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3.2 Geologa planetaria: formacin de planetas rocosos

Astrobiologa

Licenciatura en Ciencias de la Tierra

Facultad de Ciencias, UNAM

Fuentes de energa planetaria

En el sistema solar se reconocen cinco fuentes de energa: calentamiento por acrecin,

contraccin gravitacional;

calentamiento por decaimiento radioactivo,

energa solar y

calentamiento por fuerzas de marea.

Las dos primeras fuentes de energa fueron cruciales durante las etapas de formacin y diferenciacin de los cuerpos planetarios mientras que las tres ltimas siguen actuando en mayor o menor grado en los cuerpos planetarios.

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Fuentes de energa planetaria

Todo proceso geolgico en un cuerpo planetario es una manifestacin de algn tipo de energa.

La historia trmica de planetas, satlites y cuerpos pequeos depende de la cantidad y del tipo de energa de la que han dispuesto estos cuerpos desde su formacin hasta el presente.

La composicin qumica de un planeta o satlite fija el contenido de elementos radioactivos y establece las propiedades trmicas, mecnicas y reolgicas que controlan los mecanismos de transferencia de calor: conduccin, conveccin y radiacin

Energa gravitacional

La energa potencial debida al campo gravitacionalde los planetsimos se transform en energacintica y sta a su vez en energa calorfica en el planeta formado por los planetsimos.

La cantidad de calor producido depende de la masa, velocidad, densidad y frecuencia de impacto de los objetos que estn siendo agregados para formar un cuerpo planetario.

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Energa gravitacional

Los cuerpos que golpean el planeta en formacin con una velocidad cercana a la velocidad de escape aportan una cantidad de energa por unidad de masa que es igual a GM/R, siendo M y R la masa y radio del planeta en formacin, respectivamente.

El incremento de energa por unidad de volumen es igual a cPT. Donde es la densidad del planetsimo, cP es la capacidad calorfica del material y T el incremento de temperatura durante el impacto del planetsimo y el protoplaneta.

La ganancia de energa del protoplaneta a una distancia r debe ser igual a la diferencia entre la energa gravitacional adquirida a esa distancia y la energa radiada T4 en un tiempo dt en el que el cuerpo agrega una capa de grosor dr:

=

Donde T0 es la temperatura inicial del material que es agregado. Si la acrecin es rpida, buena parte del calor se queda atrapado en el interior del planeta.

Energa gravitacional

La luminosidad, L, de un planeta tiene tres componentes, la luminosidad producto de la energa solar reflejada por el planeta (principalmente en el visible), la energa absorbida y remitida por el planeta en el infrarrojo y la luminosidad intrnseca del planeta.

Para planetas terrestres la luminosidad intrnseca es muy pequea pero para los gigantes es comparable con la luminosidad que el planeta absorbe y reemite en el IR.

La luminosidad intrnseca puede expresarse como:

= 4

Te es la temperatura efectiva del cuerpo que se obtiene integrando la energa que emite en todas las longitudes de onda (es la temperatura del cuerpo equivalente a la de un cuerpo negro). Esta temperatura es el resultado de la luminosidad intrnseca y la reemitida por el planeta.

Teq es la temperatura de equilibrio, que es la que tendra el planeta si no hubiera ninguna fuente interna de calor.

R es el radio del planeta y es la constante de Steffan-Boltzmann.

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Energa gravitacional

Si suponemos que el flujo interno de energa interno se debe a el calor guardado durante la formacin del planeta, podemos expresar la tasa de cambio de la temperatura interna media como:

=

Donde M es la masa del planeta, Li es la luminosidad ((energa irradiada) del planeta y cV la capacidad calorfica especfica a volumen constante.

Si suponemos que la luminosidad es constante en el tiempo, podemos calcular el tiempo de enfriamiento:

Contraccin gravitacional

En el caso de los planetas terrestres, los materiales quelos formaron estaban menos compactados al inicio.

El aumento de masa aumenta la autogravedad de los planetas provocando que estos se contraigan a un volumen menor.

Al compactarse la energa gravitacional es convertida en calor.

Puesto que la roca es un mal conductor de calor, ste se qued atrapado en el interior del planeta.

Para los planetas terrestres esta fuente de calor slo esrelevante durante su formacin.

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Decaimiento radiactivo

Transformacin espontnea de un istopo a otromenos pesado que el primero. En este proceso se libera energa.

El decaimiento radiactivo se puede dar de tresformas: a) decaimiento , b) decaimiento y c) fisinespontnea

El istopo resultante puede ser del mismo elementoo de otro elemento ms ligero que el inicial.

En este proceso se pueden liberar electrones, neutrinos, radiacin gamma o partculas (helio).

Decaimiento radiactivo

En el presente, el calentamiento del manto terrestre se atribuye principalmente al decaimiento del U238 y del Th232, aunque en el pasado distante los istopos que ms influyeron en su calentamiento fueron el U235 y el K40 debido a que sus vidas medias son menores que las de los otros dos.

Los istopos de vida media corta (105-107 aos) como Al26, Cl36, Fe60, Pb244, Cm247 e I129 pudieron haber jugado un papel muy importante en el calentamiento de los interiores planetarios durante los primeros 2 x107 aos del sistema solar.

Los istopos de 235U, 238U, 232Th y 40K tienen vidas medias de aproximadamente 0.71, 4.5, 13.9 y 1.4 Ga, respectivamente. En la corteza terrestre se encuentran en concentraciones de partes por milln y genera un promedio de energa de 10 erg cm-2 s-1.

Estos elementos tienen concentraciones dos rdenes de magnitud menores en el manto terrestre pero debido a que el volumen del manto es mucho mayor que el de la corteza el calor que producen tienen una gran influencia el la generacin total de calor.

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Energa solar

El flujo total de energa (F) que un planeta recibe del Sol estdeterminada por su luminosidad (L) y la distancia planeta-estrella (d).

F= L/4pid2

La Tierra recibe 1360 Watts/m2 de energa solar. A estacantidad se le denomina constante solar.

La luminosidad del Sol ha aumentado desde su formacinhasta la fecha, por lo que tambin ha aumentado la cantidadde energa solar que reciben los planetas del Sistema Solar.

Calentamiento por fuerzas de marea

La marea se define como una deformacin de la forma de un cuerpo debido a la atraccin gravitacional diferencial que ejerce otro cuerpo sobre l.

El calentamiento por fuerzas de marea es el aumento de la energa trmica interna de un planeta o satlite asociado con la fuerza gravitacional diferencial (o de marea) entre dos cuerpos en rbita alrededor de su centro de masa comn.

Es similar al calentamiento que sufre una liga despus de estirarla y encogerla varias veces. Este tipo de energa ha jugado un papel muy importante en el calentamiento de los satlites galileanos donde el caso extremo es el del satlite Io.

Componente radial de la fuerza de marea

Componente tangencial de la fuerza de marea

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Cuerpos rocosos

Los cuerpos rocosos del sistema solar son aquellos compuestos pormateriales pesados como silicio y hierro.

Los planetas pueden terrestres pueden dividir se en dos clases los ricos en silicatos (Tierra y Venus) y los ricos en hierro (es decir, pobres en silicatos) como Mercurio y Marte.

Excepto por la Luna y la Tierra donde podemos obtener medicionesdirectas que nos permiten determinar la composicin interna de estos cuerpos, para el resto de ellos debemos usar medicionesremotas.

Los parmetros tiles para determinar la estructura y composicinde un cuerpo son: masa, tamao, periodo rotacional y forma (geometra esferoide), campo gravitacional, campo magntico (o ausencia de l), energa total que sale de l y la composicin de susuperficie o atmsfera.

Diferenciacin

Durante la formacin de un planeta, el impacto de los planetsimos provee al planeta no slo de masa sino tambin de energa la cual calienta al planeta conforme crece.

La principal fuente de calor durante la acrecin es gravitacional. Los cuerpos que se van agregando proveen de una cantidad de energa para calentar el cuerpo igual a GM/R por unidad de masa

Tambin hay otras fuentes, como elementos radiactivos y reacciones qumicas. Bajo ciertas circunstancias el planeta puede volverse lo suficientemente caliente como para que algunas partes de su interior se fundan, permitiendo que los materiales ms densos se hundan generando una diferenciacin.

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Diferenciacin

Los ncleos radiactivos de vida corta juegan un papel central en el establecimiento de la temperatura interna de los planetsimos y planetas recin formados.

El decaimiento radiactivo del 26Al (a 26Mg) y en un grado menor el 60Fe (a 60Ni) en el sistema solar en formacin generaron la mayor parte de la energa para el calentamiento del interior de los planetsimos y pudieron tener una contribucin mayoritaria en el calentamiento del interior de los protoplanetas (Scharf, 2008).

Los modelos que incluyen el calentamiento por ncleos radiactivos de vida corta sugieren que los cuerpos rocosos mayores que 20-80 km de radio que se formaron en los primeros 3 millones de aos y pudieron alcanzar las temperaturas para que una buena parte de sus interiores estuvieran fundidos (T1850 K).

Diferenciacin

Los objetos ms pequeos no proveen del aislamiento trmico requerido para mantener el calor en sus interiores.

El calentamiento y fundido pudo ser tan eficiente en los planetsimos grandes que pudieron pasar algunos cientos de miles de aos como esferas fundidas, con una delgada corteza slida externa. Conforme los ncleos radiactivos con vidas medias de 0.73 a 1.5 Ma decayeron, el calentamiento disminuy y los planetsimos pudieron enfriarse de afuera hacia adentro.

Los planetsimos que se formaron despus de unos 3 Madifcilmente pudieron alcanzar temperaturas internas lo suficientemente altas pues la abundancia de los ncleos radiactivos de vida corta ya habra disminuido (Scharf, 2008).

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Diferenciacin

Con un interior fundido, los elementos ms pesados (metales) se sedimentaran hacia el centro del objeto. Para objetos rocosos, los elementos que pueden unirse qumicamente con el hierro son llamados siderfilos (como el nquel) y tienden a hundirse hacia el centro. Elementos ms ligeros que se unen a los silicatos son conocidos como litfilos y tienden a flotar hacia las regiones externas.

Entre ms grande es el planeta ms hierro puede decantarse en el ncleo, puesto que la cantidad de energa gravitacional disponible depende de la masa del planeta.

Este proceso es conocido como diferenciacin y origina objetos con capas, en las que la densidad aumenta de la superficie hacia el interior con una clara segregacin de elementos.

La Tierra: estructura interna

Ondas ssmicas: En un sismo se producen dos tipos de onda:

Las ondas P o primarias que resultan de la compresin del material en el interior de la Tierra. Transmitidas a travs de slidos y fluidos.

Las ondas S tambin llamadas secundarias que son transmitidas por desplazamientos perpendiculares a la direccin de transmisin de la perturbacin. nicamente los slidos pueden transmitir las ondas S.

La deteccin y medicin de estas ondas en diferentes puntos de la corteza terrestre permite deducir las propiedades del material por el cul atravesaron (temperatura, composicin y fase).

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Velocidad de propagacin de las ondas ssmicas

Onda S

Onda P

Donde: K = Mdulo de incompresibilidad, = mdulo de cizalla y = densidad

http://en.wikipedia.org/wiki/File:Onde_compression_impulsion_1d_30_petit.gif

http://en.wikipedia.org/wiki/File:Onde_cisaillement_impulsion_1d_30_petit.gif

Ondas ssmicas

Las velocidades vp y vs se relacionan de la forma:

=

4

3

El mdulo de incompresibilidad es una medida de la presin que se requiere para comprimir el material.

El mdulo de cizalla es una medida de la fuerzaque se requiere para cambiar la forma del material sin cambiar su volumen.

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Velocidad de las ondas ssmicas y estructura del interior de la Tierra.

This image was copied from Nick Strobel's Astronomy Notes. Go to his site at www.astronomynotes.com for the updated and corrected version.

http://www.astronomynotes.com/solarsys/s8.htm

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La estructura de la Tierra

Ncleo: Hierro + elementos ligeros (S, O y otros)Manto: (Mg,Fe)2, Ca(Mg,Fe)Si2O6, (Mg,Fe)2SiO4 y fase de Al/(Mg,Fe)SiO3, (Mg,Fe)O y Al.

El ncleo

El ncleo interno es slido y tiene un radio de 1,220 km.

El ncleo externo es lquido y va de los 1,220 a los 3,480 km.

Est formado bsicamente por hierro con pequeas proporciones de niquel (~6%) y otros compuestos ms ligeros (~8-10%).

Mucho ms denso que el manto. El ncleo externo tiene movimientos de conveccin

que generan el campo magntico terrestre. Su fuente de energa es el calor latente liberado por la

solidificacin del hierro.

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El manto inferior

Est relacionado con las discontinuidades ssmicas mayores por arriba de r = 3,480 km (P135 GPa) y por debajo de r = 5,701 km (P 23 GPa).

Est compuesto por: 70% de (Mg,Fe)SiO3 perovskita

20% periclasa (Mg,Fe)O

10% CaSiO3 perovskita

Se conoce poco las fases que presenta la perovskita a estas presiones y temperaturas

El manto superior

Compuesto de olivino, orto y clino piroxenos y granate. Tiene movimientos convectivos, aunque no se sabe si las

celdas convectivas llegan hasta el ncleo externo o slo abarcan una parte del manto.

El manto y la corteza tienen una composicin similar a la de los meteoritos conocidos como condritas carbonceas, excepto por el contenido de voltiles y de hierro.

Su fuente de energa es el calor residual de la formacin del planeta y el decaimiento radiactivo del potasio, uranio y torio.

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La corteza

Se divide en: Corteza continental: tiene un grosor de unos 20 a 60

km.

Corteza ocenica: Ms densa y ms reciente. Mide unos 6 km de grosor.

Representa un 0.4% de la masa terrestre

En general se compone de silicatos (minerales ricos en silicio y oxgeno)

Se forma a partir de rocas gneas, metamrficas y sedimentarias.

Deriva continental

En 1912 Alfred Wegener propuso que todos los continentes estuvieron juntos en un inicio.

A este continente nico le llamo Pangea (toda la Tierra) Se bas en las similitudes morfolgicas entre Sudamrica y

frica y las plantas y animales fsiles idnticos que se encontraban en las costas de ambos continentes.

Adems existan evidencias de climas que no coincidan con la geografa. Por ejemplo fsiles de plantas tropicales en la Antrtida y depsitos glaciares en zonas desrticas de Sudfrica.

La hiptesis de la deriva continental no fue aceptada debido a que no se explicaban cmo los continentes podan moverse sobre el fondo ocenico.

Esta hiptesis da lugar a la Teora de la Tectnica de Placas

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Tectnica de placas

La superficie de la Tierra est dividida en placas rgidas que se mueven unas con respecto a otras.

Las placas se extienden desde la corteza hasta el manto superior, la litosfera.

Las placas se mueven sobre la astensfera.

La litosfera es dura, mientras que la astensfera es dctil.

Existen dos tipos de placas: las continentales y las ocenicas.

La Teora de la Tectnica de Placas explica de manera coherente la estructura de la Tierra y sus cambios a corto y largo plazo.

La estructura de la Tierra

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Tectnica de placas

El contacto entre placas puede ser a partir de: Falla transformante: son lmites a lo largo de los cuales se

deslizan las dos placas sin creacin ni destruccin de litsfera.

Divergencia litosfrica: son lmites en los que se separan las placas, estos mrgenes son tpicos de las dorsales ocenicas.

Convergencia litosfrica: son lmites en los que existe una colisin entre dos placas; la placa mas densa (placa ocenica) subduce por debajo de la placa de menor densidad (placa continental) formando una trinchera.

Las dorsales ocenicas

Son los lugares donde se genera corteza nueva.

Son las cordilleras ms largas del planeta.

Las placas se separan y la salida de magma genera nueva corteza.

Seccin de la dorsal mesocenica recreada en computadora

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Trincheras

En estos sitios se destruye la corteza terrestre. En estos sitios la corteza ocenica se desliza bajo la corteza

continental. De esta manera la corteza ocenica es destruida al fundirse en el manto. A este proceso se le llama subduccin.

En estas zonas se registran los sismos ms profundos y presentan cadenas volcnicas paralelas a la trinchera

Reciclamiento de la corteza terrestre

Toda la corteza ocenica actual tiene una edad menor a los 200 millones aos.

Dos terceras partes de la superficie terrestre fueron recicladas durante 200 millones de aos.

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Imagen: National Geophysical Data Center/National Oceanic and Atmospheric Administration (NGDC/NOAA)http://www.ngdc.noaa.gov/mgg/image/crustalimages.html

http://en.wikipedia.org/wiki/File:Pangea_animation_03.gif

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La atmsfera terrestre

Composicin (porcentaje por volumen):

Oxgeno (O2): 20.946%

Nitrgeno (N2): 78.084%

Argn: 0.93%

CO2: alrededor de 0.033%

H2O: ~ 1%

En menores cantidades: nen (0.00182%), helio (0.000524%), criptn (0.000114%), hidrgeno (0.00005%), ozono (0.00116%).

Capas de la atmsfera: Troposfera: 0 a 10-15 km (ms

alta en los trpicos, mas baja en los polos). Nubes, vuelo de aviones.

Estratosfera: 10-15 a 50 km. Capa de ozono .

Mesosfera: 50-90 km. Ionosfera

Termosfera: >90 km. Ionosfera

Exosfera: >500 km. Capa de la atmsfera tan tenue que la molculas que la componen no chocan entre s (fluido no colisional)

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Troposfera

Difiere del resto de las capas de la atmsfera porque es la nica que presenta conveccin.

La conveccin es el proceso en el que la energa calorfica es trasportada por el movimiento de un fluido.

Los gases de la troposfera se encuentran bien mezclados debido a que son transportados por la conveccin.

Estratosfera

Comienza en la tropopausa, la zona en la que la atmsfera deja de ser convectiva.

Contiene la mayor parte del ozono atmosfrico.

Es seca pues contiene menos de 5 ppm (partes por milln por volumen) de vapor de agua.

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Perfil de temperatura de la atmsferaSu estructura se debe a dnde y cmo se transfiere o absorbe la energa. Las temperaturas cerca del suelo se deben a la energa que la superficie de la Tierra absorbe del Sol y que posteriormente reemite. La elevacin de la temperatura alrededor de los 50 km se debe a la absorcin de radiacin UV por el ozonoArriba de los 90 km el calentamiento de la atmsfera se debe a la absorcin de radiacin UV por molculas de oxgeno (O2)

Evolucin geolgica de la Tierra

El tiempo geolgico puede ser medido en escalas relativas y absolutas

La escala relativa se deriva de las secuencias de capas de rocas y la evolucin de la vida.

La escala absoluta est dada por las mediciones radiomtricas.

El tiempo geolgico est dividido en 4 eones, los cuales se dividen en Eras que a su vez estn divididas en Perodos. Estos ltimos se dividen en pocas.

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Formacin de la Tierra

Formacin de la Luna

Origen de la vida Aumento del

nivel de O2 atmosfrico

Organismos multicelulares

Tierra Bola de Nieve

Explosin del Cmbrico

Pangea

Extinciones masivas

CivilizacinConformacin de los continentes modernos

Evolucin temprana de la Tierra

La Tierra es calentada por decaimiento radiactivo del U, Th y 40K y por contraccin gravitacional

En el interior se alcanza la temperatura de fusin del hierro y este comienza a caer hacia el centro de la Tierra por ser ms denso que otros materiales.

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Evolucin temprana de la Tierra

En la diferenciacin los elementos ms pesados (hierro y nquel principalmente) se concentraron en el ncleo

Elementos ligeros como el oxgeno, silicio, aluminio, potasio, sodio, calcio, etc.) se quedaron en el manto y la corteza.

No todos los elementos quedaron diferenciados por densidad. El uranio y el torio, a pesar de ser masivos se quedaron en el manto y la corteza. Las afinidades qumicas de estos dos elementos les impide quedar atrapados en los cristales compactos de hierro.

El U y Th quedan concentrados en los cristales de silicatos y minerales oxidados.

Evolucin temprana de la Tierra

La Tierra se form hace 4.5 mil millones de aos.

En los primeros 100 millones de aos el hierro y otros elementos siderfilos (que se combinan fcilmente con el Fe) se hundieron y formaron el ncleo terrestre, dejando en el manto a elementos ms ligeros como el silicio y el oxgeno.

La Luna se form hace ~4.44 mil millones de aos a partir de un impacto con un objeto del tamao de Marte que desprendi una parte de la Tierra.

En un principio la Tierra era una especie de bola de lava con una atmsfera primaria de H y He que se perdi rpidamente.

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Evolucin temprana de la Tierra

Se inicia la liberacin de voltiles desde el interior de la Tierra (degasamiento) formando la atmsfera secundaria compuesta principalmente por CO2, H2O, N2, CO y H2.

Conforme la superficie de la Tierra se enfri, la corteza y los ocanos se formaron.

Continu una poca llamada de bombardeo pesado en la que la Tierra reciba impactos de objetos >100 km de manera continua. Esta etapa finaliz hace unos 3.8 mil millones de aos.

La Tierra primitiva

Las mediciones en zircones indican que ya haba Tierra firme y ocanos hace 4.3 mil millones de aos (Ushikubo et al. Earth and Planetary Science Letters, 2008).

Hace unos 3,800 millones de aos la Tierra estaba cubierta de agua y masas de tierra firme.

La radiacin solar era el 70% de la actual. Las colisiones con cometas y asteroides disminuyeron. Mucha actividad volcnica. La atmsfera estaba compuesta por CO2, N2 y agua con

cantidades menores de H2, CO y CH4. La fuente de esta atmsfera primitiva fue el degasamiento

volcnico.

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Estado Redox

Las reacciones qumicas que involucran el intercambio de electrones son llamadas reacciones de reduccin-oxidacin o redox.

En ellas un agente reductor (donador de electrones) es oxidado al mismo tiempo que un agente oxidado es reducido.

Un gas reducido est compuesto por agentes reductores, que para la atmsfera terrestre son H2, CH4, CO y NH3.

Una mezcla oxidante consiste en N2, CO2 y/o H2O. El estado redox de la atmsfera es el resultado de estas reacciones

opuestas. Las atmsferas reductoras son generalmente ricas en hidrgeno Las atmsferas oxidantes son pobres en hidrgeno. La atmsfera terrestre primitiva era dbilmente reductora La atmsfera presente de la Tierra es oxidante.

La paradoja del Sol dbil

Puesto que el Sol ha ido aumentando su brillo con el tiempo, hace 4,500 millones de aos la radiacin solar era el 70% de la presente.

Si la atmsfera en ese entonces fuera similar a la presente, la Tierra habra estado por debajo del punto de congelacin del agua hasta hace ~1.5 Ma.

0.3 bares de CO2 en la atmsfera pudieron contrarrestar este efecto.

El metano pudo ayudar en el efecto invernadero durante el Arcaico.

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La paradoja del Sol dbil

Kasting et al., Scientific American (1988)Ts =Temperatura superficial suponiendo atmsfera presente.

O2 en la Tierra primitiva

La atmsfera prebitica contena cantidades mnimas de O2que se obtenan de la fotlisis del agua (rompimiento de la molcula de agua por radiacin UV) y el subsecuente escape de hidrgeno (H2) al espacio.

Pero Hay una tasa mxima de prdida de H2 hacia el espacio. La produccin abitica de O2 est limitada por el hecho de que hay

muy poco agua en la estratosfera, debido a que el agua se condensa en la parte superior de la troposfera.

H2 puede recombinarse con el O2 formando agua a travs de una serie de reacciones.

Por lo que se estima que el O2 atmosfrico en la etapa prebitica de la Tierra fue de 10-13 bares. (valor actual: 0.21 bares)

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La Tierra Bola de Nieve (Snowball Earth)

Hay evidencia de que en dos ocasiones en la historia geolgica de la Tierra los glaciares llegaron hasta el Ecuador, la Tierra entonces se vera como una enorme bola de nieve.

La primera ocasin fue hace 2.4 Ga y la segunda entre los 0.7 y 0.5 Ga.

Esto pudo suceder si el CO2 disminuy en la atmsfera bajando la temperatura superficial, lo que aument la cobertura del hielo. El hielo aumenta el albedo terrestre (>0.6), disminuyendo an ms la temperatura superficial.

Este ciclo se rompera debido a que el agua lquida estara cubierta por hielo, impidiendo la integracin del CO2 a la litosfera. El CO2 se acumulara en la atmsfera aumentando el efecto invernadero lo que eventualmente derretira los glaciares.

La Tierra Bola de Nieve Las causas

Disminucin de CO2 atmosfrico. Combinacin de 3 fenmenos:

1. Hace 700 Ma los continentes estaban concentrados en el trpico (>T) lo que hizo ms efectivo el secuestramiento del CO2 hacia la litosfera.

2. La tierra firme estaba agrupada en un supercontinente que comenz a romperse. Con los supercontinentes el intemperismo decrece debido a que la mayor parte del suelo est lejos del agua, al romperse el supercontinente el intemperismo aument.

3. Una erupcin masiva de lava basltica (rica en iones de Ca) que aument la reaccin del CO2 atmosfrico con la corteza.

Disminucin de CH4 atmosfrico: El aumento de oxgeno gener una disminucin en el CH4 producido por bacterias. Esto disminuy el efecto invernadero causado por el CH4.

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Evolucin geolgica de la Tierra

La Tierra ha continuado transformndose debido a la actividad tectnica, la interaccin de la atmsfera con la corteza y la interaccin de los procesos geolgicos y biolgicos.

El vulcanismo y los organismos vivos emiten gases que pasan a formar parte de la atmsfera y que reaccionan con los materiales de la corteza.

La corteza se recicla por la actividad tectnica y de esta manera parte de los gases vuelven a la atmsfera.