de varios factores:

• Temperatura: es el factor fundamental. La cantidad de calor necesaria para fundir las rocas variará en función del tipo de minerales presentes en la mezcla.
• Presión: esta variable influye de un modo determinante, pues, cuanto mayor sea la presión, más temperatura será necesaria para fundir los minerales.
• Minerales: las diferentes propiedades de los minerales de la mezcla influyen en las características del magma. El sílice, por ejemplo, aumenta la viscosidad. La presencia de gases, por el contrario, genera magmas fluidos. El agua disuelta entre los minerales hace que la temperatura necesaria para la fusión se reduzca considerablemente.

Colada de lava (magma en fusión), por la ladera de un volcán.

Tipos de emplazamientos de las rocas ígneas.

Tipos de magma y rocas ígneas

Existen, atendiendo a su composición química, varios tipos de magma, cada uno de los cuales da lugar a una clase específica de rocas ígneas. A grandes rasgos, los magmas pueden clasificarse en los siguientes grupos:

• Magma básico: es fluido, contiene poco sílice y suele encontrarse a temperaturas muy altas (900 a 1.200º). El basalto y el gabro son rocas procedentes de este tipo de magmas. Las rocas magmáticas básicas son, en general, muy densas y duras, de color oscuro.
• Magma ácido (o félsico): es viscoso, con alto contenido de sílice y suele experimentar temperaturas inferiores a los 800º. El granito y la riolita son ejemplos característicos de rocas ígneas procedentes de magmas ácidos. Estas rocas suelen ser claras y con una densidad media-baja.
• Magma intermedio: presenta características de los dos tipos anteriores de magma. La andesita es una roca procedente del magma intermedio. Las rocas de este tipo de magma presentan diversas tonalidades y son de densidad media y media-alta.
• Magma ultrabásico (o ultramáfico): es muy fluido, apenas contiene sílice y presenta grandes concentraciones de hierro (Fe) y magnesio (Mg). Es el que precisa temperaturas más altas, incluso por encima de los 1.700º.

Para más información.

Litosfera y tectonica de placas

La litosfera se divide en dos: litosfera oceánica y litosfera continental.

Litosfera Oceánica:
La litosfera oceánica se forma a través del vulcanismo en forma de fisuras en las dorsales oceánicas, estas se encuentran a la mitad de los océanos. El calor que escapa del interior emerge formando la nueva litosfera, gradualmente se va enfriando y se empieza a alejar de la dorsal hacia las zonas de convergencia. En un proceso de convergencia (subducción), la litosfera oceánica se subduce (introduce) en el manto.
Litosfera Continental:
Tiene un grosor de aproximadamente 150 Km., es de baja densidad. El movimiento continental es lateralmente a lo largo del sistema de convección del manto, las zonas calientes se dirigen a zonas donde se enfrían, este proceso es conocido como la deriva continental. Los continentes son sitios que se mueven a zonas frías del manto con excepción de África. África se considera como núcleo del pangea ( un supercontinente el cual se rompió y los pedazos formaron los continentes que existen, hace varios cientos de millones de años).

TECTONICA DE PLACAS

Las placas tectónicas están involucradas en la formación, movimiento lateral, interacción y destrucción de la litosfera. Es el modelo que se utiliza para explicar el sistema dinámico de la Tierra; el concepto básico en la tectónica de placas es que la parte mas externa de la Tierra es móvil. La litosfera es relativamente fuerte y compuesta por piezas o placas, la litosfera se mueve coherentemente en la superficie de la Tierra, el movimiento relativo entre placas conduce a tres tipos fundamentales de frontera, las cuales son:

1.- Fronteras Divergentes:
Dos placas se mueven alejándose una con respecto a la otra creando nueva litosfera, este tipo se da en las dorsales oceánicas, los sismos que aquí se producen son someros (poco profundos) alineados estrictamente a lo largo del eje de divergencia, los mecanismos en este tipo de frontera son normales, la magnitud de los sismos no es mayor a 8.
Este proceso se puede ver en Islandia ya que este país se encuentra en la Dorsal del océano Atlántico, es la frontera de la placa de Norteamérica con la placa de Euro Asia.

2.- Fronteras Convergentes:
También conocida como subducción, es donde una placa (oceánica) se subduce (introduce) sobre la otra (continental), aquí es donde la corteza oceánica se elimina al penetrar la corteza continental, no se elimina de una manera inmediata, en el sentido que desaparece o se desesintegra sino que penetra el manto a grandes profundidades, los sismos que se producen varían en profundidad ya que pueden ser someros o muy profundos (700 Km.), los mecanismos en este tipo de frontera son inversos, la magnitud máxima de los sismos no esta bien determinada ya que se han registrado dos sismos muy grandes: a) Chile con magnitud 9.4 y b) Alaska con Magnitud 9.

3.- Fronteras Transcurrentes:
Las placas tienen un movimiento lateral una con respecto a la otra, en este tipo de frontera no se destruye ni se crea litosfera, los sismos que aquí se producen son someros, teniendo un corrimiento tan profundo como 25 Km., los mecanismos en este tipo de fronteras son fallamiento de rumbo, la magnitud de los sismos no es mayor a 8.5. Este proceso se puede observar en México en la falla de San Andrés.
Aproximadamente el 95% de los sismos en el mundo ocurren en las fronteras de las placas.

La estructura de la Tierra

El interior del planeta está dividido en capas. La Tierra tiene una corteza externa de silicatos solidificados, un manto viscoso, y un núcleo con otras dos capas, una externa semisólida, mucho menos viscosa que el manto y una interna sólida. Muchas de las rocas que hoy forman parte de la corteza se formaron hace menos de 100 millones (1×10⁸) de años. Sin embargo, las formaciones minerales más antiguas conocidas tienen 4400 millones (44×10⁸) de años, lo que nos indica que, al menos, el planeta ha tenido una corteza sólida desde entonces.
Gran parte de nuestro conocimiento acerca del interior de la Tierra ha sido inferido de otras observaciones. Por ejemplo, la fuerza de la gravedad es una medida de la masa terrestre. Después de conocer el volumen del planeta, se puede calcular su densidad. El cálculo de la masa y volumen de las rocas de la superficie, y de las masas de agua, nos permiten estimar la densidad de la capa externa. La masa que no está en la atmósfera o en la corteza debe encontrarse en las capas internas.
La estructura de la tierra puede establecerse según dos criterios diferentes. Químicamente, el planeta puede dividirse en corteza, mantos, núcleo blando y núcleo duro. Según la consistencia de los materiales, las capas resultantes son la litosfera, astenosfera, manto externo, manto interno, núcleo externo y núcleo interno.



NÚCLEO: Si consideramos que la densidad media de la corteza es aproximadamente 3000 kg/m³, debemos asumir que en el núcleo terrestre debe estar compuesto de materiales más densos. Los estudios sismológicos han aportado más evidencias sobre la densidad del núcleo. En sus primeras fases, hace unos 4,500 millones (45×10⁸) de años, los materiales más densos, derretidos, se habrían hundido hacia el núcleo en un proceso llamado diferenciación planetaria, mientras que otros menos densos habrían migrado hacia la corteza. Como resultado de este proceso, el núcleo está compuesto ampliamente de hierro (Fe)(80%), junto con níquel (Ni) y varios elementos más ligeros. Otros elementos más densos, como el plomo (Pb) o el uranio (U) son muy raros, o permanecieron en la superficie unidos a otros elementos más ligeros (ver materiales félsicos) Diversas mediciones sísmicas muestran que el núcleo está compuesto de dos partes, una interna sólida de 1220 km de radio y una capa externa, semisólida que llega hasta los 3400 km. El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se cree de forma más o menos unánime que está compuesto de Hierro (Fe) con algo de Níquel (Ni). Algunos científicos creen que el núcleo interno podría estar en forma de un cristal de hierro.

MANTO: El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2890 km, lo que le convierte en la capa más grande del planeta. La presión, en la parte inferior del manto, es de ~140 G Pa (1.4 M atm.). El manto está compuesto por rocas silícias, más ricas en hierro y magnesio que la corteza. Las grandes temperaturas hacen que los materiales silícios sean lo suficientemente dúctiles como para fluir, aunque en escalas temporales muy grandes. La convección del manto es responsable en la superficie del movimiento de las placas tectónicas. Como el punto de fusión y la viscosidad de una sustancia dependen de la presión a la que esté sometida, la parte inferior del manto se mueve con mayor dificultad que el manto superior, aunque también los cambios químicos pueden tener importancia en este fenómeno.

CORTEZA: La corteza terrestre tiene entre 5 y 70 km de grosor. Donde la tierra se encuentra hundida y cubierta por la hidrosfera es llamada corteza oceánica, compuesta por densas rocas máficas de silicatos de hierro y magnesio, y que se encuentra en las cuencas oceánicas.

La edad de las rocas. Datación absoluta y relavita.

Métodos de datación relativa.

Estos recurren a la ordenación en el tiempo de los materiales según su posición en el medio terrestre. Es decir, en un yacimiento se podrán ver como más antiguos los fósiles encontrados más al fondo -en el interior-, y como más recientes los encontrados en la parte superior. Este sería pues un método simplemente deductivo y claramente relativo ya que no se pueden situar los elementos a datar en una escala cronológica.

-La superposición de estratos y su ordenación consecutivamente sería un método de datación relativa teniendo en cuenta de que los más antiguos están debajo de los más recientes. No produce medidas directas de tiempo, pero ha sido muy empleado para la datación de estratos sedimentarios.

Datación cronográfica.

La dendrocronología.

Este método se basa en el estudio de los anillos anuales de los árboles, aplicable también a los fósiles. Año tras año, los árboles van aumentando el diámetro de su tronco debido al paso del invierno para protegerse del frío y fortalecer su crecimiento (pudiendo ser este proceso más o menos notable), generando con ello nuevos anillos. Así pues, con el estudio del número y grosor de los anillos se deduce el tiempo transcurrido y las condiciones de vida del vegetal. Gracias a yacimientos ininterrumpidos de fósiles se puede abarcar una datación relativa de hasta 11.000 años.

Otros métodos:

-Principio de sucesión biotica: los organismos fosiles se sucedieron unos a otros en un orden definido y determinable.

Como dato explicativo, gracias a las partes duras de ciertos animales -por ejemplo conchas- se conseguirán datos cronográficos debido a sus sucesivos recubrimientos. De ahí se dedujo la variación en el número de días que poseía un año en diferentes periodos geológicos. Los tetracorales del Devónico por ejemplo, presentarán 396 anillos -o días-, los del Silúrico 402, los del Cámbrico 424.

-El estudio del polen, puede abarcar cronologías con antigüedades de entre 12.000 y 15.000 años.

-El Principio de horizontalidad original significa que las capas de sedimentos se situan en una posición horizontal, esto quiere decir, que si un estrato está plano, no ha sufrido perturbación y mantiene su horinzotalidad original.

-Principio de intersección: la falla o la intrusion es más joven que la roca afectada.

-Las inclusiones proporcionan otro metodo para datar.En este caso, la masa de rocas adyacentes a la que contiene la inclusión debe haber estado alli primero para proporcionar los fragmentos de roca,es decir, la que contiene la inclusion es la más joven.

Métodos de datación absoluta:

Actualmente disponemos de procedimientos cronográficos y cronométricos basados en el estudio en detalle de estratos, cálculos astronómicos y métodos físico-químicos, permitiéndonos determinar la edad absoluta -la edad absoluta de una roca es el tiempo transcurrido desde su formación hasta nuestros días-.

Cronografía de varvas:

Es un método estratigráfico que permite establecer medidas de años absolutas. Se basa en el estudio de lagos glaciares, dando medidas absolutas al seguir activos o relativas al haber desaparecido con el tiempo, quedando la huella de su presencia en forma de depósitos sedimentarios. Se estudia la deposición de arcillas y depósitos limosos, dispuestos en estratos. Estos vienen a ser más claros cuando están compuestos por limos y arenas (depositados en verano), y más oscuros y arcillosos, con presencia de residuos orgánicos (depositados en invierno). El conjunto de un estrato de verano y otro de invierno constituye una varva. El número total facilita pues un valor de tiempo total absoluto o relativo. Este procedimiento abarca datos cronométricos de hasta 25.000 años, limitándose a regiones donde se hayan producido dichos estratos (presencia de lagos glaciares).

Dataciones astronómicas.

Están basadas en oscilaciones prolongadas de la radiación solar, motivadas por variaciones periódicas de la inclinación del eje de rotación de la Tierra, de la excentricidad de su órbita y del equinoccio. Estas variaciones deben haber alterado las condiciones climáticas del planeta y por tanto se verán reflejadas cronológicamente en el medio, aunque los resultados obtenidos son ambiguos.

Dataciones físico-químicas.

Estos son los que aportan los datos más antiguos destacando los métodos de datación radiométrica. Se basan en determinar en las rocas las trazas de elementos radiactivos que contienen. Los elementos químicos se pueden encontrar en la naturaleza bajo distintas formas, todas ellas con el mismo número de protones pero se diferencian en el número de neutrones. La forma más usual es la que conocemos del elemento químico en cuestión, que suele ser más del 95% del total del elemento presente en la naturaleza. Las otras formas son isótopos estables e isótopos radiactivos. Por ejemplo, el carbono conoce su forma elemental ¹²C, un isótopo estable ¹³C y un isótopo radiactivo ¹⁴C. Las técnicas radiométricas se fundamentan en que un isótopo radiactivo va reduciendo su radiactividad de forma constante a partir del momento de la formación de la roca. El segundo supuesto es que los isótopos radiactivos se desintegran irreversiblemente siguiendo una ecuación exponencial:

dP/dt = -xP (siendo P la cantidad de elementos iniciales durante el tiempo t, x el índice de proporcionalidad propio de cada elemento)

Esta relación implica que la velocidad de desintegración del elemento no es constante. Los periodos de pérdida de radiactividad varían de un isótopo a otro, pero para un mismo elemento tienen valores característicos. Gracias a esto se puede definir el periodo de semidesintegración (vida mitad) como el tiempo necesario para que un elemento reduzca su abundancia radiactiva a la mitad. Este tiempo pudiendo ir desde varios segundos hasta 10.000 millones de años. Gracias a estos productos de semidesintegración se puede determinar la edad absoluta de las rocas que contienen los elementos en cuestión. Los diferentes elementos usados en las dataciones físico-químicas son estos:

• El conocido carbono 14, que abarca un espacio máximo de tiempo de 70.000 años.
• El método del plomo, sirviéndose de tres series de desintegración, es también muy empleado. Son utilizados los isótopos uranio 238 ²³⁸U, uranio 235 ²³⁵U, y torio 232 ²³²Th, todos ellos acaban convirtiéndose en plomo, permitiendo determinar cronologías hasta la era Precámbrica (época a la que también llega el método del hielo).
• El método de Potasio-Argón, usando el potasio radiactivo ⁴⁰K, convirtiéndose en 11% de Ar y 89% de Ca.
• El método del Rubidio-Estroncio, se basa en la transformación de ⁸⁷Rb en ⁸⁷Sr, emitiendo partículas beta (ß). Estos y otros elementos químicos de la serie de transición se utilizan para cronologías que van desde los 5.000 hasta los 120.000 años.

Todos estos métodos descritos arriba no son muy efectivos en rocas sedimentarias ya que se dividen de otras rocas previamente formadas y sometidas a procesos erosivos: sin embargo, ofrecen buenos resultados en las rocas ígneas. Además, las técnicas y aparatos de medida de estos métodos presentan errores en la determinación volviendo complejo el estudio de los materiales geológicos.

• El método huellas de fisión, se emplea para determinar la edad de micas y feldespatos basándose en un simple recuento de las trazas de desintegración espontánea de núcleos atómicos pesados (como ²³⁸U,²³⁵U,²³²U).

Junto a estos procedimientos radiactivos, los métodos de análisis paleomagnéticos permiten el estudio de materiales volcánicos y se basan en determinar la orientación e intensidad del campo magnético de las rocas que depende de la polaridad de la Tierra en el momento de la formación de dichos materiales.

¿Qué es la geografía?.

Etimológicamente Geografía quiere decir descripción de la Tierra. La Geografía es la ciencia que estudia los hechos y los fenómenos físicos, biológicos y humanos, considerados en su distribución sobre la superficie de la Tierra, así como la investigación de las causas que los producen y sus relaciones mutuas.

Hechos y fenómenos geográficos.

En la superficie de nuestro planeta se observan ciertos estados de la materia que no varían sensiblemente, o cuya variación es tan lenta que no puede ser apreciada en el corto lapso que dura la vida de un hombre, invariabilidad que se manifiesta en la permanencia de su situación, forma y extensión. A tales estados se les conoce bajo la denominación de "hechos geográficos". Son hechos geográficos, por ejemplo, la superficie del planeta, la extensión de las porciones marítimas y continentales, la forma general de los océanos, islas y continentes, la altura de las montañas, las planicies y las depresiones.

Por oposición, en la misma superficie terrestre se efectúan, en un instante o en un breve tiempo, modificaciones en la situación, forma o extensión en los elementos geográficos que reciben el nombre de "fenómenos geográficos". Tales son, entre otros, el desgajamiento de los montes, la desviación de los ríos y el cegamiento de los manantiales; la formación de grietas, que ocurre con frecuencia en los grandes terremotos; la formación de conos y mantos de lava, escorias y cenizas durante las erupciones volcánicas; los deslizamientos de tierra que acompañan a la estación lluviosa en los suelos con fuerte declive; la devastación de las vertientes de las eminencias nevadas producidas por los aludes o avalanchas de nieve; la alteración de la línea costera producida por las grandes tempestades y marejadas; la formación de conos o mantos detríticos durante las grandes inundaciones; la tala de los bosques por el hombre, la apertura de tajos, túneles y canales para las vías de comunicación.

En síntesis, los "hechos geográficos" se refieren a un estado más o menos permanente de la superficie del planeta y los "fenómenos geográficos", a una modificación rápida de la misma.

Los problemas fundamentales de la Geografía.

Los hechos y fenómenos geográficos de cualquier categoría deben ser estudiados desde tres ángulos fundamentales. En el primero debe estudiarse cómo están repartidos los diversos grupos de hechos y fenómenos geográficos sobre la faz de la Tierra (problemas de distribución); en el segundo las causas que motivan estos hechos (problemas de causalidad); y en el tercero, las relaciones existentes entre unos y otras (problemas de conexidad).

Campo de Estudio de la Geografía.

Debe hacerse hincapié en que el campo de los estudios geográficos se limita únicamente a la superficie del planeta, esto es, la zona de contacto entre la litohidrósfera y la atmósfera. Lo que ocurre en las profundidades del globo o en las alturas de la capa gaseosa, sólo interesa en tanto sea capaz de explicar los efectos que se produzcan en la superficie.

La Geografía ha formulado una serie de principios generales conforme a los cuales se desenvuelven los hechos y los fenómenos geográficos en cualquier tiempo y lugar, pero a la vez estudia las aplicaciones prácticas de tales principios en una zona dada y en una época conocida. Este motivo divide a la Geografía en dos ramas: Geografía sistemática o general y Geografía específica o particular.

La Geografía general, con fines de especialización, debe ser dividida en Geografía física, biológica y humana, que corresponden a las tres categorías de hechos y fenómenos geográficos.

La Geografía específica o particular puede relacionarse con el estudio de todo el Globo Terraqueo, de un continente o de una región dada; se subdivide en Geografía universal, de los continentes y regional o local.

Estos estudios deben estar apoyados en la Geografía Gráfica Descriptiva, o sea, en la cartografía correspondiente a cada área para mayor seguridad del conocimiento de los hechos y fenómenos que se desarrollan, los cuales son de vital importancia para los hombres de ciencia, que se dedican a la investigación de los recursos naturales en beneficio de la humanidad.