La masa de la Tierra es aproximadamente de 5,98×1024 kg. Se compone principalmente de hierro (32,1 %), oxígeno (30,1 %), silicio (15,1 %), magnesio (13,9 %), azufre (2,9 %), níquel (1,8 %), calcio (1,5 %) y aluminio (1,4 %), con el 1,2 % restante formado por pequeñas cantidades de otros elementos. Debido a la segregación de masa, se cree que la zona del núcleo está compuesta principalmente de hierro (88,8 %), con pequeñas cantidades de níquel (5,8 %), azufre (4,5 %), y menos del 1 % formado por trazas de otros elementos.

El geoquímico F. W. Clarke (1847-1931), llamado «el padre de la geoquímica por haber determinado la composición de la corteza de la Tierra», calculó que un poco más del 47 % de la corteza terrestre se compone de oxígeno. Los componentes de las rocas más comunes de la corteza de la Tierra son casi todos los óxidos. Cloro, azufre y flúor son las únicas excepciones significativas, y su presencia total en cualquier roca es generalmente mucho menor del 1 %. Los principales óxidos son los de sílice, alúmina, hierro, cal, magnesia, potasa y sosa. La sílice actúa principalmente como un ácido, formando silicatos, y los minerales más comunes de las rocas ígneas son de esta naturaleza. A partir de un cálculo sobre la base de 1672 análisis de todo tipo de rocas, Clarke dedujo que un 99,22 % de las rocas están compuestas por 11 óxidos. Todos los demás compuestos aparecen solo en cantidades muy pequeñas.

El interior de la Tierra, al igual que el de los otros planetas terrestres, está dividido en capas según su composición química o sus propiedades físicas (reológicas), pero, a diferencia de los otros planetas terrestres, tiene un núcleo interno y externo distintos. Su capa externa es una corteza de silicato sólido, químicamente diferenciado, bajo la cual se encuentra un manto sólido de alta viscosidad. La corteza está separada del manto por la discontinuidad de Mohorovicic, variando el espesor de la misma desde un promedio de 6 km en los océanos a entre 30 y 50 km en los continentes. La corteza y la parte superior fría y rígida del manto superior se conocen comúnmente como la litosfera, y es de la litosfera de lo que están compuestas las placas tectónicas. Debajo de la litosfera se encuentra la astenosfera, una capa de relativamente baja viscosidad sobre la que flota la litosfera. Dentro del manto, entre los 410 y 660 km bajo la superficie, se producen importantes cambios en la estructura cristalina. Estos cambios generan una zona de transición que separa la parte superior e inferior del manto. Bajo el manto se encuentra un núcleo externo líquido de viscosidad extremadamente baja, descansando sobre un núcleo interno sólido.

El núcleo interno puede girar con una velocidad angular ligeramente superior que el resto del planeta, avanzando de 0,1 a 0,5° por año.

El calor interno de la Tierra proviene de una combinación del calor residual de la acreción planetaria (20 %) y el calor producido por la desintegración radiactiva (80 %). Los isótopos con mayor producción de calor en la Tierra son el potasio-40, el uranio-238, el uranio-235 y el torio-232. En el centro del planeta, la temperatura puede llegar hasta los 7000 K y la presión puede alcanzar los 360 GPa. Debido a que gran parte del calor es proporcionado por la desintegración radiactiva, los científicos creen que en la historia temprana de la Tierra, antes de que los isótopos de reducida vida media se agotaran, la producción de calor de la Tierra fue mucho mayor. Esta producción de calor extra, que hace aproximadamente 3000 millones de años era el doble que la producción actual, pudo haber incrementado los gradientes de temperatura dentro de la Tierra, incrementando la convección del manto y la tectónica de placas, permitiendo la producción de rocas ígneas como las komatitas que no se forman en la actualidad.

El promedio de pérdida de calor de la Tierra es de 87 mW m-2, que supone una pérdida global de 4,42 × 1013 W. Una parte de la energía térmica del núcleo es transportada hacia la corteza por plumas del manto, una forma de convección que consiste en afloramientos de roca a altas temperaturas. Estas plumas pueden producir puntos calientes y coladas de basalto. La mayor parte del calor que pierde la Tierra se filtra entre las placas tectónicas, en las surgencias del manto asociadas a las dorsales oceánicas. Casi todas las pérdidas restantes se producen por conducción a través de la litosfera, principalmente en los océanos, ya que allí la corteza es mucho más delgada que en los continentes.

La mecánicamente rígida capa externa de la Tierra, la litosfera, está fragmentada en piezas llamadas placas tectónicas. Estas placas son elementos rígidos que se mueven en relación uno con otro siguiendo uno de estos tres patrones: bordes convergentes, en los que dos placas se aproximan; bordes divergentes, en los que dos placas se separan, y bordes transformantes, en los que dos placas se deslizan lateralmente entre sí. A lo largo de estos bordes de placa se producen los terremotos, la actividad volcánica, la formación de montañas y la formación de fosas oceánicas.

Las placas tectónicas se deslizan sobre la parte superior de la astenosfera, la sólida pero menos viscosa sección superior del manto, que puede fluir y moverse junto con las placas, y cuyo movimiento está fuertemente asociado a los patrones de convección dentro del manto terrestre. A medida que las placas tectónicas migran a través del planeta, el fondo oceánico se subduce bajo los bordes de las placas en los límites convergentes. Al mismo tiempo, el afloramiento de material del manto en los límites divergentes crea las dorsales oceánicas. La combinación de estos procesos recicla continuamente la corteza oceánica nuevamente en el manto. Debido a este proceso de reciclaje, la mayor parte del suelo marino tiene menos de 100 millones de años de edad. La corteza oceánica más antigua se encuentra en el Pacífico Occidental, y tiene una edad estimada de unos 200 millones de años. En comparación, la corteza continental más antigua registrada tiene 4030 millones de años de edad. Las siete placas más grandes son la Pacífica, Norteamericana, Euroasiática, Africana Antártica, Indoaustraliana y Sudamericana. Otras placas notables son la placa Índica, la placa Arábiga, la placa del Caribe, la placa de Nazca en la costa occidental de América del Sur y la placa Escocesa en el sur del océano Atlántico.

La placa de Australia se fusionó con la placa de la India hace entre 50 y 55 millones de años. Las placas con movimiento más rápido son las placas oceánicas, con la placa de Cocos avanzando a una velocidad de 75 mm/año y la placa del Pacífico moviéndose 52-69 mm/año. En el otro extremo, la placa con movimiento más lento es la placa eurasiática, que avanza a una velocidad típica de aproximadamente 21 mm/año.

El relieve de la Tierra varía enormemente de un lugar a otro. Cerca del 70,8 % de la superficie está cubierta por agua, con gran parte de la plataforma continental por debajo del nivel del mar. La superficie sumergida tiene características montañosas, incluyendo un sistema de dorsales oceánicas, así como volcanes submarinos, fosas oceánicas, cañones submarinos, mesetas y llanuras abisales. El restante 29,2 % no cubierto por el agua se compone de montañas, desiertos, llanuras, mesetas y otras geomorfologías. La superficie del planeta se moldea a lo largo de períodos de tiempo geológicos, debido a la erosión tectónica. Las características de esta superficie formada o deformada mediante la tectónica de placas están sujetas a una constante erosión a causa de las precipitaciones, los ciclos térmicos y los efectos químicos. La glaciación, la erosión costera, la acumulación de los arrecifes de coral y los grandes impactos de meteoritos también actúan para remodelar el paisaje.

La corteza continental se compone de material de menor densidad, como las rocas ígneas, el granito y la andesita. Menos común es el basalto, una densa roca volcánica que es el componente principal de los fondos oceánicos. Las rocas sedimentarias se forman por la acumulación de sedimentos compactados. Casi el 75 % de la superficie continental está cubierta por rocas sedimentarias, a pesar de que estas solo forman un 5 % de la corteza. El tercer material rocoso más abundante en la Tierra son las rocas metamórficas, creadas a partir de la transformación de tipos de roca ya existentes mediante altas presiones, altas temperaturas, o ambas. Los minerales de silicato más abundantes en la superficie de la Tierra incluyen el cuarzo, los feldespatos, el anfíbol, la mica, el piroxeno y el olivino. Los minerales de carbonato más comunes son la calcita (que se encuentra en piedra caliza) y la dolomita. La pedosfera es la capa más externa de la Tierra. Está compuesta de tierra y está sujeta a los procesos de formación del suelo. Existe en el encuentro entre la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera. Actualmente el 13,31 % del total de la superficie terrestre es tierra cultivable, y solo el 4,71 % soporta cultivos permanentes. Cerca del 40 % de la superficie emergida se utiliza actualmente como tierras de cultivo y pastizales, estimándose un total de 1,3×107 km² para tierras de cultivo y 3,4×107 km² para tierras de pastoreo.

La elevación de la superficie terrestre varía entre el punto más bajo de –418 m en el mar Muerto a una altitud máxima, estimada en 2005, de 8848 m en la cima del monte Everest. O el volcán Chimborazo en Ecuador, según el punto de vista. La altura media de la tierra sobre el nivel del mar es de 840 m.

El satélite ambiental Envisat de la ESA desarrolló un retrato detallado de la superficie de la Tierra. A través del proyecto GLOBCOVER se desarrolló la creación de un mapa global de la cobertura terrestre con una resolución tres veces superior a la de cualquier otro mapa por satélite hasta aquel momento. Utilizó reflectores radar con antenas de ancho sintéticas, capturando con sus sensores la radiación reflejada.

La NASA completó un nuevo mapa tridimensional, que es la topografía más precisa del planeta, elaborada durante cuatro años con los datos transmitidos por el transbordador espacial Endeavour. Los datos analizados corresponden al 80 % de la masa terrestre. Cubre los territorios de Australia y Nueva Zelanda con detalles sin precedentes. También incluye más de mil islas de la Polinesia y la Melanesia en el Pacífico sur, así como islas del Índico y el Atlántico. Muchas de esas islas apenas se levantan unos metros sobre el nivel del mar y son muy vulnerables a los efectos de las marejadas y tormentas, por lo que su conocimiento ayudará a evitar catástrofes; los datos proporcionados por la misión del Endeavour tendrán una amplia variedad de usos, como la exploración virtual del planeta.

La abundancia de agua en la superficie de la Tierra es una característica única que distingue al "Planeta Azul" de otros en el Sistema Solar. La hidrosfera de la Tierra está compuesta fundamentalmente por océanos, pero técnicamente incluye todas las superficies de agua en el mundo, incluidos los mares interiores, lagos, ríos y aguas subterráneas hasta una profundidad de 2000 m. El lugar más profundo bajo el agua es el abismo Challenger de la fosa de las Marianas, en el océano Pacífico, con una profundidad de –10 911,4 m. La masa de los océanos es de aproximadamente 1,35×1018 toneladas métricas, o aproximadamente 1/4400 de la masa total de la Tierra. Los océanos cubren un área de 361,84×106 km² con una profundidad media de 3682,2 m, lo que resulta en un volumen estimado de 1,3324×109 km³. Si se nivelase toda la superficie terrestre, el agua cubriría la superficie del planeta hasta una altura de más de 2,7 km. El área total de la Tierra es de 5,1×108 km². Para la primera aproximación, la profundidad media sería la relación entre los dos, o de 2,7 km. Aproximadamente el 97,5 % del agua es salada, mientras que el restante 2,5 % es agua dulce. La mayor parte del agua dulce, aproximadamente el 68,7 %, se encuentra actualmente en estado de hielo.

La salinidad media de los océanos es de unos 35 gramos de sal por kilogramo de agua (35 ‰).

La mayor parte de esta sal fue liberada por la actividad volcánica, o extraída de las rocas ígneas ya enfriadas. Los océanos son también un reservorio de gases atmosféricos disueltos, siendo estos esenciales para la supervivencia de muchas formas de vida acuática. El agua de los océanos tiene una influencia importante sobre el clima del planeta, actuando como un foco calórico de gran tamaño. Los cambios en la distribución de la temperatura oceánica pueden causar alteraciones climáticas, tales como la Oscilación del Sur, El Niño.

La presión atmosférica media al nivel del mar se sitúa en torno a los 101,325 kPa, con una escala de altura de aproximadamente 8,5 km. Está compuesta principalmente de un 78 % de nitrógeno y un 21 % de oxígeno, con trazas de vapor de agua, dióxido de carbono y otras moléculas gaseosas. La altura de la troposfera varía con la latitud, entre 8 km en los polos y 17 km en el ecuador, con algunas variaciones debido a la climatología y los factores estacionales.

La biosfera de la Tierra ha alterado significativamente la atmósfera. La fotosíntesis oxigénica evolucionó hace 2700 millones de años, formando principalmente la atmósfera actual de nitrógeno-oxígeno. Este cambio permitió la proliferación de los organismos aeróbicos, así como la formación de la capa de ozono que bloquea la radiación ultravioleta proveniente del Sol, permitiendo la vida fuera del agua. Otras funciones importantes de la atmósfera para la vida en la Tierra incluyen el transporte de vapor de agua, proporcionar gases útiles, quemar los meteoritos pequeños antes de que alcancen la superficie, y moderar la temperatura. Este último fenómeno se conoce como el efecto invernadero: trazas de moléculas presentes en la atmósfera capturan la energía térmica emitida desde el suelo, aumentando así la temperatura media. El dióxido de carbono, el vapor de agua, el metano y el ozono son los principales gases de efecto invernadero de la atmósfera de la Tierra. Sin este efecto de retención del calor, la temperatura superficial media sería de –18 °C y la vida probablemente no existiría.

El cambio climático está provocando cambios significativos en el fitoplancton en los océanos del mundo. Un nuevo estudio del Instituto Tecnológico de Massachusetts (MIT, por sus siglas en inglés), en Estados Unidos, revela que en las próximas décadas estos cambios afectarán al color del océano, intensificando sus regiones azules y verdes. Los satélites deben detectar estos cambios en el tono, proporcionando una alerta temprana de cambios a gran escala en los ecosistemas marinos. En un artículo publicado en Nature Communications, los investigadores informan que han desarrollado un modelo global que simula el crecimiento y la interacción de diferentes especies de fitoplancton o algas, y cómo la mezcla de especies en varios lugares cambiará a medida que las temperaturas aumenten en todo el mundo. Los investigadores también simularon la forma en que el fitoplancton absorbe y refleja la luz, y cómo cambia el color del océano a medida que el calentamiento global afecta a la composición de las comunidades de fitoplancton. Los científicos ejecutaron el modelo hasta fines del siglo XXI y encontraron que, para el año 2100, más del 50% de los océanos del mundo cambiarán de color debido al cambio climático.

El trabajo sugiere que las regiones azules, como las subtropicales, se volverán aún más azules, reflejando incluso menos fitoplancton, y la vida en general, en esas aguas, en comparación con las actuales. Algunas regiones que son más verdes hoy en día, como cerca de los polos, pueden volverse aún más verdes, a medida que las temperaturas más cálidas producen grandes floraciones de fitoplancton más diverso. “El modelo sugiere que los cambios no parecerán enormes a simple vista, y el océano aún parecerá que tiene regiones más azules en las regiones subtropicales y más verdes cerca del ecuador y los polos”, dice la autora principal, Stephanie Dutkiewicz, científica investigadora en el Departamento de Ciencias de la Tierra, Atmosféricas y Planetarias del MIT y el Programa Conjunto sobre la Ciencia y la Política del Cambio Global. “Ese patrón básico seguirá estando allí. Pero será lo suficientemente diferente como para que afecte al resto de la red alimenticia que soporta el fitoplancton”, añade. Los coautores de Dutkiewicz incluyen a Oliver Jahn de MIT, Anna Hickman, de la Universidad de Southhampton; Stephanie Henson del Centro Nacional de Oceanografía de Southampton; Claudie Beaulieu, de la Universidad de California en Santa Cruz, y Erwan Monier de la Universidad de California en Davis.

El color del océano depende de cómo interactúa la luz solar con lo que está en el agua. Las moléculas de agua solas absorben casi toda la luz solar, excepto la parte azul del espectro, que se refleja hacia afuera. Por lo tanto, las regiones del océano abierto relativamente áridas aparecen como azul profundo del espacio. Si hay organismos en el océano, pueden absorber y reflejar diferentes longitudes de onda de la luz, dependiendo de sus propiedades individuales. El fitoplancton, por ejemplo, contiene clorofila, un pigmento que se absorbe principalmente en las porciones azules de la luz solar para producir carbono para la fotosíntesis, y menos en las partes verdes. Como resultado, se refleja más luz verde fuera del océano, dando a las regiones ricas en algas un tono verdoso. Desde finales de la década de 1990, los satélites han tomado medidas continuas del color del océano. Los científicos han utilizado estas mediciones para obtener la cantidad de clorofila y, por extensión, el fitoplancton, en una región oceánica determinada. Pero Dutkiewicz dice que la clorofila no necesariamente refleja la señal sensible del cambio climático. Cualquier cambio significativo en la clorofila podría deberse al calentamiento global, pero también podría ser por la “variabilidad natural”: aumentos normales y periódicos en la clorofila debido a fenómenos naturales relacionados con el clima.

“Un evento de El Niño o La Niña producirá un cambio muy grande en la clorofila porque está cambiando la cantidad de nutrientes que entran al sistema”, afirma Dutkiewicz. “Debido a estos grandes cambios naturales que ocurren cada pocos años, es difícil ver si las cosas están cambiando debido al cambio climático, si solo se está viendo la clorofila”, añade.

En lugar de buscar estimaciones derivadas de la clorofila, el equipo se preguntó si podrían ver una señal clara del efecto del cambio climático en el fitoplancton observando solo las mediciones satelitales de la luz reflejada. El equipo modificó un modelo informático que ha utilizado en el pasado para predecir los cambios en el fitoplancton con el incremento de las temperaturas y la acidificación de los océanos. Este modelo recoge información sobre el fitoplancton, como qué consumen y cómo crecen, e incorpora esta información en un modelo físico que simula las corrientes y la mezcla de los océanos. En esta ocasión, los investigadores agregaron un nuevo elemento al modelo, que no se ha incluido en otras técnicas de modelado oceánico: la capacidad de estimar las longitudes de onda específicas de la luz que son absorbidas y reflejadas por el océano, dependiendo de la cantidad y el tipo de organismos en una región determinada. “La luz del sol entrará en el océano, y cualquier cosa que esté en el océano la absorberá, como la clorofila –señala Dutkiewicz–. Otras cosas la absorberán o la dispersarán, como algo con una cáscara dura. Así que es un proceso complicado, cómo la luz se refleja desde el océano para darle su color”. Cuando el grupo de investigadores comparó los resultados de su modelo con las mediciones reales de la luz reflejada que los satélites habían recogido en el pasado, encontraron que los dos estaban de acuerdo en que podría usarse el modelo para predecir el color del océano a medida que las condiciones ambientales cambien en el futuro. “Lo bueno de este modelo es que podemos usarlo como un laboratorio, un lugar donde podemos experimentar, para ver cómo va a cambiar nuestro planeta”, dice Dutkiewicz.

A medida que los investigadores aumentaron las temperaturas globales en el modelo, hasta 3 grados centígrados para 2100, lo que la mayoría de los científicos pronostican que ocurrirá en un escenario sin cambios de relativamente poca acción para reducir los gases de efecto invernadero, encontraron que las longitudes de onda de la luz en la banda de ondas azul/verde respondió más rápido. Además, Dutkiewicz observó que esta banda de ondas azul/verde mostraba una señal muy clara, o un cambio, debido específicamente al cambio climático, que se producía mucho antes de lo que los científicos habían encontrado anteriormente cuando observaban la clorofila, que proyectaban que exhibiría un cambio impulsado por el clima en 2055. “La clorofila está cambiando, pero no se puede ver debido a su increíble variabilidad natural (dice Dutkiewicz). Pero se puede ver un cambio significativo relacionado con el clima en algunas de estas bandas de ondas, en la señal que se envía a los satélites. Así que ahí es donde deberíamos estar buscando mediciones satelitales, una señal real de cambio”. Según su modelo, el cambio climático ya está cambiando la composición del fitoplancton y, por extensión, el color de los océanos. A finales de siglo, nuestro planeta azul puede verse visiblemente alterado. “Habrá una notable diferencia en el color del 50% del océano para fines del siglo XXI (sentencia Dutkiewicz). Podría ser potencialmente muy grave. Los diferentes tipos de fitoplancton absorben la luz de manera distinta y si el cambio climático altera una comunidad de fitoplancton hacia otra, eso también cambiará los tipos de redes alimenticias que pueden sustentar”.

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