L'origen de la Terra IV

 5. Els moviments de l'interior de la Terra

5.1. El motor intern de la Terra

Per entendre com actua la dinàmica de la Terra, s'ha de tenir en compte la gravetat i l'energia en forma de calor. Cadascuna d'aquests dos factors determinen dues magnituds que ja hem vist anteriorment: la pressió i la temperatura.

El flux tèrmic és la quantitat d'energia calorífica que arriba a la superfície terrestre des de l'interior del planeta. Aquesta calor es pot transmetre per conducció, però, a causa de la baixa conductivitat de les roques, és un mecanisme molt lent.

El veritable motor de la dinàmica interna de la Terra són els corrents de convecció, mitjançant els quals el material calent, menys dens, i, per tant, més lleuger, ascendeix cap a la superfície. Quan es refreda, aquest material augmenta de densitat i es torna a enfonsar. Aquest flux de material és generat per la forta variació de temperatura entre la litosfera i la capa D".

Al mantell, el corrent ascendent seria originat pels plomalls tèrmics o columnes de magma procedents de la capa D". El corrent descendent es deu a la gravetat que actua sobre les plaques litosfèriques. En el cas de les capes que no es poden mesclar perquè tenen densitats diferents, com la del nucli metàl·lic i el mantell rocós, es produeixen corrents de convecció independents:

5.2. Moviments verticals de la litosfera

La litosfera rígida "sura" damunt el mantell sublitosfèric, i manté un equilibri de flotació anomenat isostàsia. 

Aquest equilibri s'altera a causa de dinàmiques que poden ser d'origen intern o extern, que provoquen moviments en vertical de blocs o porcions de litosfera per restablir l'equilibri isostàtic, com passa en un vaixell quan es carrega o es descarrega:

D'una manera senzilla, la isostàsia es pot explicar pel principi d'Arquímedes, segons el qual en un conjunt de blocs submergits en un fluid, cadascun s'enfonsa més o menys en funció del volum i la densitat que té.

Un increment del pes sobre la litosfera pot provocar-ne l'enfonsament, un fenomen denominat subsidència. Un exemple són les grans acumulacions de gel sobre els continents durant les glaciacions, o de sediments a les conques sedimentàries. Per contra, l'erosió o el desgel redueixen el pes damunt dels blocs, cosa que provoca que s'elevin: 

5.3. Moviments horitzontals de la litosfera

Fins a principis del segle XX, les idees predominants sobre els continents eren fixistes i defensaven que havien estat sempre en les mateixes posicions que ocupen actualment.

Wegener i la hipòtesi de la deriva continental

Encara que va tenir precursors, la formulació més completa i important sobre possibles desplaçaments horitzontals dels continents va ser la d'Alfred Wegener el 1912. La seva hipòtesi de la deriva continental relacionava, mitjançant una explicació unificadora, nombrosos fenòmens observats en el camp de la paleontologia, la geodèsia (branca de la geofísica que estudia la forma i les dimensions de la Terra i del camp de gravetat) i la geografia. 

A mitjan dècada dels anys vint del segle passat, la teoria de la deriva continental va caure en descrèdit i només va començar a ser reconsiderada una trentena d'anys més tard.

Wegener afirmava que els continents es podien desplaçar i que feia 300 milions d'anys havien estat units i formaven una massa continental única, que va anomenar Pangea. A poc a poc, aquesta massa es va començar a fragmentar i els seus components es van anar allunyant els uns dels altres, desplaçant-se horitzontalment sobre els fons oceànics d'una manera semblant a com els icebergs es mouen pel mar, i això va donar lloc als continents actuals.

Com a suport a la teoria, Wegener va presentar una gran quantitat d'indicis i proves, però no va poder explicar quina força era capaç d'empènyer-los, i va suggerir que podria ser la rotació terrestre.

  

Proves geogràfiques. L'encaix dels perfils dels continents, sobretot d'Àfrica i Sud-amèrica, havia estat observat i esmentat per altres autors, com ara Benjamin Franklin al segle XVIII o Alexander von Humboldt al XIX.

 

Proves paleoclimàtiques. Un exemple són les empremtes deixades per una antiga glaciació que va tenir lloc fa 300 M.a. La distribució de les fletxes blaves indica les direccions dels senyals d'erosió dels gel 

Proves paleontològiques. S'havien trobat fòssils d'animals i plantes molt semblants en continents diferents, cosa que no es podia explicar llevat que aquests continents haguessin estat en contacte en el passat.

 

Hipòtesi de l'expansió del fons oceànic

Després de la Segona Guerra Mundial es va produir una fase molt intensa d'exploració oceànica, afavorida per la tecnologia del sonar, que va permetre elaborar mapes detallats dels fons oceànics. A més, als laboratoris es van enllestir mètodes nous basats en l'estudi de la radioactivitat i el magnetisme romanent de les roques, mentre que el desenvolupament dels ordinadors va proporcionar un tractament més eficaç de les dades.

El conjunt de descobriments nous sobre la natura geològica i geofísica del fons marí va culminar amb la formulació de la hipòtesi de l'expansió del fons oceànic, elaborada per Harry Hess l'any 1962.

L'expansió del fons oceànic té lloc a les dorsals, on es forma l'escorça oceànica nova mitjançant l'activitat volcànica i el moviment gradual del fons, que es fa cap a fora de la dorsal.

La simetria a les bandes de magnetisme romanent de les roques constitueix una prova que a les dorsal es crea litosfera nova que és empesa cap als costats a mesura que va sorgint més material per la dorsal.

 

5.4. La tectònica de plaques

L'expansió del fons oceànic proposat per Hess va ser el detonant per al desenvolupament d'una teoria completa sobre els processos geològics: la teoria de la tectònica de plaques.

El concepte de placa va ser elaborat arran de la interpretació de la distribució mundial de terratrèmols i volcans. Les plaques poden ser oceàniques, compostes íntegrament per litosfera oceànica, o mixtes, compostes per una part de litosfera continental i una d'oceànica.

Principals postulats de la tectònica de plaques

- La litosfera està dividida en plaques, unes regions estables limitades per franges inestables d'una gran activitat sísmica i volcànica, que encaixen entre elles com les peces d'un gran trencaclosques.

- La litosfera oceànica, més prima i densa que la continental, es genera contínuament a les dorsals oceàniques. Atès que el volum terrestre és constant, una quantitat equivalent a la litosfera oceànica creada es destrueix a les fosses o zones de subducció.

- La calor interna de la Terra, juntament amb la força de la gravetat, generen corrents de convecció que mouen unes plaques respecte de les altres, i que arrosseguen amb elles els continents.

- Les plaques interactuen entre elles i d'aquesta manera originen les grans estructures del relleu terrestre i fenòmens associats, com els terratrèmols.

Algunes proves de la tectònica de plaques

- La cartografia de fons oceànics mostra dorsals, fosses i grans falles submarines.

- Mesuraments directes fets per diversos mètodes han demostrat el desplaçament i la direcció que segueixen les plaques actuals.

- El gruix dels sediments minva des de les voreres continentals fins que són gairebé inexistents a les dorsals.

- L'edat de les roques augmenta des del centre de les dorsals cap als continents. A més, no s'han trobat roques de més de 185 M.a. als fons oceànics.

Moviments relatius de les plaques

Els llocs de contacte entre les plaques tectòniques s'anomenen voreres (també límits). Segons com siguin els moviments relatius entre les plaques, a les voreres es produeixen diversos fenòmens geològics en els quals hi ha creació, destrucció o conservació de la litosfera. Hi tenen lloc intensos fenòmens geològics, com ara terratrèmols, activitat volcànica, subsidència, etc.

El tipus de vorera depèn dels moviments relatius que facin les plaques i de com interactuen entre elles.

 

L'origen de la Terra III

 

4. Estructura i dinàmica interna de la Terra

4.1 L’estudi de l’estructura interna de la Terra

Per estudiar i saber com és l'interior de la Terra, els geòlegs recorren als terratrèmols, també anomenats sismes, de la mateixa manera que la medicina recorre a tecnologies com els rajos X, escàners o ecografies. 

Els terratrèmols són tremolors de la Terra causats per sacsejades brusques de l'escorça terrestre, que són provocades pel desplaçament sobtat de grans masses de rocoses situades a zones de fractura o falles.

 

A partir del punt de ruptura, anomenat hipocentre o focus, es propaguen vibracions en forma d'ones sísmiques que formen fronts d'ones esfèriques que viatgen per l'interior de la Terra. Es distingeixen dos tipus d'ones sísmiques. P i S.

El punt de la superfície terrestre on arriben primer aquestes ones és el que està situat més vertical sobre el focus, i es denomina epicentre; a partir d'aquest punt, es generen les ones superficials que causen els efectes catastròfics dels terratrèmols.

Ones primàries (P). Les més ràpides, per la qual cosa són les primeres que arriben als sismògrafs. Les partícules vibren amb la mateixa direcció que l'ona mitjançant moviments de compressió i descompressió. 

Són capaces de travessar tant materials sòlids com líquids, encara que redueixen la seva velocitat quan travessen els líquids. 

Ones secundàries (S). La seva velocitat és inferior, per la qual cosa els sismògrafs les registren en segon lloc. Les partícules vibren perpendicularment a la trajectòria de l'ona. Només es propaguen a través de materials sòlids, no pels fluids.

Quan les ones passen d'una capa de la Terra a una altra de composició química o comportament dinàmic diferent, es reflecteixen o es refracten, i això dona com a resultat canvis en la velocitat i en la direcció de la seva trajectòria.

Quan analitzen els registres de les ones sísmiques, els sismòlegs interpreten quin és l'estat físic de les capes (rígid, plàstic o fluid) i localitzen a quina profunditat es troben les discontinuïtats sísmiques o separacions entre capes.

Trajectòria de les ones P i S per l'interior de la Terra

S'anomena "zona d'ombra" aquella en què no es reben unes determinades ones.

Al següent gràfic sobre la variació de les ones P i S a la geosfera s'hi distingeixen:

- Les discontinuïtats de Mohorovičić, de Repetti, de Gutenberg i de Wiechert- Lehmann.

- L'escorça, mantell i nucli extern i intern.

* Alfa: ones P

* Beta: ones S

4.2 Models geoquímic i geodinàmic de l'estructura interna de la Terra 

A partir del comportament de les ones P i S a l'interior terrestre, la sismologia ens ofereix dos models o representacions: 

A. MODEL ESTÀTIC O GEOQUÍMIC

Se centra en la composició de les capes. Des de la superfície cap a l'interior, trobem tres capes: escorça, mantell i nucli, separades entre elles per tres grans discontinuïtats sísmiques, que duen els noms dels seus descobridors (Mohorovičić, Repetti, Gutenberg i Wiechert- Lehmann).

1. Discontinuïtat de Mohorovocic.                                    < 1. Escorça (continental/oceànica)

2. Discontinuïtat de Repetti.                                                 1-2. Mantell superior 

3. Discontinuïtat de Gutenberg.                                            2-3. Mantell inferior

4. Discontinuïtat de Wiechert-Lehmann.                              3-4. Nucli extern

                                                                                            > 4. Nucli intern

Escorça. Està constituïda majoritàriament per silicats d'alumini. La seva naturalesa i història és diferentals fons oceànics que als continents, per la qual cosa se'n distingeixen dos tipus: escorça continental (més gruixuda, entre 30-70km) i escorça oceànica (més prima, entre 5-10km). 

Mantell. És una capa de roques ígnies (magmàtiques) riques en silicats de ferro i magnesi, com la peridotita, el mineral principal del qual és l'olivina. Es divideix en mantell superior i mantell inferior, separats per una zona de transició (670km) en què les propietats físiques de les roques del mantell superior van variant a causa de l'increment de pressió i temperatura, cosa que dona lloc a materials més densos.

Nucli. Format per ferro gairebé pur, mesclat amb un petit percentatge de níquel i sulfurs de ferro. Té dues parts amb un estat físic diferent: nucli extern, en estat líquid, i nucli intern, en estat sòlid.

La fluïdesa del nucli extern és semblant a la de l'aigua, i està agitat per violents corrents de convecció que originen el camp magnètic terrestre  o magnetosfera.

* Gradient geotèrmic: increment de la TºC a mesura que augmenta la profunditat de la geosfera. Aquesta calor es considera deguda a la calor residual del moment de formació del planeta per acreció (20%) i a la desintegració d'isòtops radioactius (80%), i s'estima que augmenta a un ritme mitjà de 10ºC/Km, fins a situar-se al voltant dels 7000ºK (uns 6700ºC). 

* Increment de pressió: a mesura que augmentem la profunditat, la pressió dels materials incrementen la pressió en magnituds molt elevades, en una estimació de fins a 360 GPa a la part més profunda del nucli intern. Això són 3.000.000 d'atmosferes (atm.). Per poder fer-nos una idea, cada 10 metres de profunditat al mar la pressió augmenta en 1 atm., és a dir, a l'interior de la fossa de les Marianes la pressió és d'unes 1000 atm.

Quan s'augmenta la pressió sobre una substància, aquesta varia els seus punts de fusió i ebullició, i es desplacen cap a dalt. El ferro, per exemple (TºC de fusió de 1538ºC a 1 atm. de pressió): és el component majoritari del nucli, i es troba en estat líquid al nucli extern, però sòlid a l'intern, malgrat la temperatura és més elevada aquí. Això és degut al continu augment de pressió: malgrat la temperatura sigui més alta, la pressió fa que el punt de fusió del ferro també sigui més elevat, i que calgui major temperatura per fondre'l. 

B. MODEL GEODINÀMIC

El segon model sobre l'estructura interna de la Terra es basa en l'estat físic de les capes (plasticitat, rigidesa o densitat) i en les seves propietats mecàniques com a resposta a les pressions i a tempertures a què estan sotmeses.

El model geodinàmic concep la Terra com una màquina tèrmica, en què l'agitació d'àtoms i molècules produïda pels canvis de temperatura modifica l'estructura i la composició dels materials i, per tant, genera moviments i pressions que s'alliberen lentament o bruscament, i que transformen l'energia tèrmica en energia mecànica. Des d'aquest punt de vista, de la superfície fins a l'interior hi ha les capes següents: litosfera, astenosfera, mesosfera, zona D" (*) i endosfera.   

(*) Zona / Capa / Nivell D" ("D doble prima").

Litosfera

La part més externa del mantell superior està fermament unida a l’escorça i hi forma un conjunt rígid, la litosfera, que és de dos tipus: la litosfera oceànica i la continental. Quan l’arrosseguen els moviments del mantell sublitosfrèric, es fragmenta en grans blocs anomenats plaques litosfèriques, que encaixen entre elles i estan sotmesos a moviments horitzontals, la tectònica de plaques, o verticals, els ajustos isostàtics.

Astenosfera o mantell superior sublitosfèric

Situada entre litosfera i la mesosfera. Després d'anys de controvèrsia sobre la seva existència actualment es considera que coincideix amb el mantell superior.

És una capa plàstica que mostra tendència a fluir com a resposta a esforços aplicats durant llargs períodes de temps, com els que actuen durant els moviments de la litosfera.

Mesosfera

Comprèn la regió del mantell inferior, des de 670 quilòmetres de profunditat, fins a la capa D”. Encara que és sòlida, és capaç de fluir molt lentament (pocs centímetres l'any) i, així mateix, permet el descens de plaques litosfèriques fredes procedents de la zona de subducció i l'ascens dels plomalls de magma procedents de la zona D”.

Zona / capa / nivell D"

És una de les zones més dinàmiques del planeta. Acumula calor procedent del nucli extern i se n'escapen, de forma episòdica, els anomenats plomalls tèrmics, columnes de magma que molt calent que arriben a la litosfera i la perforen, i que i originen els anomenats punts calents amb una activitat volcànica intensa, com les Illes Hawaii.

Endosfera

Coincideix amb el nucli (intern i extern) del model geoquimic. La calor del nucli intern, sòlid, es propaga al nucli extern, líquid, i genera corrents de convecció que evacuen la calor cap a l'exterior i l’acumulen a la zona o capa D”.

D'altra banda, aquests corrents de convecció són els causants del camp magnètic terrestre.

El camp magnètic consisteix en línies de força invisibles que travessen la Terra i s'estenen d'un pol magnètic a un altre. Aquests pols no coincideixen exactament amb els pols geogràfics, sinó que estan separats per una distància que varia amb el temps. Actualment la diferència és d’uns 11 graus, que equival a undesplaçament sobre la superfície d’uns 1600 km de distància al pol nord geogràfic.

COMPARATIVA ENTRE ELS MODELS ESTÀTIC I DINÀMIC DE LA GEOSFERA

L'origen de la Terra II

 3. El temps geològic

Els processos geològics es desenvolupen a un ritme extremadament lent. La mesura del temps geològic és necessària per situar l’aparició o desaparició d’espècies, els canvis climàtics, les extincions i, en general, per representar esdeveniments importants a la història de la Terra. A causa de la magnitud de la història geològica del nostre planeta, la unitat bàsica de temps és el cron o milió d’anys (10⁶ anys).

L’escala de temps geològic divideix la història des de l’origen de la Terra fins avui. Presenta diverses divisions, però les més utilitzades i conegudes són les unitats geocronològiques que, de més gran a més petita, són els eons, les eres, les èpoques i les edats.

Calendari còsmic Carl Sagan

Taula de temps geològic

Com podeu observar a continuació, el quadre cronològic pot arribar a ser molt complex:

Cal que conegueu el següent quadre resum, incloent les dates i la nomenclatura dels Eons, Eres, Períodes i Èpoques que s'hi detallen aquí:

L'origen de la Terra I

1. L'origen de la Terra

Actualment la major part de la comunitat científica accepta la teoria del Big Bang per explicar l'origen de l'Univers: fa uns 15.000 milions d'anys tota la matèria i l'energia estaven concentrades en un punt (teoria de l'ou còsmic), i a causa de la inestabilitat gravitatòria i d'altíssima temperatura, es va produir la Gran Explosió. En els instants posteriors es van començar a formar les primeres partícules subatòmiques, que van donar origen als àtoms alhora que disminuïen la temperatura i la densitat de l'Univers, que encara avui està en expansió. 

El sistema solar es va originar fa uns 5000 milions d'anys a partir d'una nebulosa és a dir un núvol còsmic format per gasos i pols interestelar (molècules de diferent grandària, de 0,1 a 100 micres, essent majoritàriament gels i roca, és a dir, cadenes de silici). La matèria es va començar a concentrar en un extrem de la Via Làctia on es va iniciar la contracció gravitatòria. La major part de la massa es va situar al centre de la nebulosa, i l'enorme temperatura assolida va permetre l'inici dels processos de fusió nuclear. El nucli molt més dens es va convertir en una estrella i va començar a brillar; així va néixer el Sol.

Les restes de núvol també es van condensar, es van agrupar independentment i van formar cossos cada vegada més grans, primer planetesimals després protoplanetes, que finalment van acabar sent els planetes i satèl·lits actuals, entre els quals es troba la Terra.

 

1.1. Formació de la Terra

L'aspecte actual de la terra és molt diferent del que tenia originalment. En el període inicial de la seva formació, era una massa incandescent i, a mesura que el protoplaneta creixia, s'anava escalfant. L’increment de temperatura era causat, majoritàriament, per la contracció gravitatòria i per l’acreció* de la matèria així com per l'impacte dels meteorits i la desintegració radioactiva dels isòtops com l’urani (U) i el tori (Th). Una part d'aquesta calor primitiva encara es conserva al nucli de la Terra. 

Està estructurada en capes, segons la seva composició i densitat. Quan el protoplaneta va assolir la mida definitiva la matèria fosa va començar a emetre calor a l'espai per radiació. La temperatura va anar disminuint i el planeta es va anar refredant lentament.  Les capes més externes van ser les primeres que es van solidificar .

Amb la davallada tèrmica es va produir una diferenciació geoquímica dels materials: 

• a la geosfera (part “sòlida” o de roca de la Terra), els elements més densos es van enfonsar cap a l'interior terrestre i van formar el nucli, Els més lleugers es van quedar al superfície i van constituir l’escorça i el mantell primitius.

• La hidrosfera (part “líquida” i formada per aigua), menys densa, es va situar sobre la superfície de la geosfera.

• encara amb menor densitat i per tant sobre les dues anteriors es va formar l'atmosfera (part gasosa del planeta).

*acreció: formació de masses grans, com ara planetes i satèl·lits o cometes, com a resultat del xoc i l'adhesió entre si de partícules petites de pols i gels de diversa composició. 

1.2. Formació dels oceans i l'atmosfera

Al principi, la Terra no tenia atmosfera i els meteorits impactaven constantment contra la seva superfície, la qual cosa provocava un augment de la temperatura. L'activitat volcànica era molt intensa I s’emetien una gran quantitat de gasos a l'exterior. Aquests gasos, juntament amb els procedents del desgasament de l'interior del planeta i les substàncies volàtils de les primeres fases de formació, Van configurar la Primera capa de la Terra l'atmosfera primigènia.

Aquesta atmosfera inicial contenia enormes quantitats de diòxid de carboni i vapor d'aigua. Quan la temperatura va baixar i la Terra primitiva es va anar refredant, es van condensar grans quantitats d'aigua i es van produir les primeres pluges, que van començar a omplir les depressions i van formar mars i oceans. El naixement de la hidrosfera és un punt d'inflexió en l'evolució del nostre planeta, ja que el seu origen va seguit de l'aparició de la vida.

2. Datació i mètodes de datació

En geologia és molt important datar els diferents esdeveniments que han anat tenint lloc per poder reconstruir la història geològica i ordenar-la cronològicament. La manera més eficaç d'aconseguir-ho és estudiar amb profunditat les roques i els fòssils. Hi ha dos tipus de datació: 

- La datació absoluta indica l'edat exacta de l'element (ja sigui una roca o un fòssil), és a dir, dóna un valor numèric concret, una edat real en milions d'anys.

- La datació relativa ofereix la possibilitat d'ordenar els successos del més antic al més nou, de comparar els esdeveniments, però sense atribuir-los una edat concreta.

2.1. L'edat de les roques: mètodes de datació

No totes les roques aporten la mateixa informació, ni en totes es poden utilitzar els mateixos mètodes de datació: el mètode variarà segons la composició i l'origen de la roca.

DATACIÓ ABSOLUTA: MÈTODE RADIOMÈTRIC

És una datació mitjançant isòtops radioactius (tipus d'àtoms del mateix element químic amb diferent  nombre de neutrons); es basa en la presència d'elements radioactius en els minerals que componen la roca. 

Els àtoms dels isòtops radioactius són inestables i es desintegren per transformar-se en elements més estables. Durant aquest procés alliberen energia, la radiació, i la velocitat a la qual ho fan és constant i es pot conèixer amb exactitud. Cada isòtop té un període de semidesintegració o semivida concret, essent el temps necessari perquè es desintegrin la meitat dels àtoms radioactius de la mostra.  

Aquest temps varia molt segons el tipus d'àtom del qual es tracti, des de dies fins a milions d'anys. Per exemple:

- l'urani-235 es transforma en plom-207 i té una semivida de 704 milions d'anys

- el iode-131 passa a xenó-131 i té un període de semidesintegració de 8,02 dies.

Això permet establir uns autèntics rellotges de datació absoluta. El següent gràfic mostra la corba de desintegració del carboni-14 en nitrogen-14. A l'eix vertical es representa la quantitat d'àtoms de l'element radioactiu inicial, en %, i a l'eix horitzontal el temps que transcorre des de l'inici de la desintegració. La massa del 14C es redueix a la meitat cada 5370 anys, i l'altra meitat es desintegra espontàniament en 14N.

No obstant això, aquest mètode únicament és vàlid per datar les roques ígnies, les que es formen a partir d'un magma: en solidificar-se contenen el 100% dels isòtops radioactius, que comencen a desintegrar-se. Per conèixer l'edat de la roca, es mesura la quantitat d'àtoms radioactius i d'àtoms estables que conté, i es calcula el temps que fa que es va formar.

En l'exemple anterior, el de la datació a partir del carboni-14, es tracta d'una de les tècniques més fiables per conèixer l'edat de mostres orgàniques. S'utilitza per fer datacions molt recents (des del punt de vista geològic); fins fa poc, no passava dels 10000 anys, però actualment les noves tècniques permeten arribar als 60000. S'aplica, sobretot, en arqueologia, antropologia i geologia del Quaternari (la darrera era geològica, la més moderna).

És una pràctica basada en la disminució exponencial d'aquests isòtops radioactius., amb 6 protons i 8 neutrons al nucli i que trobem a tots els organismes. El carboni prové, com ja s'ha vist en la unitat anterior, del diòxid de carboni de l'atmosfera; alguns isòtops són 14C, tot i que hi són presents en una proporció menor que el 12C (1 carboni-14 per cada bilió de carboni-12); no és l'únic isòtop del carboni, n'existeixen dos més (el 11 i el 13). En el procés de la fotosíntesi les plantes incorporen tots els tipus de carboni des del CO2, i els animals també a través de les cadenes tròfiques. Quan un ésser viu mor, comença la desintegració del carboni-14 i la transformació en nitrogen-14, i quan n'han transcorregut 5730 anys el valor de la seva semivida s'haurà reduït a la meitat.

Un altre exemple:

L'urani-238 és un isòtop radioactiu que es descompon i es transforma en un altre element més estable, el plpom-206. El període de semidesintegració del 14U és de 4470 Ma (milions d'anys), pràcticament l'edat de la Terra. Aquest fet significa que, quan han passat 4470 Ma, la meitat de la massa d'urani s'ha desintegrat i ha format plom, i així successivament. 

DATACIÓ RELATIVA: MÈTODES ESTRATIGRÀFICS

Com que la tècnica radiomètrica no és vàlida per a les roques sedimentàries, cal recórrer a altres mètodes de datació relativa, com els estratigràfics.

L'estratigrafia és la disciplina de la geologia que estudia i interpreta les roques sedimentàries i els estrats o capes que les formen.

Per poder ordenar els diferents esdeveniments i establir una escala de temps relatiu, cal aplicar els tres principis bàsics de l'estratigrafia: 

- Principi de la superposició d'estrats (Niels Stensen -Nicolaus Steno-, 1669): els estrats superiors són més moderns que els inferiors, sempre que la seqüència de roques sedimentàries no estigui deformada. Per tant, segueixen l'ordre en el qual es van dipositar els materials.

- Principi de successió biològica (William Smith, 1816-1819): els fòssils d'una roca són contemporanis a la seva formació i, per tant, tenen la mateixa edat. Si trobem els mateixos organismes fòssils en dos estrats podem deduir que tots dos es van formar durant la mateixa època.

- Principi de l'actualisme o uniformisme (James Hutton, 1788): els processos naturals que han actuat en el passat són els mateixos que actuen en el present. Per tant, si estudiem el present, podrem deduir i interpretar el passat i, en certa manera, predir el futur.

Ecologia: estructura i dinàmica dels ecosistemes V

L'evolució dels ecosistemes

Els ecosistemes són dinàmics, és a dir, experimenten canvis al llarg del temps com a conseqüència de les variacions que es produeixen en el biòtop i en la biocenosi. Aquests canvis reben el nom de successió ecològica. 

Les successions ecològiques són processos continus i lents que poden tardar anys a completar-se. Durant la successió, Les espècies que van poblant el med ii el modifiquen, la qual cosa hi permet l'aparició o desaparició d'altres espècies o un increment de:

• La diversitat d'organismes. A mesura que passa el temps, el nombre d'espècies creix, i unes són substituïdes per unes altres. Això implica un nombre més gran de nínxols ecològics. 

• La complexitat de l'ecosistema. S'incrementa el nombre de relacions entre els organismes, cosa que fa augmentar el nombre i la complexitat de cadenes i xarxes tròfiques i les relacions interespecífiques.

• La biomassa. Així com avança la successió, les espècies són substituïdes per unes altres de més pes i volum.

• La resistència als canvis que es poden produir a l'ecosistema. Hi ha mecanismes d'autoregulació que el fan més resistent a les pertorbacions. Es diferencien dos tipus de successions: primàries i secundàries.

 

La tendència natural de qualsevol successió és assolir l'etapa de màxima estabilitat o clímax, que representa l'estadi final de la successió que s'assoleix. En aquesta etapa, els factors limitants, com la temperatura, llum, manca de nutrients, etc. impedeix que la biomassa continuï creixent.

Els ecosistemes poden patir un procés invers de successió, una regressió ecològica, per causes naturals o activitats humanes.  

Ecologia: estructura i dinàmica dels ecosistemes IV

 El cicle de la matèria

A diferència del flux unidireccional d'energia, la matèria en un ecosistema circula. La matèria no es perd sinó que es recicla contínuament. 

Així els descomponedors transformen la matèria orgànica procedent de la femta excrements restes orgàniques i cadàvers d'éssers vius en matèria inorgànica. Llavors els organismes autòtrofs s'aprofiten d'aquesta matèria i generen nova matèria orgànica que Serveix d'aliment al heteròtrofs.

Els cicles biogeoquímics en els ecosistemes

H:	Forma part de la majoria dels compostos orgànics  Es Troba principalment formant aigua
O:	És part de l'aigua, i de la majoria de les molècules orgàniques  És l'element més abundant de la Terra (més d’un 50%). La reserva més gran d'oxigen lliure és a l'atmosfera
C:	És l'element fonamental de la matèria viva perquè forma part de totes les molècules orgàniques com els glúcids els lípids i les proteïnes  És a l’atmosfera, principalment en forma de diòxid de carboni; a la hidrosfera, dissolt en l'aigua; i a la litosfera formant roques calcàries o combustibles fòssils
N:	Forma la part essencial de les proteïnes i els àcids nucleics  La seva concentració a l'atmosfera és molt elevada però no pot ser assimilat directament pels éssers vius, excepte per alguns bacteris fixadors de nitrogen que poden viure de forma lliures el sòll o en simbiosi a les arrels de les plantes lleguminoses.
P:	És un component important dels àcids nucleics La major part és a les roques sedimentàries fosfatades d'origen marí. A les zones amb corrents marins ascendents arriba a la superfície, on l'utilitza el fitoplancton, des del qual passa a la resta de la cadena tròfica. No n'hi ha a l'atmosfera i és escàs a la hidrosfera.
S:	Forma part de determinats aminoàcids, per la qual cosa és necessari per a la síntesi de proteïnes.  N'hi ha a les roques sedimentàries el sòl i als rius en forma de sulfats.

Els bioelements passen d'uns organismes a uns altres fins que tornen al medi un altre cop. El recorregut i la transformació que pateix cadascun d'ells a l’ecosistema rep el nom de cicle biogeoquímic.

El cicle del carboni

El carboni només es pot incorporar a les biomolècules de les xarxes tròfiques des del diòxid de carboni de l'atmosfera.

En els ecosistemes, els organismes productors capten mitjançant la fotosíntesi el CO2 de l'atmosfera o el dissolt en l'aigua (també procedent de l'atmosfera), i el transformen en matèria orgànica, que passarà a la resta d'organismes de la xarxa tròfica circulant com s'ha vist abans al cicle de la matèria entre els diferents nivells tròfics.

Els bacteris i els fongs descomponen els excrements i les restes orgàniques d'éssers vius, procés que n'allibera CO2 a l'atmosfera o a la hidrosfera.

Una part de les restes orgàniques són enterrades pels sediments i es transformen en combustibles fòssils (carbó i petroli) o en roques calcàries, que en ser meteoritzades químicament retornen CO2 a l'atmosfera.

La crema de combustibles fòssils, els incendis forestals, diverses activitats industrials i les erupcions volcàniques alliberen també CO2 a l'atmosfera.

Mitjançant la respiració cel·lular, els productors, consumidors i descomponedors combustionen la matèria orgànica incorporada i alliberen CO2 a l'atmosfera i a la hidrosfera.

El cicle del nitrogen

La fixació de nitrogen es du a terme a través d'un determinat tipus de bacteris. Per tant, tots els éssers vius dels altres nivells tròfics depenen d'aquests bacteris per poder utilitzar el nitrogen atmosfèric.

Els bacteris fixadors de nitrogen del sòl o de les arrels d'alguns vegetals qui hi conviuen en simbiosi capten el nitrogen atmosfèric i el transformen en amoníac (NH4). En morir-se i descompondre's, les plantes alliberen amoníac al sòl, que es transforma en amoni (NH4+).

Els excrements i les restes d'organismes morts són transformats per microorganismes descomponedors i també formen amoni que les plantes poden absorbir. A més hi ha bacteris nitrificants que converteixen l'amoni en nitrats (NO3) o nitrits (NO2), que les plantes també absorbeixen.

Alguns bacteris i fongs són desnitrificants, és a dir, transformen una part dels nitrats i nitrits en nitrogen, que torna a l'atmosfera i caldrà tornar a ser fixat.

A través de l'alimentació, el nitrogen passa del nivell dels productors als consumidors, que l'utilitzen per formar les proteïnes i àcids nucleics.

Els cicles del fòsfor i del sofre

La proporció de fòsfor en la matèria viva és relativament petita, però hi té un paper vital a partir de l'intercanvi d'energia (continguda en la molècula d'ATP). El cicle del sofre és el més intervingut per les activitats de les persones, principalment per la combustió del carbó.

 

La meteorització de les roques sedimentàries marines allibera fosfats, que passa als organismes a través de la xarxa tròfica d'aquests ecosistemes.

Les plantes agafen del sòl fòsfor soluble en forma de fosfats (PO4). 

El fòsfor passa a través de l'alimentació a consumidors i descomponedors. 

Quan els organismes moren el fosfat s'allibera i s'incorpora al sòl.

La combustió de combustibles fòssils i l'activitat volcànica aporten sofre a l'atmosfera, que arriba als ecosistemes en combinar-se amb l'aigua de la pluja.

La descomposició de la matèria orgànica allibera sulfur d'hidrogen, que passa a l'atmosfera o bé és oxidat per bacteris i es converteix en sulfats.

El sofre, en forma de sulfats (SO2) és absorbit per les plantes.

El sofre passa d'uns nivells tròfics als altres.