TEMA 3 - La composición y la estructura interna de la Tierra: 1- Métodos de estudio de la estructura terrestre Nuestro planeta es inaccesible a la observación directa, a excepción de los puntos situados cerca de su superficie. Es por eso que se recurre a diversos métodos indirectos para lograr un análisis lo más preciso posible que permita aproximarnos al conocimiento de su realidad interna.

A. Métodos geofísicos:

Los métodos físicos de prospección del subsuelo (prospección geofísica) proporcionan datos complementarios de máximo interés en determinados casos, permitiendo conocer hasta cierto punto la naturaleza del subsuelo y descubrir estructuras geológicas ocultas. Son diversas las propiedades físicas del subsuelo susceptibles de medirse desde la superficie y de determinar su distribución espacial. Podemos mencionar la velocidad de propagación de ondas de sonido, la resistividad eléctrica del subsuelo, la densidad de masa y la susceptibilidad magnética, entre las más importantes. De acuerdo a la propiedad física de las rocas a estudiar podemos utilizar diversos procedimientos: sísmicos, geoeléctricos, gravimétricos y magnetométricos. Sísmicos Los métodos sísmicos son utilizados para medir velocidad de propagación de ondas en el subsuelo, permitiendo definir su estructura desde la superficie a centenas de metros. El aparato utilizado se denomina sismógrafo. Aplicaciones:

a.- Determinación de la profundidad a la roca sana b.- Caracterización del basamento rocoso c.- Determinación de la estratigrafía y geometría del subsuelo d.- Cálculo de parámetros elásticos del subsuelo a partir de las velocidades de onda (P y S). e.- Apoyo en la detección de agua subterránea f.- Evaluación de bancos de material (arena, grava, roca, etc.)

Las técnicas utilizadas para medir esta propiedad son: • Sísmica de refracción • Sísmica de Reflexión • Ruido sísmico (ondas superficiales)

Colocación de sismógrafos Explosivo

Geoeléctricos Los métodos geoeléctricos han sido utilizados en infinidad de aplicaciones y en la actualidad han tenido mucho éxito, permitiendo investigar la distribución de resistividades eléctricas o conductividades en el subsuelo desde unos pocos metros hasta decenas de kilómetros.

Aplicaciones: a.- Detección de agua subterránea (acuíferos y corrientes subterráneas) b.- Investigación de depósitos de minerales (metálicos y no metálicos) c.- Determinación de intrusión salina en acuíferos costeros. d.- Detección de cavidades y fracturas. e.- Detección de plumas contaminantes por hidrocarburos o lixiviados f.- Estudios para zonas arqueológicas g.- Determinación de la estratigrafía del subsuelo. h.- Evaluación de bancos de materia (arena y grava) g.- Determinación de l profundidad al nivel freático h.- Búsqueda de vapor de agua en campos geotérmicos

Las técnicas utilizadas para medir esta propiedad son: 1.1.- Geoeléctricos por corriente continua (sondeos eléctricos verticales y tomografía eléctrica) 1.2.- Transitorios electromagnéticos (TEM) 1.3.- Bobinas electromagnéticas 1.4.- Magnetoteluria (Fuente natural y artificial). Gravimétricos

La gravimetría es un método que permite estudiar el subsuelo a través de la distribución de la densidad de masa de los distintos materiales existentes, haciendo mediciones del campo natural gravimétrico terrestre. Permite caracterizar dicho subsuelo desde algunos metros hasta decenas de kilómetros de profundidad. El instrumento utilizado se denomina gravímetro. Consta de una masa metálica suspendida de un resorte muy sensible a la atracción de las rocas subterráneas. Las variaciones relativas de este resorte en una zona concreta informan de las diversas oscilaciones gravimétricas, para su

posterior interpretación. Magnetométricos La magnetometría es un método que permite caracterizar el subsuelo a través de la distribución de la susceptibilidad magnética de los distintos materiales presentes en él. Está relacionada directamente con el contenido de minerales con propiedades magnéticas y se basa en el registro de las variaciones (anomalías) del campo magnético natural terrestre. Permite caracterizar el subsuelo desde algunos metros hasta decenas de kilómetros de profundidad. El instrumento utilizado se denomina magnetómetro. Aplicaciones:

a.- Investigación de depósitos minerales (magnéticos) b - Estudios en zonas arqueológicas c.- Evaluación de campos petrolíferos en apoyo a la exploración sísmica.

Equipo móvil de geofísica

Sondeo eléctrico vertical

Un ejemplo de la estructura del subsuelo, obtenida por método sísmico de refracción.

B. Métodos sismológicos: Los métodos sismológicos están basados en la variación, debido a la densidad, de las velocidades de las ondas sísmicas y de las trayectorias que describen estas vibraciones producidas en el interior de la Tierra en su desplazamiento hacia la superficie. Un terremoto se produce por una liberación violenta de energía como consecuencia del movimiento lento de masas de roca que aumenta la presión hasta que se libera de forma repentina y violenta. Parte de esta energía se transforma en las vibraciones y ondas sísmicas, las cuales ofrecen la oportunidad de conocer el interior de la Tierra. La velocidad de las ondas sísmicas está condicionada directamente con las propiedades elásticas de los materiales y con la profundidad. Teóricamente, a menor profundidad, menor densidad y por tanto una mayor velocidad de las ondas. Pero la velocidad de propagación puede aumentar aunque aumente la densidad de los materiales, siempre que aumente al mismo tiempo su incompresibilidad y su módulo de rigidez. El lugar en el que se origina un movimiento sísmico se denomina hipocentro y su vertical en la superficie recibe el nombre de epicentro (punto al que llegan las primeras ondas de un movimiento sísmico). Las ondas producidas por un movimiento sísmico son de tres tipos:

- Ondas P: Las partículas materiales vibran en la misma dirección del movimiento. Son las

más rápidas. - Ondas S: La vibración de las partículas es perpendicular a la dirección de propagación. Son

transversales y no se transmiten en fluidos. - Ondas L: Son las más lentas y devastadoras. Son ondas superficiales cuya vibración es

perpendicular a la trayectoria que llevan. La velocidad de las ondas en ocasiones sufre cambios bruscos debido a cambios en la composición química y el estado físico de las rocas. Las zonas que separan distintos estados y composiciones de roca se denominan discontinuidades. Existen cinco discontinuidades:

- D. Conrad: Separa corteza superior y corteza inferior. Se encuentra a 17 km.

- D. Mohorovicic: Separa corteza y manto. Se encuentra a 50 km.

- D. Reppetti: Separa manto superior y manto inferior. Se encuentra 1000 km.

- D. Gutemberg: Separa manto del núcleo. Se encuentra a 2900 km.

- D. Wiechert: Separa núcleo externo y núcleo interno. Se encuentra a 5000 km.

C. Métodos magnéticos:

La Tierra presenta un campo magnético que se evidencia cuando se observa que la aguja imantada de las brújulas adquiere una determinada orientación. Se compara con el campo que podría generar un imán situado en el centro de la Tierra y que tendría carácter dipolar. La

existencia de un núcleo terrestre de naturaleza fluida y alta densidad, compuesto casi en su totalidad de hierro, sirve de base a las teorías que sitúan el origen del campo magnético en procesos dinámicos que tienen lugar en su interior. J. Larmor, en 1919, fue el primero en proponer este tipo de proceso como constitutivo de un efecto de dinamo auto excitada, que originaría el campo magnético terrestre. El fenómeno se basa en que el movimiento de circulación de material conductor en presencia de un campo magnético genera corrientes eléctricas que, a su vez, realimentan el campo inductor. En el caso de la Tierra o este movimiento afecta al material fluido del núcleo.

Este campo dipolar sufre variaciones tanto de la intensidad como de la posición de sus polos en el transcurso del tiempo. Dichas variaciones han podido ser constatadas por la orientación de ciertos minerales de hierro que en el momento de su formación quedaron orientados, gracias a su carácter metálico, en la dirección del campo magnético existente en ese lugar y en ese momento (ejemplo: bandeado del fondo oceánico). El origen de estas inversiones es aún desconocido, aunque parece ser que pueden ser debidas a cambios en la exosfera por desequilibrio de las fuerzas terrestres.

D. Métodos gravimétricos: El estudio de las variaciones de los valores de gravedad contribuye a la determinación de la forma de la Tierra. Los estudiosos de la forma y dimensiones de la Tierra tratan de aproximarse en sus mediciones a una superficie que represente un nivel equilibrado de la gravedad, y que han denominado como geoide, aunque la Tierra se representa generalmente como un elipsoide (achatado en los polos y ensanchado en el ecuador). Las anomalías de la gravedad sólo se manifiestan hasta una determinada profundidad en la que se define un nivel de compensación, denominado isostático. Este nivel supone una zona de equilibrio donde se igualan las tensiones entre el interior y el exterior de la Tierra. Para que este nivel exista deben producirse movimientos que compensen las diferencias.

Figura: Modelos isostáticos. A la izquierda se ilustra el modelo isostático vertical de Airy y a la derecha el modelo isostático horizontal de Pratt. Con h se señalan los espesores y con ρ las densidades. En la superficie isostática las presiones litostáticas dependen del modelo asumido. Deberá tenerse en cuenta que el espesor medio de la corteza en las zonas continentales es de 60 Km, contra sólo 5 Km en las zonas oceánicas, de conformidad con el principio de la isostasia. Si un témpano de hielo emerge el 10% sobre el agua (pues las densidades son 0,9 y 1,0 respectivamente), lo mismo hará el SIAL sobre el SIMA. Así, la perforación tendrá que buscar las grandes depresiones de la corteza terrestre para evitar las raíces de las montañas; si se utilizan las fosas oceánicas, obviando la profundidad del océano, sería necesario perforar 4 Km de roca para alcanzar el manto.

E. Métodos geotérmicos: El calor interno se difunde hacia la superficie mediante dos procesos:

- Por conducción, es decir lentamente a través de los materiales de la litosfera. - Por convección, es decir mediante el movimiento o circulación de materiales profundos.

Llamamos flujo térmico a la cantidad de energía calorífica que por conducción llega a la superficie terrestre desde el interior del Planeta. Su distribución no es uniforme sino que, bajo las dorsales, centros de creación de litosfera, su valor es entre 2 y 50 veces superior a la media de las llanuras abisales. Ésta anomalía térmica es muy nítida y desaparece a 100 km de la dorsal. Por el contrario el calor emitido en las fosas es solo la mitad de la media, lo cual es lógico puesto que la litosfera oceánica que llega está ya fría. El flujo térmico vuelve a ser muy alto tras las zonas de subducción, al generarse calor del mismo proceso subductivo. Por fin bajo los grandes escudos continentales el flujo es relativamente bajo (corteza más gruesa). Está distribución de flujo térmico está de acuerdo con el modelo de placas. Sin embargo no explica su movilidad. Para ello se supone (desde 1930 Holmes) la existencia de corrientes de convección en el material del manto. La convección es un proceso físico por el que un fluido, al calentarse, se dilata, pierde densidad y asciende, enfriándose y volviendo a descender. Se han elaborado básicamente tres modelos explicativos posibles, del que el más actual sería el tercero. Este modelo sugiere la existencia de los dos niveles convectivos que coinciden aproximadamente con la separación entre manto superior e inferior (aproximadamente a 670 km de profundidad) pero incorpora la posibilidad de que ambos niveles puedan interferir ocasionalmente. La rama ascendente de la convección desde el manto inferior tendría una componente difusa y otra localizada por la generación, en la capa "D" , de estrechas columnas o penachos cilíndricos (también denominadas plumas) de material caliente. Las plumas que alcanzan la superficie originan magmas superficiales que contribuyen a la fragmentación de los continentes, formación de dorsales y procesos intraplaca; son los denominados puntos calientes.

La rama descendente de la convección desde el manto superior estaría dirigida por la combinación de dos procesos: el deslizamiento gravitatorio de la litosfera desde las dorsales, topográficamente más elevadas, a las fosas, donde las placas subducen y por el consiguiente "tirón gravitatorio" (efecto toalla), generado por el aumento de peso de los densos y fríos fragmentos de placas acumulados, suficiente para romper y atravesar la barrera del manto inferior hasta alcanzar la capa "D". Las simulaciones por ordenador indican que la duración de este proceso es de varios cientos de millones de años; por otra parte, las recientes reconstrucciones por tomografía sísmica también permiten admitir la idea de que la densa corteza oceánica subducente pueda atravesar el manto inferior originando anómalos puntos más fríos en el límite manto-núcleo, situados aproximadamente bajo las zonas de subducción.

F. Métodos astronómicos: Su estudio aporta información sobre el origen del Sistema Solar al desvelar una composición y estructura aproximada a lo que puede haber en otros planetas. Además, puede revelar información sobre la posible estructura interna de la Tierra. La edad de estos meteoritos se ha datado en 4500 millones de años. Mineralógicamente, los hay de varios tipos:

- Sideritos: Constituidos principalmente por hierro y níquel (composición similar al núcleo terrestre)

- Siderolitos: Aleación de ferroníquel y silicatos en la misma proporción(composición similar al manto terrestre).

- Aerolitos: Constituidos principalmente por silicatos (composición similar a la corteza terrestre).

2- La estructura de la Tierra Según estudiemos el interior terrestre desde el punto de vista de su composición geoquímica o en relación a su comportamiento dinámico (relacionado con la densidad, temperatura y otras propiedades físicas) obtenemos dos imágenes o modelos diferentes aunque relacionados entre sí.

El modelo de diferenciación geoquímica Los métodos de estudio, directos e indirectos, permiten establecer tres unidades fundamentales: corteza, manto y núcleo.

� La corteza, (2% en volumen) la capa sólida más superficial, separada del manto por la discontinuidad de Mohorovicic, es diferente según se considere a nivel de los continentes o de los fondos oceánicos, hecho que pone en evidencia un origen diverso.

- Corteza continental: con un espesor medio de 30 km y máximo de 70 km bajo las cordilleras. Está formada por una sucesión caótica de rocas que van desde las metamórficas profundas, graníticas a sedimentarias. La densidad media de la capa es de 2,7 g/cc. y formada por materiales de edades que oscilan entre los 4.000 m.a. y la actualidad. La teoría de la tectónica de placas les da un origen resultado de los mecanismos de choque de placas que dan como un crecimiento a modo de "parches" unidos mediante suturas o bandas de rocas muy deformadas por donde se produce la soldadura de fragmentos litosféricos.

- Corteza oceánica: Formando el fondo de los océanos, con espesores medios de 12km., estratificada desde más profundo a superficie por la superposición de gabro, basaltos almohadillados y sedimentos marinos. La densidad oscila desde los 2,9 a 3g/cc. y la edad de sus materiales va desde los 180 m.a. a la actualidad. La teoría de la Tectónica de Placas explica el origen de la corteza oceánica en las dorsales y su rápido crecimiento y reciclado por fenómenos de subducción en las fosas.

� El manto, representa el 82 % en volumen del planeta y una masa cercana al 68 %. Es, sin embargo, la capa más desconocida. Diversas evidencias directas e indirectas apuntan que el manto superior (1000 km hasta la discontinuidad de Repetti) estaría constituido por rocas del tipo de los gabros y peridotitas formadas por silicatos pobres en silicio y ricos en hierro y magnesio, mientras que en el manto inferior, (2.900km discontinuidad de Gutemberg) debido a las elevadas presiones reinantes, aquéllas se transformarían en rocas más densas. Su densidad, por tanto, varía desde los 3,2 g/cm3 en la zona superior, a los 5,5 g/cm3 cerca del contacto con el núcleo. � El núcleo constituye el 16 % del volumen terrestre y casi el 32 % de la masa, con densidades entre 10 y 13 g/cm3. Se considera formado por hierro prácticamente puro aleado con un pequeño porcentaje de níquel (¿4%?) y algún elemento más ligero como el azufre (¿8-10 %?) formando sulfuros de hierro de forma similar a los meteoritos. El modelo de comportamiento dinámico Las propiedades mecánicas de los materiales nos informan sobre su estado físico (rígido, plástico o fluido), su temperatura y su respuesta ante las distintas fuerzas puestas de manifiesto por la trayectoria de las ondas sísmicas, evidenciando la existencia de las siguientes capas de fuera hacia adentro: � Litosfera, de naturaleza sólida y rígida incluye la corteza y la parte superficial del manto superior hasta la zona de transición. No es una capa continua sino que está dividida en fragmentos o placas de diferente tamaño que se mueven unas con respecto a otras y cuyo espesor puede variar desde los 10 km en algunas áreas oceánicas hasta los 300 km en algunas áreas continentales. � Bajo ella, la zona de transición (denominada anteriormente Astenosfera). Es plástica y de espesor variable entre 100 y 300 km. En algunas zonas no se detecta con claridad, hecho por el que algunos autores no la consideran un nivel universal. Permitiría el desplazamiento horizontal de las placas litosféricas rígidas así como los movimientos verticales de elevación y hundimiento de los continentes. Las relativamente bajas presiones que reinan en algunas zonas permiten su fusión parcial, origen de las cámaras magmáticas en el centro de las dorsales oceánicas. Sin embargo puede que estemos asistiendo a un cambio de modelo. El uso de nuevos métodos de investigación, como la tomografía sísmica profunda, parecen desvelar que esta zona está ausente en amplias zonas del manto, dudándose de su entidad y existencia como tal capa. En esta nueva interpretación las zonas de baja velocidad, allí donde existen, estarían en relación con bolsas de material fundido aislado procedente de movimientos ascendentes de material caliente desde la parte inferior del manto. Éste queda así como una única capa de lento fluir

sobre la que descansa directamente una litosfera (rígida) bastante más potente en algunos puntos de lo que hasta ahora se creía (400km bajo algunos continentes). � A continuación la mesosfera, sólida, permite sin embargo, la existencia de corrientes de convección, que tardan en completarse varios cientos de millones de años ( y que han sido puestas en evidencia por los últimos avances en tomografía sísmica). Asimismo éstos nos revelan el tránsito entre el manto y el núcleo como una zona extraordinariamente dinámica de 200 a 400 km de espesor (capa D) en la que el paso de una capa a la otra es nítido en algunos puntos y difuso en otros. De esta interfase se desprenderían columnas de material incandescente que llegarían hasta la superficie siendo el origen de los puntos calientes. � La endosfera está constituida por un núcleo externo fluido y un núcleo interno sólido. Los movimientos del núcleo interno en el seno del núcleo externo se consideran la causa del origen y de las variaciones del campo magnético terrestre. Tabla: Estructura de la Tierra (valores diferenciales).

Componente Estructural Profundidad (Km)

Presión (kbar)

Densidad (Kg/m3)

Temperatura (°C)

Corteza 0 - 50 0 - 100 0 - 3000 0 - 500

Discontinuidad de Mohorovicic

Manto superior 50 - 400 100 - 150 3000 - 3500 500 - 1750

Zona transición 400 - 1000 150 - 325 3500 - 4500 1750 - 2000

Manto profundo 1000 - 2900 325 - 1325 4500 - 10000 2000 - 3000

Discontinuidad de Gutenberg

Núcleo exterior 2900 - 5100 1325 - 3300 10000-12100 3000 - 3600

Núcleo sólido 5100 - 6370 3300 - 3750 12100-12500 3600 - 4000

Adaptado de Sydney Clark. La estructura de la Tierra, Orbis, 1986.

3- Parámetros básicos Composición: Tabla: Composición promedio de la corteza, del manto y del planeta Tierra.

Manto % en peso Corteza % en peso Tierra % en peso

O 44,07 O 45,60 Fe 35,00 Mg 22,61 Si 27,30 O 30,00 Si 21,10 Al 8,36 Si 15,00 Fe 6,57 Fe 6,22 Mg 13,00 Ca 2,20 CA 4,66 Ni 2,40 Al 1,87 Mg 2,76 S 1,90 Ti 0,43 Na 2,27 Ca 1,10 Na 0,42 K 1,84 Al 1,10 Cr 0,29 Ti 0,63 Na 0,57 Ni 0,16 H 0,15 Cr 0,26 K 0,11 P 0,11 Mn 0,22 Mn 0,11 Mn 0,11 Co 0,13

Durán-Gold-Taberner. Atlas de Geología, Edibook S. A. 1992.

Forma: su superficie es irregular y a efectos de cálculo y posicionamiento (GPS, cartografía…) se idealiza en la superficie del mar en condiciones ideales de quietud y en todo punto perpendicular a la línea de plomada o dirección de la gravedad. Lógicamente esta superficie imaginaria, denominada geoide, se prolonga en su representación por debajo de las zonas continentales emergidas.

El geoide, pues, es un modelo físico que busca representar la verdadera forma de la Tierra, calculándola como una superficie del campo de gravedad con potencial constante y utilizada como referencia para determinar la posición de cualquier punto en la superficie del terreno.

Para los estudios y trabajos de coordenadas en el plano (latitud y longitud) es más práctico trabajar la forma de la Tierra sin tener en cuenta las ondulaciones propias de la topografía, es decir, se considera como si fuera una forma matemática sencilla: el elipsoide de revolución. Tamaño: la longitud de la circunferencia es de unos 40.000 km aproximadamente. El radio medio de la Tierra es de 6371 km, siendo 6378 en el Ecuador y 6356 en los polos. El área de su superficie es de 5 � 108 km2 y su masa es de 5’9 � 1024 kg. Densidad: la densidad media de la Tierra es de 5’52 gr/cm3. La de las rocas de la corteza es de 2’7 gr/cm3, la del manto está entre 3’3 y 5’5 gr/cm3 y la del núcleo entre 10 gr/cm3 y 13’6 gr/cm3, correspondientes al centro terrestre. Gravedad: el valor medio es de 9’8 m/s2. Varía en función de la altitud, la latitud, presencia de masas de diferente densidad... La anomalía positiva ocurre en los océanos y se produce cuando el valor real es mayor que el teórico. En cambio, la anomalía negativa tiene lugar en las montañas y es cuando el valor real es menor que el teórico. Presión: aumenta con la profundidad, desde el valor cercano a 1 bar en la superficie hasta 3700 kilobares en el interior des núcleo. Temperatura: aumenta con la profundidad una media de 3ºC por cada 100 m, a esto se le llama gradiente geotérmico. En el núcleo es de unos 6000ºC. Las causas del calor interno de la Tierra son el calor residual de su formación, la desintegración de isótopos radiactivos y la fricción interna entre capas (rotación diferencial). Magnetismo: el campo magnético terrestre tiene estructura de dipolo (norte y sur magnéticos) y no coincide con el eje terrestre (norte y sur geográficos). El ángulo que forman el polo norte geográfico y el magnético se llama declinación magnética. Los polos magnéticos han ido variando de posición a lo largo de la historia de la Tierra, incluso ha habido inversiones magnéticas entre los polos norte y sur magnéticos. Los actuales valores son los siguientes:

Polo N magnético - 70ºlat N - 100ºlong O Polo S magnético - 68ºlat S - 143ºlong E

Movimientos de la Tierra: A/ Rotación-Se denomina así al movimiento de la Tierra en torno a sí misma respecto de su eje polar. El giro completo se denomina día, dividido convencionalmente en 24 horas. B/ Traslación- El centro de gravedad del sistema Tierra- Luna (situado a 5.000 Km en el interior terrestre) se desplaza alrededor del Sol para contrarrestar su fuerza de atracción según una

órbita elíptica (E1/ E2 = 1/60) en la que la estrella ocupa uno de sus focos. La velocidad de desplazamiento es de unos 29,76 Km/s. La distancia Tierra-Sol varía de 147x106 Km (perihelio: 2 de enero) a 152x106 Km (afelio:3 de julio).

------------------------------------------- Nota- El año terrestre, al igual que el de cualquiera de los planetas, se corresponde con tiempo invertido en dar una vuelta completa alrededor del Sol. El valor preciso se establece midiendo el tiempo entre dos pasos sucesivos de la Tierra por un punto concreto de su órbita, situado en función de las estrellas fijas; se conoce como año sideral y equivale actualmente a 365 días, 6 horas, 9 minutos y 9,5 segundos. La Tierra, pues, da 1/4 más de vuelta en su desplazamiento anual, provocando un retraso en el calendario convencional, que cada 4 años equivale a 1 día. Esto se compensa añadiéndolo al calendario en febrero en los años denominados bisiestos. ------------------------------------------- El eje de rotación terrestre forma un ángulo constante con el plano de la eclíptica de 66º 33'. Este hecho origina varios efectos: las estaciones, la precesión, la oblicuidad y la excentricidad (éstos tres últimos conocidos como los ciclos de Milankovich).

B1/ Las estaciones se originan por las diferencias de insolación en la superficie del planeta al variar su posición respecto del Sol. Pueden definirse 4 posiciones concretas en que la insolación muestra características especiales: el equinoccio de primavera (21/21 de marzo), el equinoccio de otoño (21/22 de septiembre), el solsticio de verano (21/22 de junio) y el solsticio de invierno (21/22 de diciembre).

Figura: Las estaciones.

Figura: Variación de la insolación.

B2/ La precesión es un movimiento de cabeceo del eje (similar al giro del eje de una peonza en rotación) que se completa en un promedio de 20.000 años. Una de sus consecuencias es el intercambio de las estaciones entre los Hemisferios. B3/ La oblicuidad se refiere a la variación de inclinación del eje sobre el plano de la eclíptica, con una oscilación entre valores máximo y mínimo de 41.000 años. B4/ La excentricidad se define como la variación en la proporción entre ejes de la órbita elíptica terrestre.

D/ Seguimiento al Sol - El Sol se desplaza alrededor del centro galáctico a una velocidad de 20 Km/s. Como consecuencia, nuestro planeta y todos los demás componentes del sistema solar, describen un movimiento helicoidal en el espacio, cuyo paso es de unos 625x106 Km. Fenómenos de interferencia: A/ Los eclipses- pueden definirse como la "desaparición de un cuerpo celeste" como consecuencia de la interposición de otro entre dicho cuerpo celeste y el observador o entre dicho cuerpo celeste y el Sol que lo ilumina. Si la desaparición es completa se denomina total. Si es incompleta se denomina parcial (en ocasiones, en el caso del Sol en posición de afelio, se observa la corona y se denomina anular)

B/ Las mareas- se producen debido a la atracción mutua entre la Tierra, la Luna y, en menor medida, el Sol. La parte de nuestro planeta que mira en cada momento hacia los otros astros es atraída con más intensidad que la situada en la posición opuesta. La parte fluida del planeta (mares y océanos) situada en las zonas enfrentadas cede a esa fuerza originando un ascenso de su nivel (pleamar o marea alta), que debe compensarse con el descenso en otras zonas (bajamar o marea baja). Ambas se suceden en intervalos de 12,5 horas aproximadamente. Si la acción del Sol y de la Luna es combinada, se producen las mareas vivas (más intensas). En

caso contrario, se producen las mareas muertas (menos intensas). El cálculo de las mareas exige pues el conocimiento de la atracción de la Luna y del Sol y de sus posiciones respectivas. Los relieves de los fondos marinos y la forma de las costas influyen también en la marea y pueden amplificar el fenómeno hasta una quincena de metros, como en las bahías del Monte St Michel (Francia) o de Fundy (Canadá).

Alturas de las mareas en el puerto de Brest (Francia) en diciembre del 2000. Observamos la alternancia de las mareas altas y bajas y, en un mes, las variaciones de amplitud debidas a las posiciones respectivas de la Luna y del Sol.