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LAS CAUSAS DE LAS GLACIACIONES

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AUTORES-  Gabriel Castilla Cañamero y Javier Pérez Tarruella

No discerní ningún color en las montañas, tan solo manchas apagadas negras y grises. No había vegetación ni vida, solo rocas, nieve y hielo. Al contemplar todo ese escarpado territorio virgen, no tuve más remedio que reírme de la arrogancia de cualquiera al que se le hubiera ocurrido que los seres humanos habían conquistado la Tierra.

Nando Parrado. Milagro en los Andes, 2006.

La última subdivisión de la escala de tiempo geológico es el Periodo Cuaternario y abarca los últimos 2.580.000 años de la historia de la Tierra. Este intervalo de tiempo es especial porque señala la aparición del género Homo en África y el comienzo de la glaciación en la que aún estamos inmersos. Así pues, el hilo conductor de la evolución humana son los 52 cambios ambientales cíclicos que han tenido lugar en el marco de esta glaciación (Figura 1), durante la cual se han venido alternando periodos de tiempo intensamente frío en los que las masas de hielo glaciar crecen, con periodos cálidos interglaciares en los que las masas de hielo retroceden o desaparecen de los continentes, tal y como está sucediendo en la actualidad.

Figura 1. Los estadios isotópicos marinos del Cuaternario, conocidos en la jerga científica como MIS (siglas de Marine Isotopes Stages), son periodos cíclicos de clima frío y cálido que han sido establecidos mediante relaciones isotópicas de oxígeno medidas en los caparazones de microorganismos (foraminíferos) marinos. Empiezan a numerarse (1 rojo) desde el comienzo del actual periodo cálido Holoceno (H), y es por ello que todos los números rojos son impares y representan episodios interglaciares, mientras que todos los números azules son pares y representan episodios glaciares. Para no saturar la figura solo se han señalado los 23 primeros y los dos últimos. Basado en Silva et al. (2017).

Vivimos en las postrimerías de un periodo interglaciar que comenzó hace 11.700 años y al que hemos bautizado con el término griego Holoceno (literalmente todo lo reciente). El Holoceno señala el tiempo que ha durado la ventana ambiental de temperaturas relativamente suaves (aún con algunos episodios notablemente fríos, como la Pequeña Edad del Hielo) que nos ha permitido pasar de un mundo de cazadores-recolectores nómadas a crear ciudades, imperios, innovaciones culturales y avances tecnológicos que han desembocado en el mundo tecno-científico globalizado en el que habitamos los seres humanos del siglo XXI.

Parece mucho tiempo porque han pasado muchas cosas importantes, pero en realidad el Holoceno representa menos del 4 % de nuestra historia como especie. Para entenderlo mejor fijémonos en un detalle: la H de Holoceno de la Figura 1 queda justo en el borde porque su representación en la escala gráfico-temporal del Cuaternario  (20 cm en la imagen original) ocupa apenas 1 milímetro dado que el 99% de nuestro tiempo en la Tierra ha transcurrido en la prehistoria.

La búsqueda de sentido

Una aclaración contra la creencia popular: llamamos glaciación al intervalo de tiempo de la historia terrestre en la que se forman masas de hielo permanentes en los polos, aunque las masas de hielo continental puedan retroceder hasta desaparecer, o bien todo lo contrario: avanzar y extenderse tal y como sucedió hace entre 30.000 y 20.000 años, durante el Último Máximo Glacial (Figura 2).

Figura 2. Proyección equiárea que permite ver la distribución de las masas de hielo durante el Último Máximo Glacial (MIS 2) en los dos hemisferios.  En este tiempo las masas de hielo marino (amarillo) y de hielo terrestre (rojo) avanzaron en ambos hemisferios, lo que supuso un descenso del nivel del mar de hasta 130 metros. Adaptado de Broecker y Denton (1990).

Pudiera parecer que la presencia de masas de hielo permanentes en las regiones polares es un hecho común, pero el registro geológico nos dice que no es así, pues solo ha habido glaciaciones durante el 10% de la historia de la Tierra (Figura 3).

Figura 3. La mayoría de las glaciaciones han tenido lugar en los últimos 900 millones de años, y solo en unas pocas ocasiones el hielo alcanzó la región ecuatorial. Estos episodios extremos se conocen como Tierra Blanca del Período Criogénico (o episodios Snowball Earth). Las glaciaciones más antiguas son las peor conocidas debido al menor registro geológico (vivimos en un planeta que tiende a borrar su historia). La actual glaciación Cuaternaria comenzó a gestarse hace unos 30 millones de años, por eso en la gráfica aparece como Neógena. Actualmente nos encontramos en una de las épocas más frías de los últimos 300 millones de años. Modificado de Anguita (2006).

Un satélite que mida la temperatura de la Tierra desde el espacio registrará una temperatura de -18 ºC en la parte alta de la atmósfera, aunque la temperatura media real de la superficie es de 15 ºC. ¿A qué responde esta diferencia? Llamamos balance radiativo a la relación entre la energía de onda corta procedente del Sol y la radiación de onda larga que sale del sistema climático terrestre. Como podemos ver en la Figura 4, la temperatura en la superficie terrestre depende en esencia del balance que se establece entre los mecanismos que tienden a enfriar el planeta (entre los que destaca el efecto albedo) y los que tienden a calentarlo (principalmente el efecto invernadero).

Figura 4. De toda la radiación de alta energía procedente del Sol (onda corta en color amarillo) que incide en la parte superior de la atmósfera, un 70% es absorbida por la superficie terrestre y por las nubes, pero el otro 30% es reflejada al espacio por el efecto albedo que ejercen las nubes altas, el polvo atmosférico y los materiales de superficie terrestre. La energía absorbida (onda larga en color rojo) se reemite en forma de calor. Una parte importante de este calor es atrapado por el vapor de agua de las nubes, el metano de origen bacteriano y el dióxido de carbono de los volcanes. Estos gases de efecto invernadero devuelven parte de la radiación a la superficie terrestre calentándola hasta alcanzar los 15 º C de media. Adaptado de Schneider (1989).

Conforme el estudio de la física atmosférica fue avanzando durante el pasado siglo XX, se fueron descubriendo relaciones causa-efecto entre los diversos factores reguladores del clima. La interacción entre ellos hace que el clima terrestre tienda a un equilibrio dinámico, o sea, que cambia según lo hacen las variables que lo controlan. Veamos los dos casos más significativos.

Un bucle para enfriar el planeta…

El principal motor que modula el clima de la Tierra es la radiación que nos llega procedente del Sol, y si por alguna razón disminuye, la consecuencia más probable será una disminución de la temperatura. Un enfriamiento del planeta suele conllevar la formación de nieve y hielo, lo que provoca un mayor albedo de la radiación hacia el espacio. Como podemos ver la Figura 5, el resultado será un bucle de retroalimentación positiva, es decir, una tendencia al enfriamiento.

Figura 5. Relaciones causales (causa-efecto) y el bucle de retroalimentación que tiende a enfriar el planeta. La radiación incidente puede disminuir tanto por cambios en la órbita terrestre como por variaciones en la actividad solar o la presencia de gran cantidad de polvo en la atmósfera (debido a erupciones volcánicas, impactos de asteroides o un aumento de la desertización). La consecuencia es una disminución de la temperatura que favorece la acumulación de hielo y un aumento del albedo, o sea, una disminución aún mayor de la radiación incidente y por tanto un mayor enfriamiento del planeta. Modificado de Calvo, Molina y Salvachúa (2009).

¿Qué procesos enfrían el planeta por cambios en la insolación? Básicamente tres:

1.- Las grandes erupciones volcánicas.

En este caso son las cenizas y los aerosoles de azufre inyectados en las capas altas de la atmósfera los responsables de aumentar el albedo. Se estima que la erupción del monte Tambora (Indonesia) en 1815, enfrió la Tierra entre 0.5 y 0.7ºC durante 3 años. 

2.- La disminución de la energía emitida por el Sol.

El ejemplo más reciente es el llamado Mínimo de Maunder, período comprendido entre 1645 y 1715 durante el cual las manchas solares desaparecieron. Este hecho coincide con uno de los episodios más fríos de la Pequeña Edad del Hielo,durante el cual la temperatura media del hemisferio Norte disminuyó hasta en 1 ºC.

3.- Los ciclos astronómicos de entre 23.000 y 100.000 años de duración.

Conocidos como Ciclos de Milankovitch, influyen en la excentricidad de la órbita terrestre, así como en la orientación e inclinación del eje de rotación. Estas perturbaciones apenas cambian la energía solar media anual que llega a la Tierra, pero alteran la distribución geográfica y estacional de la energía solar incidente hasta en un 20%, lo que afecta a la formación y fusión de las capas de hielo, y con ello al albedo.

…Y otro bucle para calentarlo

A largo plazo las erupciones volcánicas tienden a calentar el planeta debido a las emisiones de dióxido de carbono (CO2), el gas responsable del efecto invernadero que más tiempo permanece en la atmósfera. El aumento de la temperatura provoca un incremento de la evaporación, es decir, la formación de nubes de vapor de agua que también retienen el calor por el mismo motivo.

Figura 6. Los bucles de retroalimentación vinculados con el efecto invernadero, tanto por el aumento de la nubosidad (H2O vapor) como por los cambios asociados a la actividad volcánica (CO2) y la actividad biológica, principalmente metano (CH4) y óxidos de nitrógeno (N2O). El aumento de la temperatura provoca más evaporación y nubosidad, y por consiguiente un mayor efecto invernadero. Si bien la nubosidad tiende a calentar rápidamente la superficie terrestre, procesos como la lluvia tienden a retirar el vapor de agua y el CO2 de la atmósfera, estabilizando así el efecto invernadero a corto plazo. Modificado de Calvo, Molina y Salvachúa (2009).

La principal razón por la que la temperatura no se dispara con el efecto invernadero que ejercen las nubes es porque apenas permanecen unos días en la atmósfera. A escalas de tiempo superiores a los 500.000 años el principal modulador del efecto invernadero es el llamado ciclo geológico del carbonato-silicato (Figura 7).

Figura 7. El ciclo geoquímico del carbonato-silicato comienza cuando el CO2  presente en la atmósfera, por acción volcánica o de los seres vivos, se disuelve en el agua de lluvia y reacciona químicamente con rocas que contienen silicatos (como el granito, por ejemplo). Estas reacciones liberan iones de calcio y bicarbonato que los ríos transportan hasta el océano, donde serán usados por los organismos para construir caparazones de carbonato cálcico y la formación de calizas en aguas poco profundas. Los caparazones de muchos organismos pasan a formar parte del sedimento del fondo marino, donde se irán depositando. En el contexto de la tectónica de placas, estos sedimentos terminarán en márgenes continentales donde el vulcanismo asociado a la subducción volverá a liberar el CO2 a la atmósfera.

¿Qué procesos enfrían el planeta por disminución del efecto invernadero?

Básicamente dos:

1.-  Por efecto del calentamiento climático. Se da la paradoja de que a largo plazo el aumento de la temperatura media produce también un aumento de la temperatura de los océanos y con ello de la evaporación y de la formación de nubes y las consecuentes precipitaciones. Esto provoca un aumento de la erosión de rocas silíceas y por tanto la eliminación de CO2 dela atmósfera, disminuyendo así el efecto invernadero. En este sentido la erosión de la meseta del Tíbet, cuyos ríos aportan el 25% de los sedimentos que cada año llegan a los océanos, puede haber contribuido notablemente al enfriamiento de la Tierra durante los últimos 20 millones de años.

2. La precipitación de grandes cantidades de carbonato cálcico (CaCO3) inducido biológicamente en las plataformas marinas someras (formando arrecifes coralinos y caparazones), retira una gran cantidad de CO2 de la atmósfera, que se incorpora a la corteza terrestre en forma de roca caliza.

La redistribución del calor

Buena parte del calor que retiene la atmósfera por el efecto invernadero es redistribuido por las corrientes marinas superficiales por todo el planeta. Hace 55 millones de años, durante el Eoceno, la distribución de las masas continentales era muy diferente de la actual (Figura 8). África y el subcontinente indio aún no se habían unido a Eurasia, Norteamérica era un continente independiente y Sudamérica se encontraba más cerca de la Antártida. Esta configuración permitía que las corrientes oceánicas circunvalaran el planeta cerca del ecuador, redistribuyendo el calor de forma tan eficaz que la Antártida estaba poblada por bosques templados.

Figura 8. Disposición de los continentes hace unos 55 millones de años. Las flechas rojas señalan la dirección y sentido de las principales corrientes que redistribuían el calor por todo el planeta, suavizando notablemente las temperaturas. Este período de temperaturas cálidas se conoce como Óptimo Eoceno. Adaptado de Blakey (2020) y Anguita (2005).

El proceso de enfriamiento global que llega hasta la actualidad pudo comenzar hace 55 millones de años, cuando el desplazamiento de África hacia el norte cerró el paso de la corriente ecuatorial. Unos 25 millones de años después la Antártida se separó de Sudamérica y Australia, quedando aislada y rodeada de corrientes que la enfriaron hasta cubrirla de hielo (Figura 9). El proceso de reconfiguración de las corrientes culminó hace casi 3 millones de años, cuando el cierre del istmo de Panamá interrumpió definitivamente la circulación oceánica ecuatorial entre los océanos Atlántico y Pacífico, impidiendo así una redistribución eficaz del calor entre las principales masas de agua del planeta, lo que desencadenó el enfriamiento climático global que caracteriza al actual Periodo Cuaternario.

Figura 9. La Antártida no siempre ha sido el continente blanco que conocemos hoy. Hace 25 millones de años estaba poblada por bosques, pero hace 15 millones de años quedó cubierto por un casquete glaciar permanente parecido al actual. ¿Qué sucedió? Todo parece indicar que un lento pero inexorable deterioro climático avanzó conforme la deriva continental modificaba el patrón de corrientes oceánicas y con ello la redistribución del calor en el planeta. Este proceso culminó hace 3 millones de años con la formación de masas de hielo permanentes también en el hemisferio Norte. Fotografía cedida por Iván Pérez López.

Los cambios abruptos

Una pregunta inquietante: ¿podría sobrevenir un periodo frío como resultado de un aumento de la temperatura media del planeta? Este es el argumento de la película de ciencia ficción neocatastrofista The Day After Tomorrow (El día de mañana, en España), dirigida por Roland Emmerich en 2004. La respuesta es….  (¡Atención, spoiler!)… sí. El argumento científico que se esgrime es que un parón en la circulación oceánica profunda puede desencadenar un reajuste climático que enfríe notablemente el hemisferio norte. ¿Tiene sentido?

Esta hipótesis fue inicialmente planteada por los geólogos Wallace Smith Broecker y George H. Denton, quienes desarrollaron en los años 80 del pasado siglo el modelo de circulación oceánica profunda que transporta agua y energía a través de las cuencas oceánicas del planeta (Figura 10).

Figura 10. La circulación oceánica profunda (flecha blanca) se produce por las variaciones en la densidad del agua y la acción de la gravedad terrestre. Las aguas más frías y densas del Océano Ártico tienden a hundirse y desplazarse bajo las más cálidas y menos densas. La densidad del agua está condicionada por su temperatura  (termo-) y por su salinidad (-halina). Es por ello que el conjunto de las corrientes que tienen lugar en la profundidad de los océanos se conoce como Circulación Termohalina. El calor que este proceso cede a la atmósfera afecta tanto al sistema de corrientes cálidas (en rojo) como frías (en azul). Fuente: Instituto de Tecnologías Educativas.

El motor que mantiene la Circulación Termohalina en movimiento se encuentra en el Atlántico Norte, donde cada año las aguas salinas se enfrían bruscamente y se hunden hasta el fondo oceánico. Este proceso implica un caudal de 5 millones de metros cúbicos por segundo (casi 400 veces más que la mayor de las cataratas) desplazándose a 1,4 metros por segundo hasta una profundidad abisal de 3.500 metros. Semejante movimiento libera entre 500 y 700 millones de megawatios, lo que traducido en calentamiento atmosférico de Europa noroccidental equivale a entre 5 y 10 ºC más que si esta corriente no existiera.

Si por algún motivo esta corriente se parara, en pocos años las temperaturas medias para buena parte de Europa caerían en picado hasta vernos inmersos en una nueva Edad del Hielo. Y lo sabemos porque ya ha sucedido.

En 1989  Broecker y Denton propusieron que este fue el proceso que desencadenó el Younger Dryas, un intenso y rápido episodio de enfriamiento climático que tuvo lugar hace 12.800 años y que retrasó en más de 1.000 años la llegada del Holoceno, o sea, el periodo cálido que ha permitido nuestro desarrollo cultural y tecnológico. Pero, ¿cómo sucedió? El aumento de la temperatura del planeta tras la glaciación produjo un calentamiento de los océanos y la fusión de las masas de hielo, que aportaron una gran cantidad de agua dulce al Atlántico Norte. El resultado fue una disminución considerable de la salinidad y, con ello, de la densidad. Esto produjo un parón de las corrientes profundas y el consiguiente desequilibrio en la trasferencia de calor a la atmósfera, desencadenando así un enfriamiento brusco del Hemisferio Norte. Según los autores, este proceso, lejos de ser un episodio puntual, podría haber tenido un papel relevante en los 54 cambios climáticos acontecidos durante el Cuaternario (tal y como vimos en la Figura 1).

Conclusión provisional

Para indagar en los procesos naturales que enfrían la Tierra, además del balance radiativo, el albedo y el efecto invernadero, el ciclo del carbonato-silicato, la deriva continental, la distribución de las corrientes oceánicas superficiales, la corriente termohalina, la dinámica solar, los grandes eventos volcánicos y los Ciclos de Milankovitch; debemos tener en cuenta el papel de otras variables que apenas hemos mencionado, como el papel de la Biosfera y de los impactos de asteroides, por poner dos ejemplos.

Si algo podemos concluir es esto: el sistema climático terrestre es tan complejo, y son tantas las variables involucradas, que resulta imposible tratar de reducir a una única causa el origen de un proceso tan complejo como es una glaciación.

Bibliografía

  • Alley, R.B. (2005). Cambio climático brusco. Investigación y Ciencia nº 340 (enero).
  • Anguita, F. (2006).Las causas de las glaciaciones. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, Vol. 13, nº. 3. Pp. 235-241.
  • Broecker, W.S: y Denton, G.H. (1990). ¿Qué mecanismo gobierna los ciclos glaciares? Investigación y Ciencia nº 162.
  • Broecker, W.S: y Denton, G.H. (1989). The role of ocean-atmosphere reorganizations in glacial cycles. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 53, pp. 2465-2501.
  • Calvo, D.; Molina, M.T. y Salvachúa, J. (2009). Ciencias de la Tierra y Medioambientales. McGraw-Hill, Madrid.
  • Chivelet, J. (1999). Cambios climáticos. Una aproximación al Sistema Tierra. Ed. Libertarias-Prodhufi. Madrid.
  • Fawcett, P.J. y Boslough, M. BE. (2002). Climatic effects of an impact-induced equatorial debris ring. Journal of Geophysical Research, Vol. 107, nº D15, pp. ACL2-1-ACL2-18.
  • Kasting, J.F.; Toon, O.B. y Pollack, J.B. (1988). Evolución del clima en los planetas terrestres. Investigación y Ciencia nº 139 (abril).
  • National Geographic (2021). Volcán Tambora: así fue la explosión volcánica más violenta de la historia en 1815. National Geographic, 27 Diciembre, 2021.
  • Rousseau, D-D.; Bagniewski, W. y Ghil, M. (2022). Abrupt climate changes and the astronomical theory: are they related? Climate of the Past, 18, pp. 249-271.
  • Schneider, S.H. (1989). Un clima cambiante. Investigación y Ciencia nº 158 (noviembre).
  • Silva, P.G.; Bardají, T.; Roquero, E.; Baena-Preysler, J.; Cearreta, A.; Rodríguez-Pascua, M.A.; Rosas, A.; Cari Zazo; Goy, J.L. (2017). El Periodo Cuaternario: La Historia Geológica de la Prehistoria. Cuaternario y Geomorfología, nº 31 (3-4), pp. 113-154.
  • Tomkins, A.G.; Martin, E.L. y Cawood, P.A. (2024). Evidence suggesting that Earth had a ring in the Ordovician. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 646, 15 Nov. 2024, 118991.
  • Westerhold, T. et al. (2020). An astronomically dated record of Earth´s climate and its predictability over the last 66 million years. Science, Vol. 369, nº 6509, pp.1383-1387.

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El Bombardeo Intenso Tardío: la violenta infancia de un planeta sin memoria  

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AUTOR – Gabriel Castilla Cañamero

La fantasía abandonada de la razón produce monstruos.

Francisco de Goya. Manuscrito del Prado, circa 1799.

¿Se parecía a la Luna? ¿Había montañas? ¿Cómo fue el primer océano? ¿Había ríos, acantilados y playas? ¿Cómo eran los volcanes? ¿Cuándo y dónde surgió la vida?

La Tierra apenas conserva rocas más antiguas de 3.900 millones de años, y es por ello que tenemos tantas preguntas sin respuesta. Las únicas evidencias directas que tenemos del Hádico provienen de pequeños granos de circón, pero la escasa información que proporcionan nos obliga a ser muy cautos a la hora de reconstruir el primer eón de la historia terrestre.

La idea de que la Tierra es un planeta amnésico fue expresada en 1879 por el geólogo Archibald Geike en estos términos: Aun cuando las rocas nos llevan a épocas muy remotas, no pueden conducirnos hasta el principio de la historia de la Tierra como planeta. Aquel tiempo primitivo solamente puede deducirse de otras pruebas, principalmente astronómicas.

¿Por qué astronómicas? Porque la Luna es un mundo fósil cuya geología está al alcance de cualquier telescopio. La ausencia de atmósfera y de tectónica de placas hace posible que nuestro satélite natural conserve algunas de las primeras páginas que nos faltan del libro de historia de la Tierra (Figura 1).

Figura 1. Vista general de la cara visible de la Luna tal y como se ve con un telescopio. La imagen fue captada en agosto de 2008 mediante un telescopio Schmidt-Cassegrain de 203 mm (un C8), instrumento muy popular entre los aficionados a la astronomía. El cráter de rayos brillantes que destaca en la parte inferior de la imagen es Tycho, de 85 km de diámetro. Las áreas oscuras son grandes cuencas de impacto rellenas de roca volcánica. La primera de la parte superior izquierda es la cuenca  Imbrium, de 1.160 kilómetros de diámetro (la distancia entre Madrid y Milán en línea recta). La imagen se muestra en color porque el sensor CCD de la cámara fotográfica es sensible a longitudes de onda que la visión humana no puede captar. Fuente: Patricio Domínguez Alonso/Anguita y Castilla (2010).

El cataclismo lunar

Los astronautas del programa Apolo recogieron 382 kilos de rocas lunares de seis sitios distintos, lo que apenas representa un 4% de la cara visible del satélite. La mayoría de estas muestras son  rocas de tipo brecha, es decir, formadas por fragmentos de rocas más antiguas que previamente han sido trituradas, mezcladas y soldadas por las ondas de choque que se producen como consecuencia de grandes impactos (Figura 2).

Figura 2. Brecha lunar hallada en la Antártida, uno entre la treintena de meteoritos lunares encontrados en la Tierra. El hecho de que estas rocas hayan llegado hasta nosotros, evidencia la enorme cantidad de energía que puede liberar un impacto. Fuente: National Science Foundation.

Las dataciones mediante isótopos (principalmente argón-argón y uranio-plomo) muestran que se agrupan nítidamente en dos edades bien diferenciadas:

  • Un primer grupo, de unos 4.400 millones de años, se interpreta como el momento en que la corteza lunar terminó de enfriarse y recibió el impacto de los últimos grandes planetesimales (los cuerpos rocosos que sirvieron de bloques de construcción para la formación de los planetas).
  • Un segundo grupo, de unos 3.900 millones de años de antigüedad, fue descubierto en 1974 por un grupo de investigadores liderado por el geoquímico Fouad Tera. Los datos apuntaban que en aquel momento se habrían formado hasta 15 cuencas de impacto con tamaños superiores a los 300 kilómetros de diámetro, un verdadero “cataclismo” (figura 3).

Que un cuerpo del tamaño de la Luna recibiera tantos impactos grandes en tan poco tiempo, dejaba varias preguntas en el aire:

. ¿Qué pudo desencadenar un evento de esta intensidad casi quinientos millones de años después de la formación de los planetas?

. ¿Afectó solo a la Luna, o también a otros cuerpos del Sistema Solar interior?

. ¿Qué tipo de cuerpos habían impactado contra la Luna, planetesimales, cometas o tal vez asteroides procedentes del cinturón principal?

. Suponiendo que este evento hubiera afectado también a la Tierra, ¿pudo la vida surgir bajo unas condiciones ambientales tan extremas?

Figura 3. Dos modelos para explicar la formación de cráteres en la Luna. El modelo Apolo, establece que el satélite recibió muchos más impactos en su juventud y la tasa de craterización habría ido disminuyendo exponencialmente con el paso del tiempo. El modelo cataclismo lunar muestra un incremento brusco y repentino tiempo después de la formación del satélite. Después de este evento la “cola de impactos” vuelve a disminuir exponencialmente aun con algunos repuntes episódicos. Adaptado de Tera (1974).

Un dato, dos hipótesis

Los terrenos fuertemente craterizados de la Luna, Mercurio y Marte son una clara evidencia de que planetesimales, cometas y asteroides excavaron las superficies planetarias cuando las cortezas ya estaban formadas, y que este proceso de craterización se prolongó en el tiempo.  En este contexto, la principal duda es si el cataclismo responde a un evento único en la historia de la Luna, o si por el contrario se trata de un episodio que afectó a todos los cuerpos del Sistema Solar interior.

Las voces más críticas argumentaron inicialmente que las dos agrupaciones de edades eran ilusorias, y lo achacaron a que las muestras recabadas por las misiones Apolo podían estar contaminadas por la formación de la cuenca Imbrium, un enorme cráter de casi 1.200 kilómetros de diámetro que podemos identificar desde la Tierra a simple vista (Figuras 1 y 5).

Los especialistas en formación planetaria,  con William K. Hartmann a la cabeza, interpretaron que la barrera de los 3.900 millones de años señalaba en realidad el final del proceso de formación del satélite por acreción. El supuesto cataclismo sería como un “muro de piedra”: a medida que los impactos jóvenes recalentaban las viejas brechas, sus edades se restablecían una y otra vez a 3.900 millones de años. Esta explicación reinterpretaba el “cataclismo” y lo transformaba en un “Bombardeo Terminal”, una explicación plausible que parecía zanjar el debate (Figura 4).  

Figura 4. Laacreción es el proceso por el cual se forman objetos celestes (planetas, satélites o asteroides) como consecuencia de la colisión y fusión de objetos más pequeños. Este proceso es jerárquico: primero se agregan objetos más pequeños, como polvo, rocas y planetesimales, que se van agregando y creciendo lentamente. Esto explica por qué las últimas colisiones del proceso de formación planetaria son siempre las más grandes y generan las cuencas de impacto de mayor tamaño. La acreción puede ocurrir tanto en una nebulosa protoplanetaria de gas y polvo, como a partir de los escombros liberados al espacio tras una gran colisión como la que dio origen a la Luna. Fuente: Nature/Brandon (2011).

Pero en 1990 el geólogo Graham Ryder, especialista en petrología,desactivó este argumento al demostrar que no es fácil restablecer la edad de una roca mediante un impacto. Para que esto suceda es necesario que se funda por completo y se enfríe rápidamente, formando un vidrio de impacto, algo que solo ocurre en el punto exacto de la corteza donde se produce la colisión. La mayoría de las rocas son trituradas y salen disparadas, pero no se calientan demasiado.

Por otra parte, la idea de que las muestras analizadas estuvieran contaminadas por la formación de Mare Imbrium era demasiado simplista, teniendo en cuenta que algunas se han formado como consecuencia de varias colisiones cuyas edades se acumulan entre los 3.850 y los 3.950 millones de años. La propuesta de Hartmann resultaba interesante pero no zanjaba nada.

¿Hubo un Bombardeo Terminal más allá de la Luna?

Después de las misiones Apolo la exploración lunar experimentó un fuerte parón durante varias décadas. Misiones como Clementine (1994), Lunar Prospector (1998), Lunar Reconnaissance Orbiter (2009), LCROSS (2009) y GRAIL (2012), nos han proporcionado información detallada sobre la topografía y la gravedad de las 35 cuencas de impacto de más de 300 kilómetros de diámetro que conserva nuestro satélite (Figura 5). Solo con que la mitad de ellas se hubiese formado hace entre 3.850 y 4.000 millones de años, no quedaría más remedio que concluir que la Tierra, por ser un blanco mayor (tanto por el área de su sección transversal como por su masa), tuvo que recibir 20 veces más proyectiles (Figura 6).

Figura 5. En el  mapa de albedos de la Luna (arriba) vemos que las zonas más oscuras se corresponden con las grandes cuencas de impacto excavadas en la corteza lunar primigenia de anortosita (zonas blancas). En la topografía obtenida por la sonda Clementine (abajo) se aprecia mejor la diferencia de relieve entre las cuencas y la corteza más antigua. Se ha propuesto que las grandes elevaciones de la cara oculta están ocasionadas por la acumulación de eyecta de la gran cuenca (círculo violeta) Polo Sur-Aitken, de 2.600 kilómetros de diámetro. Fuente: Hartman, NASA/Departamento de Defensa de EE.UU.

Figura 6. La Luna y la Tierra a la misma escala. La diferencia de tamaño y una mayor gravedad nos permiten deducir que el número de impactos recibido por nuestro planeta debió de ser necesariamente mayor. Fuente: NASA/JPL.

¿Cuántos impactos recibió la Tierra durante los primeros mil millones de años de su historia?

Los modelos señalan que nuestro planeta pudo recibir unas 20 veces más impactos que la Luna. En 2014 un equipo liderado por Simone Marchi publicó los resultados de un primer modelo estadístico (Figura 7), y los números hablan por sí mismos:

. Más de 10.000 asteroides de unos 10 km de diámetro, es decir, de un tamaño similar al que acabó con los dinosaurios.

. Unos 200 asteroides de más de 100 km de diámetro. Cada una de las estas colisiones fue al menos 1.000 veces más enérgica que la responsable de la extinción de los dinosaurios.

. Entre 2 y 4 asteroides de más de 1.000 km de diámetro. Estas colisiones se habrían producido hace unos 4.400 millones de años, y liberaron tanta energía que pudieron provocar una esterilización global del planeta.

Figura 7. Secuencia de mapas que muestra los grandes impactos que pudo recibir la Tierra durante los primeros mil millones de años de su historia. El código de colores indica el momento en que se produjeron. Por tratarse de una simulación, las localizaciones no son reales. Fuente: Marchi et al. (2019) y Southwest Research Institute.

Cuando un asteroide de más de 10 kilómetros golpea la Tierra, produce un penacho de roca vaporizada y escombros llamado eyecta(término de origen latino que literalmente significa cosa expulsada), que contiene numerosas gotitas de roca  fundida del tamaño de granos de arena que ascienden por encima de la atmósfera. Eventualmente, las gotitas se enfrían y son ampliamente distribuidas por el viento, pudiendo formar una capa global cuando caen al suelo. Aunque la acción de los procesos geológicos borre el cráter, estas capas de esférulas se pueden preservar en el registro geológico.

Los lechos de esférulas de impacto más antiguos encontrados hasta el momento se conservan en las montañas Barberton (Sudáfrica) y en la región de Pilbara (Australia), con edades comprendidas entre los 3.470 y los 2.500 millones de años, y son la prueba palpable de, al menos, 9 grandes impactos de los que ya no quedan huellas (Figura 8a). 

Figura 8a. Muestra de esférulas de impacto encontrada en Australia Occidental. Las dataciones isotópicas señalan que se formó hace 2.630 millones de años tras un gran impacto. Fuente: Oberlin College/Bruce M. Simonson/Purdue University.

Mientras la Luna y la Tierra eran intensamente golpeadas, ¿qué sucedía en otros planetas?

La exploración de Marte ha permitido identificar más de 20 potenciales cuencas de impacto con diámetros superiores a los 1.000 kilómetros (Figura 9). Las edades de formación de las 15 más grandes parecen concentrarse entre los 4.100 y los 4.200 millones de años, por lo que resulta tentador relacionar la hipótesis del cataclismo con el hecho de que en menos de 150 millones de años Marte recibió la mayor parte de sus grandes impactos.

Figura 9. Las grandes cuencas de impacto del hemisferio norte marciano se han localizado mediante análisis topográficos y gravimétricos. Adaptado de Frey (2008).

El hecho de que la Luna, la Tierra y Marte recibieran grandes impactos cientos de millones de años después de que sus cortezas ya estuvieran formadas, nos obliga a preguntarnos qué sucedió. Podemos asumir que algunos impactores fueran planetesimales supervivientes de un proceso de acreción no consumado (esto podría explicar las grandes colisiones más antiguas); sin embargo, cabría esperar que conforme las órbitas planetarias se fueron limpiando de estos residuos, las grandes colisiones dejaran de producirse, pero los datos señalan que no fue así.

¿Qué pudo suceder para que tanto tiempo después de su nacimiento los planetas siguieran recibiendo impactos colosales?

El modelo de Niza

Existen varias fuentes principales de cuerpos capaces de producir un bombardeo temprano en los planetas terrestres.

1. La primera es la población de planetesimales residuales que “sobraron” de la acreción. Los modelos señalan que estos cuerpos pueden sobrevivir mucho tiempo después de que los planetas hayan alcanzado sus tamaños completos.

2. La segunda fuente es una población de objetos que escapan del joven cinturón principal de asteroides. Sabemos que el flujo de material que escapaba de esta región fue mayor en el pasado porque muchas de las zonas, que en origen debieron estar pobladas por asteroides, hoy están vacías.

Estos dos escenarios producirían poblaciones de impactores que disminuyen monótonamente, como ya vimos en el Modelo Apolo de la Figura 3.

3. La tercera fuente está relacionada con el proceso de migración planetaria. Existe cierto consenso entre la comunidad científica en aceptar que los planetas gigantes no se formaron en las órbitas que ocupan en la actualidad. Esta migración implica necesariamente el desplazamiento de una gran cantidad de asteroides que fueron expulsados de órbitas que hasta entonces eran estables. Esta alteración habría incrementado notablemente la tasa de impacto en el Sistema Solar interior.  

Una descripción detallada de este proceso nos lo proporciona el llamado modelo de Niza, un término genérico empleado para nombrar al conjunto de modelos dinámicos en los que los planetas gigantes experimentaron un desplazamiento de sus órbitas (Figura 10).

Figura 10.  El Bombardeo Tardío Intenso, según el modelo de Niza. Inicialmente las órbitas de los planetas gigantes (Urano en azul claro y Neptuno en azul oscuro) y el disco de residuos (planetesimales) se mantienen estables. En el centro se aprecia cómo ha comenzado la migración planetaria, dispersando los residuos. Unos 200 millones de años después, ya solo quedaba el 3% de la masa inicial del disco y los planetas ocupan sus actuales órbitas. Adaptado de Gomes et al. (2005).

La migración debió producir resonancias orbitales a través del cinturón de asteroides, llevando porciones sustanciales de este a órbitas que cruzan los planetas. La mayoría de los impactos en los mundos del Sistema Solar exterior habrían sido de cometas, mientras que los de los planetas terrestres y la Luna habrían sido tanto de asteroides como de aquellos cometas que sobrevivieron al paso hacia el Sistema Solar interior.

¿Existió realmente el Bombardeo Intenso Tardío?

La hipótesis original del cataclismo lunar, entendido como que la Luna y otros cuerpos del Sistema Solar interior fueron golpeados por un pico de grandes impactos hace 3.900 millones de años, se ha debilitado sustancialmente. Es posible que al menos tres de las grandes cuencas de la Luna (Imbrium,  Orientale y Serenitatis) se formaron en un intervalo de apenas 20 millones de años, pero  el limitado número de muestras lunares nos impide afinar más con las fechas de formación de las demás cuencas.

Una solución de compromiso para encajar todas las piezas del puzle, consiste en asumir que el Bombardeo Intenso Tardío se produjo en dos fases:

.  Una primera fase temprana,  producida por planetesimales sobrantes.

. Una segunda fase, producida principalmente por asteroides y cometas, y cuyo principal desencadenante habría sido el comienzo de la inestabilidad de las órbitas propuesto por el modelo de Niza.

Para poder comprobar esta hipótesis necesitamos recoger más muestras de la Luna, concretamente de su cuenca de mayor tamaño, Polo Sur-Aitken (Figura 5). Si su edad resulta ser de unos 3.900 o 4.000 millones de años, el Bombardeo Intenso Tardío quedaría reivindicado. Por el contrario, si se hubiese formado hace 4.200 o 4.300 millones de años, entonces habría que pensar en un bombardeo más o menos continuo y decreciente desde el principio del Sistema Solar.

El admitir o descartar este repunte de impactos no es solo una cuestión de la historia de la Luna. Las primeras huellas de actividad biológica en la Tierra aparen en el registro geológico hace unos 3.850 millones de años, coincidiendo con el final del bombardeo lunar. Y puesto que no es creíble que hayamos encontrado huellas del primer ser vivo, lo más probable es que el origen de la vida sea anterior.

¿Pudo la vida surgir más de una vez antes de asentarse definitivamente? 

¿Cómo pudo sobrevivir a la infernal infancia de la Tierra?

Reconstruir con detalle la historia temprana de nuestro planeta es un paso fundamental para saber de dónde venimos.  

Bibliografía

Anguita, F. (2002) Biografía de la Tierra. Historia de un planeta singular. Editorial Aguilar. Versión digital revisada en: https://docta.ucm.es/entities/publication/e73ed2e8-2f75-452e-8839-2b027cdce8a8

Anguita, F. y Castilla, G. (2010). Planetas. Una guía para exploradores de la frontera espacial. Editorial Rueda.

Brandon, A. (2011). Planetary science: Building a planet in record time. Nature, Vol. 473, pp. 460-461.

Batygin, K.; Laughlin, G. y Morbidelli, A. (2016). Sistema Solar nacido del caos. Investigación y Ciencia, nº 478 (julio), 18-27.

Bottke, W.F. y Norman, D. (2017). The Late Heavy Bombardment. The Annual Review of Earth and Planetary Sciences, Vol. 45 pp. 619-647.

Castilla, G. (2012). La historia perdida de los planetas. En: Un breve viaje por la Ciencia. Editado por la Universidad de La Rioja.

Domínguez-Alonso, P. (2013). Página web personal: Observar el cielo. Geología de la Luna: http://www.astrosurf.com/patricio/luna/luna.htm

Frey, H. (2008). Ages of very large impacts basin on Mars. Implications for the late heavy bombardment in the inner Solar System. Geophysical Research Letters, Vol. 35 (13).

Geikie, A. (1889). Nociones de Geología. Ángel Estrada & CÍA, Buenos Aires.

R. Gomes; H. F. Levison; K. Tsiganis y A. Morbidelli (2005). Origin of the cataclysmic Late Heavy Bombardment period of the terrestrial planets. Nature, Vol. 435, pp. 466-469.

Kring, D. (2003). Environmental Consequences of Impact Cratering Events as a Function of Ambient Conditions on Earth. Astrobiology, Vol. 3 (1), pp.133-152.

Lagain, A. et al. (2022). Has the impact flux of small and large asteroids varied 1 through time

2 on Mars, the Earth and the Moon? Earth and Planetary Science Letters, Vol. 579 (117362).

Lin. D. (2008). La génesis de los planetas. Investigación y Ciencia, nº 382 (julio) pp. 14-23.

Malhotra, V. (1999). Migración planetaria. Investigación y Ciencia, nº 278 (noviembre) pp. 4-12.

Marchi, S. et al. (2014). Widespread mixing and burial of Earth’s Hadean crust by asteroid impacts. Nature, Vol. 511, pp. 578-582.

Meyer, M.; Harries, P.J. y Portell, R.W. (2019). A first report of microtektites from the shell beds of southwestern Florida. Meteoritics and Planetary Sciences, Vol. 57, (7), pp. 1594-1603.

Melosh, J. (2012). Impact spherules as a record of an ancient heavy bombardment of Earth. Nature, Vol. 485, pp. 75-77.

Nesvorný, D. et al (2022). Formation of Lunar Basins from Impacts of Leftover Planetesimals. The Astrophysical Journal Letters, 941 (L9).

Norman, M.D. (2009). The Lunar Cataclysm:  Reality or “Mythconception”? Elements, Vol. 5 (febrero), pp. 23-28.

Ryder, G. (1990). Lunar samples, lunar accretion and the early bombardment of the Moon. Eos, Transactions American Geophysical Union, Vol. 71, nº 10, pp. 313-323.

Simpson, S. (2010). El origen violento de los continentes. Investigación y Ciencia, nº 402 (marzo) pp. 28-35.

Taylor, G.J. (1994). El legado científico del proyecto Apolo. Investigación y Ciencia, nº 216 (septiembre) pp. 12-19.

Tera, F.; Papanastassiou, D.A. y Wasserburg, G.J. (1974). Isotopic evidence for a terminal lunar cataclysm. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 22, pp. 1-21.

Artículos de geología general (temáticas),Geología planetaria,Hidrogeología

¿Cómo se formaron los océanos? El problema del origen del agua en la Tierra

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Autores – Gabriel Castilla Cañamero, María Isabel Reguera e Iván Martín-Méndez

Alrededor de dos polos gira la existencia humana.

El polo de las ilusiones. Y el polo de las realidades.

José Echegaray. Ciencia popular, 1905.

Los astronautas de la misión Apolo 8 tomaron la primera fotografía de la Tierra vista desde la órbita de la Luna. Esta icónica imagen nos mostró por primera vez el contraste entre la yerma superficie lunar, la vasta negrura del espacio y el brillo de un planeta azul (Figura 1).

Figura 1. Fotografía icónica del espacio conocida como “El amanecer de la Tierra”, tomada el 24 de diciembre de 1968 desde la nave Apolo 8. En primer plano se ve la superficie gris y desolada de la Luna, mientras que al fondo, sobre el horizonte lunar, asoma parcialmente el planeta Tierra, de color azul y blanco, suspendido en la negrura del espacio. La imagen transmite la fragilidad y belleza del planeta desde la distancia. Crédito: NASA/Bill Anders. La imagen está acompañada por el pie: Figura 1. El amanecer de la Tierra, fotografía tomada el 24 de diciembre de 1968 por el astronauta Bill Anders del Apolo 8. Crédito: NASA/Bill Anders.

Figura 1. El amanecer de la Tierra, fotografía tomada el 24 de diciembre de 1968 por el astronauta Bill Anders del Apolo 8. Crédito: NASA/Bill Anders.

Los océanos ocupan el 71% de la superficie terrestre, lo que equivale a un volumen de unos mil quinientos millones de kilómetros cúbicos de agua, el medio donde probablemente surgió y evolucionó la vida durante miles de millones de años. Desde nuestra perspectiva, esta cantidad de agua puede parecer inmensa (especialmente considerando que alrededor del 60% del cuerpo humano está compuesto por agua); sin embargo, si comparamos la masa de los océanos, mares, ríos, lagos, aguas subterráneas y glaciares (1,4 x 1021 kg), con la masa de la Tierra (6 x 1024 kg), descubrimos que la hidrosfera representa apenas un 0,02% del total.

Para comprender lo que esto significa, pensemos en un contexto que nos resulte más familiar: si la Tierra fuese un avión Boeing 747completamente cargado, el agua de la hidrosfera equivaldría a la masa de un solo pasajero (Figura 2). Por otro lado, la razón por la que la Tierra se ve de color azul desde el espacio no se debe a la presencia océanos, sino a que las moléculas de nitrógeno y oxígeno de la atmósfera esparcen la luz solar mediante un fenómeno óptico conocido como dispersión Rayleigh.

Figura 2. Gráfico de cuadrados que representa visualmente la proporción entre la masa de los océanos y la masa total del planeta Tierra. Un total de 100 cuadrados forman una cuadrícula de 10 por 10, todos de color marrón claro excepto una pequeña franja azul en la esquina superior izquierda, que simboliza la masa de la hidrosfera. El área azul ocupa solo el 0,02% del total, mientras que el 99,98% restante está representado por el color marrón. El título del gráfico indica: "Masa de los océanos en relación a la masa de la Tierra". Fuente: elaboración propia. La imagen está acompañada por el pie: Figura 2. Representación gráfica de la masa de la hidrosfera (rectángulo azul) en relación a la masa del planeta Tierra (marrón). Fuente: elaboración propia.

Figura 2. Representación gráfica de la masa de la hidrosfera (rectángulo azul) en relación a la masa del planeta Tierra (marrón). Fuente: elaboración propia.

Esta comparativa demuestra que tenemos una visión algo distorsionada de la cantidad de agua que hay en la Tierra: el pozo de las ilusiones al que se refería Echegaray. Entonces, y siguiendo con la cita de nuestro primer Premio Nobel: ¿cuál es el pozo de las realidades? El relato científico, sin duda. Repasemos las pruebas que nos ofrece la Geología para responder a tres preguntas fundamentales en esta historia:

1.- ¿Cuánta agua hay en la Tierra?

2.-  ¿Cómo llegó hasta aquí?

3.-  ¿Cuándo se formó el primer océano?

1. ¿Cuánta agua hay en la Tierra? La paradoja de los océanos invisibles

La mayor parte del agua de la Tierra se encuentra almacenada en el manto, un lugar inaccesible que representa el 84% de la masa total del planeta (Figura 3). Está formado por silicatos (minerales ricos en silicio y oxígeno) que se encuentran sometidos a altísimas presiones (un millón y medio de veces superior a la presión atmosférica) y temperaturas que varían entre los 600 y los 3.500 º C. En este ambiente los materiales se encuentren en un estado físico entre sólido y líquido-viscoso, condiciones que solo podemos reproducir en laboratorios de muy alta presión empleando yunques de diamante.

Figura 3. Esquema en blanco y negro del interior de la Tierra, representado en un corte transversal desde la superficie hasta el centro. Se identifican las principales capas internas: la corteza en la parte superior, seguida por el manto (dividido en manto superior y manto inferior), y el núcleo (dividido en núcleo externo y núcleo interno). La transición entre el manto superior e inferior está señalada con una línea de puntos a unos 670 km de profundidad. También se indican zonas geodinámicas como una zona de subducción en el margen izquierdo y una dorsal oceánica en el derecho. Se marcan profundidades clave: 670 km (límite entre mantos), 2.900 km (límite entre manto inferior y núcleo externo) y 5.100 km (límite entre núcleo externo e interno). Adaptado de Anguita (2002).

Figura 3. El interior terrestre está dividido en tres partes: corteza, manto y núcleo. El manto se divide a su vez en dos: el manto superior, que comienza a unos 70 km; y el manto inferior, que se extiende entre los 670 km y los 2.900 km de profundidad. Entre ambas regiones se localiza una zona de transición (con línea de puntos). Adaptado de Anguita (2002).

En la parte superior del manto encontramos principalmente olivino (Mg,Fe)2SiO4,pero, conforme aumenta la profundidad, aumentan también la presión y la temperatura, lo que provoca una reconfiguración de su red cristalina. Los experimentos de laboratorio demuestran que bajo las condiciones de presión y temperatura reinantes a unos 515 kilómetros de profundidad se forma un mineral llamado ringwoodita (Mg2SiO4), que se comporta como una especie de esponja capaz de atraer hidrógeno y atrapar en su estructura cristalina los elementos que componen la molécula de agua. Dicho de otra forma: el agua presente en el manto no se encuentra en estado sólido, líquido o gaseoso, sino como hidróxido (moléculas de oxígeno e hidrógeno unidas entre sí) atrapado en este mineral (Figura 4).

Figura 4. Imagen microscópica que muestra cristales de ringwoodita, un mineral de color azul intenso, distribuidos de forma dispersa sobre un fondo claro. Los cristales tienen formas irregulares y bordes angulosos, con tamaños de pocas décimas de milímetro. En la esquina superior izquierda hay una escala de referencia que indica 0,1 mm. Fuente: Steve D. Jacobsen/Schmandt, B. et al. (2014).

Figura 4. Ringwoodita vista al microscopio. Fuente: Steve D. Jacobsen/Schmandt, B. et al. (2014).

La importancia de la ringwoodita no se limita al laboratorio. De hecho, en 2014 y 2022, el hallazgo de fragmentos inalterados de este mineral en el interior de diamantes naturales (Figura 5) proporcionó pruebas directas de su existencia en el manto. Los diamantes, formados por carbono puro cristalizado bajo condiciones extremas de presión, pueden contener impurezas que, si bien reducen su valor para la joyería, resultan de enorme interés científico. Estos diamantes, que ascendieron desde unos 700 kilómetros de profundidad impulsados por violentas erupciones volcánicas, actuaron como auténticas sondas naturales, atrapando materiales de la base del manto superior. Los análisis químicos realizados sobre ringwoodita natural indican que contiene algo más de un 1% de agua en su estructura cristalina, lo que, en términos prácticos, sugiere que el manto podría albergar una cantidad de agua equivalente a dos veces la de toda la hidrosfera.

Pero, ¿cómo llegó todo este agua hasta allí? Caben dos posibilidades: o fue arrastrada desde el exterior por la subducción de la corteza continental; o siempre estuvo allí presente.

Figura 5. Fotografía de un diamante transparente y facetado sobre un fondo gris neutro. En su interior se observan numerosas inclusiones minerales, visibles como manchas oscuras e irregulares, que corresponden a ringwoodita y circón. El diamante tiene forma asimétrica, con múltiples caras planas y bordes definidos. Procede de la República Centroafricana. En Lorenzon et al. (2022).

Figura 5. Diamante encontrado en la  República Centroafricana, con presencia de inclusiones minerales (manchas oscuras) de ringwoodita y circón. En Lorenzon et al. (2022).

Imagen con fondo naranja que contiene un texto divulgativo en letras blancas y negritas en algunas partes. El título resalta en mayúsculas: "¿Sabías que el mineral más abundante de la Tierra no se descubrió en la naturaleza hasta el año 2014?". El texto explica que para que la comunidad científica reconozca oficialmente un mineral descubierto en laboratorio, este debe hallarse también en la naturaleza. Muchos minerales del manto terrestre no se encuentran fácilmente en la superficie debido a que son inestables a las condiciones de presión y temperatura de la corteza. A profundidades mayores de 650 km, la ringwoodita se transforma en bridgmanita (fórmula: (Mg,Fe)SiO₃), un denso silicato de hierro y magnesio, posiblemente el mineral más abundante del manto. Aunque se conocía por síntesis, la bridgmanita no se identificó en estado natural hasta 2014, cuando fue hallada en un meteorito llamado Tenham, que cayó en 1879 en Queensland, Australia.

2. ¿Cómo llegó el agua a la Tierra? Atravesando la línea de nieve.

Las estrellas nacen dentro de nebulosas constituidas por moléculas de gas y partículas de polvo. A medida que la nube primordial se contrae y colapsa por la gravedad de la estrella en formación, el momento angular aplana la distribución del material, formando un disco rotatorio que recibe el descriptivo nombre de disco protoplanetario (Figura 6). El hidrógeno es el elemento químico más abundante del universo, de lo cual se infiere que estaba presente en el disco protoplanetario solar hace unos 4.600 millones de años. Sin embargo, el oxígeno, que es necesario para formar el agua y los silicatos, apenas representa el 1% de los elementos químicos del universo.

Figura 6. Imagen astronómica del disco protoplanetario HL-Tauri, una estrella joven situada a unos 450 años luz de la Tierra. En el centro, un núcleo brillante rodeado por varios anillos concéntricos luminosos intercalados con surcos oscuros, que indican posibles órbitas de planetas en formación. La imagen muestra una estructura en tonos de amarillo y naranja sobre un fondo negro, con una apariencia difusa pero detallada. Esta es una de las capturas más nítidas realizadas por el radiotelescopio ALMA (Atacama Large Millimeter/submillimeter Array). Fuente: Observatorio Europeo Austral (ESO).

Figura 6. Imagen del disco protoplanetario HL-Tauri, una estrella naciente situada a unos 450 años luz de la Tierra. Los surcos oscuros señalan las potenciales órbitas de futuros planetas. Es una de las imágenes más nítidas tomadas por ALMA (Atacama Large Millimeter/submillimeter Array). Fuente: Observatorio Europeo Austral (ESO).

En la región del disco próxima al recién formado Sol, el calor generado por el choque entre partículas provocó la sublimación del hidrógeno y otros elementos ligeros. Parte del oxígeno se unió a átomos de otros elementos, como el carbono, el magnesio, el hierro y el silicio para formar los silicatos que darían lugar a los planetas rocosos. Se cree que la génesis de estos mundos telúricos siguió un proceso gradual y jerárquico: primero se formaron pequeños cóndrulos del tamaño de un grano de arroz, los cuales crecieron hasta convertirse en guijarros y bloques. Estos acrecionaron hasta alcanzar las dimensiones kilométricas de los asteroides y los planetesimales. Los modelos señalan que en este contexto un planeta del tamaño de la Tierra tardaría en formarse menos de 30 millones de años.

Lejos del Sol, las bajas temperaturas permitieron que las sustancias volátiles como el agua, quedaran atrapadas en forma de hielo. La frontera entre ambos dominios recibe el nombre de línea de nieve (Figura 7). Según las teorías tradicionales, el agua debió llegar a la Tierra desde allí, viajando a bordo de asteroides y cometas.

Figura 7. Esquema que muestra el proceso de formación planetaria a partir de un disco protoplanetario. A la izquierda, tres imágenes sucesivas de una estrella joven indican la evolución temporal. A su alrededor se representa un disco de gas y polvo que se va transformando. En una etapa intermedia, el disco contiene una zona interior con planetesimales de roca (esferas marrones) y una zona exterior con planetesimales de hielo (esferas azules), separadas por una línea vertical azul etiquetada como "Línea de nieve". Sobre esta región se indica la presencia de gas (hidrógeno y helio). En la etapa final del esquema aparecen formados planetas rocosos, asteroides, gigantes gaseosos y planetas de hielo, ordenados desde la región más cercana a la estrella hacia el exterior. El texto del pie indica que observaciones del Telescopio James Webb en 2023 detectaron agua en el interior de discos protoplanetarios, lo que cuestiona el modelo clásico de línea de nieve. Fuente: elaboración propia.

Figura 7. La línea de nieve es la frontera que separa dos ambientes en el disco protoplanetario: un interior caliente y seco, poblado por planetesimales rocosos; y un exterior frío con abundantes planetesimales de hielo. En 2023 el Telescopio James Web detectó la presencia de moléculas de agua en el interior de 4 discos protoplanetarios de estrellas similares al Sol. Estas observaciones no encajan con el modelo clásico de línea de nieve, actualmente en revisión. Fuente: elaboración propia.

¿Cómo sabemos que la primitiva Tierra era en origen un mundo seco que se hidrató con el agua procedente del Sistema Solar exterior? La clave reside en la firma isotópica del hidrógeno.

La huella dactilar del agua

El término isótopo significa en griego “mismo lugar” y hace referencia a aquellos elementos químicos que aunque ocupan una “misma posición” en la Tabla Periódica (poseen un mismo número atómico), pero tienen distinta masa atómica debido a la presencia de neutrones. Para el caso de la molécula de agua (H2O) debemos tener en cuenta que tanto el hidrógeno como el oxígeno cuentan con isótopos estables. Para el caso que nos ocupa nos interesa centrarnos solo en los dos isótopos del hidrógeno: el protio y el deuterio (Tabla I).

Se llama relación isotópica de una muestra de agua al cociente que se obtiene al dividir la cantidad del isótopo más escaso entre la cantidad del isótopo más abundante. Para el hidrógeno del agua correspondería la relación del deuterio (D) respecto del protio (H), también conocida como relación D/H. El resultado numérico que se obtiene se compara con una muestra de referencia conocida como VSMOW (siglas de Viena Standard Mean Ocean Water –agua oceánica media estándar de Viena). Dicha muestra es agua marina destilada que se conserva en la Agencia Internacional de Energía Atómica con sede en Viena, y que, en términos prácticos, es equivalente a la huella dactilar del agua de la Tierra.

La relación D/H nos permite comparar la química del agua de la Tierra con muestras procedentes de otros cuerpos del Sistema Solar. Estos análisis comparativos nos enseñan dos cosas:

1. Durante mucho tiempo los cometas fueron los mejores candidatos a “aguadores” debido, precisamente, a que contienen gran cantidad de agua. No obstante, en el año 2015 la misión Rosetta de la Agencia Espacial Europea zanjó definitivamente el debate al analizar in situ la superficie del cometa 67P/Churyumov-Gerasimenco. Los datos mostraron que su relación D/H es tres veces mayor que la de nuestros océanos.

2. El análisis de los meteoritos de tipo condrita, que tienen su origen en los asteroides de la parte exterior del cinturón principal, tienen una relación D/H similar los océanos terrestres (Figura 8).

Figura 8. Gráfico de barras en el que se compara la relación D/H (deuterio/hidrógeno) del agua en diferentes cuerpos del sistema solar. El eje horizontal muestra valores de la relación D/H multiplicada por 10⁶, con un rango aproximado de 0 a 320. Una línea discontinua vertical negra marca la relación de los océanos terrestres en 155,7 × 10⁻⁶. En la parte superior del gráfico se representan los valores de condritas carbonáceas hidratadas, mayormente agrupadas cerca del valor oceánico, y los de varios cometas, cuyos valores son considerablemente mayores (entre 290 y 320 × 10⁻⁶), marcados con una franja azul sombreada. En la parte inferior del gráfico se incluyen los datos de micrometeoritos recogidos en la Antártida, con un pico centrado también cerca del valor oceánico. Una flecha a la izquierda indica que la nebulosa proto-solar tuvo un valor muy bajo de D/H. El gráfico apoya la conclusión de que los cometas no fueron los principales aportadores de agua a la Tierra, a diferencia de las condritas y micrometeoritos. Fuente: adaptado de Pinti (2005).

Figura 8. Comparativa entre las Relaciones D/H del agua de los océanos terrestres (155,7 x 10-6), con muestras de condritas carbonáneas hidratadas (149 x 10-6), micrometeoritos recogidos en la Antártida (154 x 10-6) y cometas (290-320 x 10-6). Aunque los cometas son buenos candidatos para ejercer de “aguadores”, los datos isotópicos descartan esta posibilidad. Fuente: adaptado de Pinti (2005).

Un inesperado regalo del cinturón de asteroides

Las condritas son un tipo de meteoritos que debe su nombre a las diminutas esferas o cóndrulos de silicato que contienen. Como ya hemos visto, fueron los primeros que se formaron por acreción, y su datación radiométrica ha permitido establecer la edad canónica del Sistema Solar en 4.569  millones de años (Figura 9).

Figura 9. Imagen en alta resolución de una sección pulida del meteorito de Allende, donde se observan múltiples cóndrulos: pequeñas estructuras esféricas y de bordes difusos de tonalidades grises, blanquecinas y oscuras. Los cóndrulos están embebidos en una matriz de color gris negruzco que los rodea. En la parte inferior derecha se incluye una escala gráfica que indica 5 mm. La imagen muestra con claridad la textura típica de las condritas carbonáceas. Fotografía de James St. John – Wikimedia Commons.

Figura 9. Cóndrulos en un fragmento del meteorito de Allende. Fotografía de James St. John- Wikimedia Commons.

De los varios tipos de condrita que existen, las de tipocarbonáceo presentan minerales hidratados y compuestos orgánicos ricos en nitrógeno y carbono. Por lo general proceden de asteroides primitivos (el choque entre ellos libera escombros que alcanzan la Tierra en forma de meteoritos), que son aquellos cuya composición química se estableció en el disco protoplanetario y conservan las huellas de los procesos que ocurrieron durante los primeros instantes de la formación y evolución del Sistema Solar (Figura 10). Este tipo de asteroides fueron muy numerosos en el pasado, pero los modelos señalan que el crecimiento y posterior migración de Júpiter y Saturno hasta su posición actual, provocó que miles de ellos fueran lanzados hacia el Sistema Solar interior, llevando agua y otros elementos volátiles hasta las órbitas de los planetas terrestres.

Figura 10. Imagen compuesta que muestra dos asteroides primitivos sobre un fondo negro del espacio. A la izquierda se encuentra el asteroide Bennu, de forma casi esférica con una superficie irregular y rugosa cubierta de rocas y bloques. A la derecha está el asteroide Ryugu, de aspecto más claro, también con superficie rugosa y forma más poligonal. Bennu, de unos 490 metros de diámetro, fue explorado por la misión Osiris-Rex de la NASA en 2020, que extrajo 122 gramos de material que llegaron a la Tierra en 2023. Ryugu, de 896 metros de diámetro, fue visitado por la sonda japonesa Hayabusa 2 en 2019; sus muestras fueron entregadas en 2020. Fuente: NASA/JAXA.

Figura 10. Dos asteroides primitivos: Bennu (izquierda) y Ryugu (derecha). Bennu (de 490 m de diámetro) fue visitado en octubre de 2020 por la misión Osiris-Rex de la NASA, que perforó su superficie y recogió 122 gramos de polvo y rocas que llegaron a la Tierra en septiembre de 2023. El asteroide Ryugu (de 896 m de diámetro) fue visitado en 2019 por la sonda Hayabusa 2, de la Agencia Japonesa de Exploración Aeroespacial (JAXA). Las muestras llegaron a la Tierra en 2020. Fuente: NASA/JAXA.

En la noche del 28 de febrero de 2021, varias cámaras especiales para la detección de bólidos, captaron una gran bola de fuego sobre Reino Unido. Su fulgor llamó la atención de más de mil testigos y la trayectoria de caída fue registrada por decenas de cámaras de timbres y salpicaderos. La masa principal (319,5 g) del meteorito se descubrió por la mañana en la localidad de Winchcombe, en la puerta de una vivienda (Figura 11).

Figura 11. Primer plano de un fragmento del meteorito Winchcombe sostenido entre los dedos índice y pulgar de una mano enguantada con guantes de látex morado. El fragmento es de color negro mate, con superficie rugosa e irregular. Al fondo, desenfocado, se observa papel de aluminio y una superficie de laboratorio. La imagen fue tomada durante los análisis científicos realizados para estudiar su contenido en agua. Este meteorito, una condrita carbonácea, fue recuperado pocas horas después de su caída gracias a la colaboración ciudadana, lo que permitió preservar su composición original. Fuente: Museo de Historia Natural, Londres.

Figura 11. Meteorito Winchcombe durante los análisis que se realizaron para establecer su contenido en agua. Gracias a la colaboración ciudadana se pudieron recoger varios fragmentos en pocas horas, un detalle importante si tenemos en cuenta que las condritas carbonáceas son muy susceptibles a la alteración por el entorno terrestre y que las firmas isotópicas pueden modificarse en cuestión de días. Fuente: Museo de Historia Natural, Londres.

De todos los análisis químicos a los que fue sometido el meteorito Winchcombe, nos interesan especialmente tres resultados: (1) se trata de una condrita carbonácea, (2) presenta un alto contenido en agua (un 10% de su peso), y (3) este agua tiene una firma isotópica idéntica a la hidrosfera terrestre.

Impactos a hipervelocidad

La transferencia de agua mediante impactos es el mecanismo de hidratación planetaria que mejor se ha estudiado experimentalmente. En las instalaciones del campo de tiro vertical de la NASA, se hicieron colisionar a hipervelocidad (unos 18.000 kilómetros por hora -catorce veces la velocidad del sonido-), proyectiles de antigorita, un mineral análogo a las condritas carbonáceas, contra objetivos de piedra pómez anhidra. Después de cada experimento se recuperaron los productos de impacto, que básicamente consistían en vidrios generados por la enorme presión, algunos restos de antigorita y brechas ricas en material fundido (Figura 12).  

Fotografía en blanco y negro de un experimento de impacto a hipervelocidad realizado en laboratorio. En el centro de la imagen se observa un fogonazo brillante, con rayos de luz que se expanden radialmente hacia los bordes de una cámara circular metálica. El destello ilumina las paredes internas del túnel, revelando una estructura cilíndrica. El fenómeno simula el impacto de partículas a velocidades extremas, como las que ocurren en el espacio. Fuente: NASA / Ames Research Center, Mountain View, California.

Figura 12. Fogonazo de impacto a hipervelocidad. Fuente: NASA/ Ames Research Center, Mountain View, California.

Sorprendentemente, los impactos liberaron mucha más agua de la esperada. Estos experimentos han demostrado que los objetos similares a las condritas carbonáceas pudieron entregar hasta un 30% de su agua indígena a cuerpos de silicato como la Tierra, bajo las velocidades y los ángulos de impacto que prevalecieron durante las fases tempranas de la formación de los planetas terrestres. Estos resultados plantean, además, la posibilidad de que estos planetas en crecimiento atraparan agua en sus interiores a medida que crecían.

Fondo naranja con título en blanco en mayúsculas: ¿PUDO LLEGAR EL AGUA DESDE EL CINTURÓN DE ASTEROIDES SIN NECESIDAD DE IMPACTOS? Texto explicativo en blanco: Un grupo de científicos del Observatorio de París presentó en diciembre de 2024 un modelo alternativo al de los impactos para explicar cómo el agua pudo viajar desde la línea de nieve hasta el interior del Sistema Solar. Según el modelo, al disiparse el joven disco protoplanetario, el aumento de luminosidad del Sol primitivo provocó la sublimación de los volátiles de los asteroides, liberando agua en forma de un nuevo disco gaseoso-viscoso. Este disco, formado principalmente por agua, se habría expandido gradualmente desde el cinturón de asteroides hacia el Sistema Solar interior. La gravedad de los planetas habría sido la principal responsable de capturar esta agua. Según los autores, el agua de la Tierra se habría depositado entre 10 y 100 millones de años después del nacimiento del Sol. Este tipo de discos de agua podrían detectarse en sistemas planetarios jóvenes gracias al telescopio espacial James Webb y al radiotelescopio ALMA. En la parte inferior, sobre fondo naranja, hay una ilustración con el siguiente pie de figura en blanco: Figura 13. Captura de agua sin necesidad de impactos. El proceso de liberación de volátiles por parte de los asteroides habría comenzado apenas 5 millones de años después del nacimiento del Sol. ¿Cayó el agua del cielo como si la arrojaran desde un inmenso cubo? Fuente: Sylvain Cnudde / Observatorio de París – PSL / LESIA. La ilustración (Figura 13) representa al Sol (esfera amarilla a la izquierda), el planeta Tierra en el centro y una nube de asteroides a la derecha. Flechas blancas indican el movimiento del agua (H₂O) desde los asteroides hacia la Tierra, simbolizando un flujo continuo de vapor de agua. El fondo es oscuro con gradientes azules.

3. ¿Cuándo se formó el primer océano?

En enero de 2001 se hizo pública la primera evidencia científica de la existencia de un océano en la joven Tierra. La prueba llegó de la mano de circones detríticos (como los granos de arena de un río o una playa) encontrados en el interior de rocas cuarcíticas en el Distrito Murchison de Australia Occidental. La edad de los circones se determinó mediante dataciones radiométricas de Uranio-Plomo, y las condiciones ambientales se establecieron con ayuda del análisis de isótopos de oxígeno.  Las pruebas señalan que estos circones se formaron hace unos 4.300 millones de años a partir de magmas que contenían un aporte significativo de corteza continental retrabajada, y que se formaron en presencia de agua cerca de la superficie de la Tierra. En definitiva: la Tierra contaba con una hidrosfera estable que interactuaba con la corteza 250 millones de años después de su formación.

Las teorías de cómo este primer océano se pudo formar y permanecer estable en la superficie terrestre se basan en la especulación y la modelización geofísica. A pesar de ello, hay determinadas ideas clave que nos permiten inferir algunas pinceladas de esta historia (Figura 14):

Esquema horizontal dividido en cuatro paneles que representan la evolución de la Tierra primitiva y la formación del primer océano, con fechas indicadas debajo de cada etapa: Panel 1 (4.560 – 4.500 millones de años): Se muestra un planeta fundido con núcleo y manto, rodeado de gases expulsados (CO₂, H₂O, SiO₂) por desgasificación. Un gran objeto (Theia) impacta sobre la superficie, vaporizando silicato. El planeta tiene una temperatura superficial de unos 2000 °C. Se menciona la presencia de un océano de magma. Panel 2 (4.500 – 2.500 Ma): El planeta está aún muy caliente con un flujo térmico elevado. Se forma una atmósfera de vapor de agua y dióxido de carbono. Se menciona el efecto invernadero y el inicio de la formación de la corteza. Panel 3 (4.400 – 4.300 Ma): El planeta comienza a enfriarse. La atmósfera residual de CO₂ genera nubes, y se representa la condensación del vapor de agua y la formación de océanos a través de lluvias intensas. Panel 4 (4.200 – 3.900 Ma): Representa un planeta con océanos estables y una atmósfera más tenue. Aparece la corteza terrestre y se plantea la posibilidad del inicio de la tectónica de placas y del ciclo del carbonato-silicato. En la parte superior se plantea la hipótesis del Gran Bombardeo Terminal. La imagen está acompañada por el pie: Figura 14. Secuencia evolutiva de la joven Tierra y los principales acontecimientos que llevaron a la formación del primer océano. Fuente: adaptado de Pinti (2005).

Figura 14. Secuencia evolutiva de la joven Tierra y los principales acontecimientos que llevaron a la formación del primer océano. Fuente: adaptado de Pinti (2005).

  • La Tierra primigenia recibió numerosos impactos de asteroides y planetesimales. El gran impacto que formó la Luna (Theia), hace unos 4.530 millones de años, liberó tanta energía que fundió por completo al menos el 70% la superficie terrestre.
  • La joven Tierra era un cuerpo muy caliente, con un elevado flujo térmico que provocaría unaintensa actividad volcánica. La intensa desgasificación provocada por el vulcanismo masivo, acumuló en la atmósfera dióxido de carbono (CO2) y vapor de agua, lo que provocaría un intenso efecto invernadero que mantendría caliente la superficie terrestre.
  • Para que una masa de agua líquida sea estable en la superficie de un planeta, esta debe  encontrarse por debajo del llamado punto crítico del agua, es decir,bajo condiciones de presión y temperatura que permitan distinguir el estado líquido del estado gaseoso. La presión crítica es de 221 bar (aproximadamente 221 veces la presión atmosférica normal), y la temperatura crítica es de 374 ºC.  Una fuerte presión atmósfera de CO2 permitiría la existencia de agua líquida, aunque la temperatura de la superficie terrestre fuese superior a los 200 ºC por el efecto invernadero.
  • Dos son los factores que permiten que un planeta pueda retener una atmósfera con elementos volátiles como el agua: un fuerte campo gravitatorio (que depende de la masa) y la presencia de un campo magnético que pueda protegerla del viento solar.
  • Conforme la concentración de CO2 disminuía y la superficie terrestre se iba enfriando, se condensaba el vapor de agua presente en la atmósfera y aumentaban las precipitaciones.
  • La lenta disolución del CO2 atmosférico debió acidificar aquel primer océano estable.
  • El estudio de la superficie lunar sugiere que entre 4.100 y 3.900 millones de años pudo tener lugar un episodio conocido como Bombardeo Tardío Intenso . Considerando que la superficie terrestre es catorce veces más grande que la de la Luna, y que la gravedad de la Tierra es seis veces mayor (lo que implica mayor capacidad de atracción), se ha calculado que sobre la Tierra debieron caer un número de asteroides unas 20 veces mayor que sobre la Luna. En este escenario, la colisión de un asteroide de 200 kilómetros de diámetro harían hervir los 200 primeros metros de un océano en todo el planeta; y el impacto de un objeto de 500 kilómetros pondría en ebullición la hidrosfera terrestre en su totalidad.

Con estos ingredientes la comunidad científica se ha aventurado a recrear artísticamente cómo pudo ser aquel primer océano hacia el final del eón Hádico (Figura 15). Pero, como suele ser común en ciencia, el pozo de las realidades a veces solo es una ilusión provisional.

Recreación artística de la Tierra durante el periodo conocido como Gran Bombardeo Terminal, hace entre 4.200 y 3.900 millones de años. La imagen muestra un paisaje dramático con un cielo rojo-anaranjado intenso y una superficie rocosa salpicada de cuerpos de agua. Decenas de meteoritos y asteroides incandescentes atraviesan el cielo en múltiples direcciones, dejando largas estelas brillantes. Algunos impactan violentamente contra el terreno y el agua, generando explosiones y salpicaduras. El entorno transmite una atmósfera caótica y extremadamente activa, con montañas al fondo y reflejos de fuego sobre el agua. Fuente: Stephen Mojzsis / University of Colorado / NASA Lunar Science Institute / William Bottke / Southwest Research Institute.

Figura 15. Recreación artística de cómo pudo ser la Tierra hace 4.200-3.900 millones de años. Fuente: Stephen Mojzis/University of Colorado/NASA Lunar Science Institute/William Bottke/Southwest Research Intitute.

Bibliografía

Anguita, F. (2002) Biografía de la Tierra. Historia de un planeta singular. Editorial Aguilar. Versión digital revisada en: https://docta.ucm.es/entities/publication/e73ed2e8-2f75-452e-8839-2b027cdce8a8

Anguita, F. y Castilla, G. (2010). Planetas. Una guía para exploradores de la frontera espacial. Editorial Rueda.

Daly, R. T. y Schultz, P.H. (2018). The delivery of water by impacts from planetary accretion to present. Science Advances, Vol 4, nº 4.

Glavin, D.P. et al. (2025). Abundant ammonia and nitrogen-rich soluble organic matter in samples from asteroid (101955) Bennu. Nature Astronomy, Vol.9 pp. 199-210.

Hallis, L.J. (2017). D/H ratios of the inner Solar System. Philosophical Transactions of the Royal Cosiety A. Vol. 375, nº 2094.

Hernández-Bernal, M.S. y Solé, J. (2010). Single chondrule K-Ar and Pb-Pb ages of Mexican ordinary chondrites     as tracers of extended impact events. Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, Vol. 27, 1. Pp. 123-133.

Jewitt, D.J. y Young, E.D. (2015) El origen del agua en la Tierra. Investigación y Ciencia, 464 (mayo), pp. 54-61.

Quentin Kral, P.H. et al. (2024). An impact-free mechanism to deliver water to terrestrial planets and exoplanets. Astronomy and Astrophysics, Vol. 692, A70.

King, A.J. et al. (2022). The Winchcombe meteorite, a unique and pristine witness from the outer solar system. Science Advances, Vol. 8, nº 46.

Lorenzon, S. (2022) et al. Ringwoodite and zirconia inclusions indicate downward travel of super-deep diamonds. Geology, Vol. 50 (9), 996-1000.

Mojzsis, S.J.; Harrison, T.M. y Paloma, R.T. (2001). Oxygen-isotope evidence from ancient zircons for liquid water at the Earth’s surface 4,300 Myr ago. Nature, Vol. 409 (6817), pp.178–18.

Pearson, D. et al. (2014). Hydrous mantle transition zone indicated by ringwoodite included within diamond. Nature 507, 221–224.

Pinti, D.L. (2005). The Origin and Evolution of the Oceans. En Advances in Astrobiology and Biogeophysics, pp. 83–112.

Rubin, A. (2013) Meteoritos primitivos. Investigación y Ciencia, 439 (abril), pp. 24-29.

Schmandt, B. et al. (2014) Dehydration melting at the top of the lower mantle. Science, Vol. 344. Pp. 1265-1268.

Trigo-Rodríguez, J.M. et al. (2019). Accretion of water in carbonaceous chondrites: current evidence and implications for the delivery of water to early Earth. Space Science Riews, Vol. 215, 18.

Artículos de geología general (temáticas),Historia de la Geología,Métodos de datación,Minerales y rocas

Dataciones uranio-plomo con circones: una ventana al pasado remoto de la Tierra

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Autores – Gabriel Castilla Cañamero, Iván Martín-Méndez y Enrique Merino Martínez

Allí donde se manifiesta el mineral, la eternidad habla.

Michel Onfray. Estética del Polo Norte, 2015

A finales de febrero de 1896, el químico Henri Becquerel realizó un experimento curioso: colocó un paquete de sales de uranio junto a una placa fotográfica envuelta en papel negro y las guardó en el cajón de un escritorio. Días después, descubrió que las sales habían dejado unas manchas borrosas en la placa, como si algún tipo de rayo invisible capaz de atravesar los objetos hubiera dejado su huella (Figura 1). Intrigado por la naturaleza de este fenómeno, compartió el hallazgo con una investigadora de doctorado de origen polaco llamada Marie. En junio de 1903, Marie defendió su tesis doctoral titulada: Investigaciones sobre sustancias radiactivas, en la que demostraba que ciertos elementos, como el uranio, emiten energía de forma constante. Pocos meses después, Bequerel, Marie y su esposo Pierre Curie fueron galardonados con el Premio Nobel de Física por el descubrimiento de la radiactividad espontánea.

La imagen muestra una fotografía en blanco y negro muy difusa, realizada sobre una placa fotográfica antigua. En la parte superior se puede ver una línea de texto manuscrito poco legible. En el centro de la imagen destaca una forma borrosa pero reconocible de una cruz de Malta, que es una cruz con brazos anchos y simétricos, de extremos rectangulares. Esta figura aparece en tonos más oscuros que el fondo, que es gris claro. La cruz no está impresa con tinta ni dibujada: su forma quedó registrada de manera accidental cuando la radiación natural emitida por sales de uranio atravesó algunos objetos guardados junto a la placa, incluyendo esta cruz, dejando su huella visible en la emulsión fotográfica. Esta fotografía fue realizada por Henri Becquerel en 1896, en el contexto de un descubrimiento científico fortuito que más tarde se identificaría como la radiactividad.

Figura 1. Plancha fotográfica de Henri Becquerel que fue expuesta a la radiación emitida por el uranio a finales de febrero de 1896. Este tipo de descubrimiento, totalmente casual pero de gran valor científico, se conoce como serendipia. En la imagen se aprecia la forma de una cruz de Malta que se encontraba guardada en el mismo cajón, entre la placa fotográfica y las sales de uranio. Fuente: Archivo Becquerel/Wikipedia Commons.

Apenas un año después, el físico Ernest Rutherford descubrió que los elementos químicos radiactivos se transforman en otros a lo largo del tiempo: el uranio (U), por ejemplo, se convierte lentamente en plomo (Pb). Esta transformación, denominada desintegración radiactiva, ocurre a velocidad constante y predecible (Figura 2). Rutherford sugirió al químico Bertram Boltwood una idea revolucionaria: la posibilidad de usar esta descomposición radiactiva para calcular la edad de una roca midiendo la proporción de los dos elementos presentes en ella. En 1907, Boltwood aplicó por primera vez este principio al binomio uranio-plomo en una serie de muestras de rocas y estimó que algunas de ellas podían tener hasta 2.200 millones de años de antigüedad. Así, en apenas una década, el estudio de la radiactividad dio origen al método de datación radiométrica y permitió cuantificar el tiempo geológico con precisión numérica.

La imagen muestra una gráfica con fondo amarillo claro que representa cómo cambia la cantidad de un elemento radiactivo con el tiempo. El eje vertical indica la velocidad del proceso, mientras que el eje horizontal representa el tiempo. Sobre la gráfica hay una curva descendente de color naranja, que empieza alta y desciende con una pendiente cada vez más suave. Esta curva representa un proceso de descomposición radiactiva de tipo exponencial, en el que la cantidad de sustancia radiactiva se reduce con el tiempo. A lo largo de la curva hay cuatro cuadrados que simbolizan la proporción de elemento radiactivo restante: Al inicio, el cuadrado está totalmente rojo: representa el 100 % del elemento radiactivo. Más adelante, un segundo cuadrado aparece dividido en dos mitades, una roja y una blanca, indicando que queda el 50 % del material radiactivo. Este punto está marcado como “Vida media”, que es el tiempo que tarda en desintegrarse la mitad del material. Luego aparece un cuadrado con solo una cuarta parte en rojo: indica que queda el 25 % del elemento. Finalmente, un cuadrado con una pequeña porción roja representa el 12,5 % restante. La gráfica muestra visualmente que al principio la desintegración es rápida, pero después se vuelve más lenta. Aunque nunca llega exactamente a cero, la cantidad de material radiactivo se reduce progresivamente a lo largo del tiempo.

Figura 2. Como se puede apreciar en la gráfica, la descomposición radiactiva es un proceso de tipo exponencial. En rojo tenemos la cantidad de elemento radiactivo presente en cada momento: primero disminuye muy rápido y luego más lentamente hasta llegar a cero. La vida media o período de semidesintegración es el tiempo que tarda un conjunto de átomos en quedar reducido a la mitad. Como podemos ver en la Tabla I, algunas desintegraciones son tan lentas que tienen vidas medias más largas que la vida del Universo. Adaptado de Anguita (1988).

La idea era prometedora, pero…  

Pese a la promesa del método, los pioneros de la datación tuvieron que salvar tres grandes obstáculos:

1º. Falta de conocimiento sobre los isótopos: Rutherford y Boltwood desconocían la existencia de los neutrones en el núcleo de los átomos y por tanto el papel que juegan los isótopos en el proceso de desintegración.

2º. Dudas sobre lo que se databa exactamente: Existían serias dudas sobre si las dataciones obtenidas señalaban la edad de cristalización de los minerales, la edad de formación de las rocas, o simplemente la antigüedad de los elementos químicos que los forman. Tampoco estaba claro si se podía aplicar este método a rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias por igual.

3º. Limitaciones técnicas: A los problemas de índole teórico, había que sumarle las dificultades técnicas; aislar y medir con suficiente precisión pequeñas cantidades de elementos en las rocas requería de instrumentos que aún no existían.

El papel de los isótopos.

Los elementos químicos están formados por átomos, los cuales, a su vez, están compuestos por electrones, protones y neutrones. Sin embargo, estos últimos no fueron descubiertos hasta 1932, cuando el físico James Chadwick los identificó. En los elementos químicos, el número de protones define su identidad; el número de neutrones, en cambio, puede variar. Hoy sabemos que muchos elementos químicos poseen isótopos, es decir: variantes de un mismo elemento que difieren en el número de neutrones presentes en el núcleo. En la naturaleza existen dos tipos de isótopos: los estables y los inestables (o radiactivos), y son estos últimos los que se pueden emplear en las dataciones.

En el caso del uranio, la Tabla Periódica de los Elementos indica que su número atómico es 92, lo que significa que en estado natural posee 92 electrones y 92 protones, además de un número variable de neutrones que define sus tres isótopos:

1.- El Uranio-234 (234U) con 92 protones y 142 neutrones.

2.- El Uranio-235 (235U), que tiene 92 protones y 143 neutrones.

3.- El Uranio-238 (238U), que posee 92 protones y 146 neutrones.

En términos prácticos, esto quiere decir que en 1 gramo de uranio están presentes los tres isótopos en distinta proporción. El más abundante en la naturaleza es el 238U que representa el 99,2 % de la masa de cualquier muestra que tomemos al azar, y le siguen el 235U con un 0,7 % y el 234U con menos de un 0,1 %.

Los tres isótopos de Uranio (U) son radiactivos, pero los dos primeros se usan comúnmente en geocronología porque se desintegran a isótopos estables de plomo (Pb): el 238U se transmuta por descomposición radiactiva en 206Pb, un proceso cuya vida media es de  4.470 millones de años (Figura 3), mientras que el 235U se transforma en 207Pb en un tiempo medio de 700 millones de años.

La imagen muestra un diagrama en forma de red de recuadros conectados por flechas, que representa la serie radiactiva de desintegración del uranio-238 hasta llegar al plomo-206, pasando por diversos elementos intermedios. Los elementos están organizados en un eje con dos dimensiones: En sentido horizontal, se indica el número atómico (de 81 a 92), con los nombres de los elementos correspondientes (como talio, plomo, bismuto, uranio, etc.). En sentido vertical, se representa el peso atómico, de mayor a menor. Cada recuadro contiene el símbolo químico del elemento seguido de un número en superíndice, que indica el isótopo (por ejemplo, U²³⁸ para el uranio-238 o Pb²⁰⁶ para el plomo-206). Las flechas negras entre recuadros indican la dirección de la desintegración de un isótopo en otro. El proceso comienza con el uranio-238 (U²³⁸), que se desintegra en torio-234 (Th²³⁴), y este a su vez en protactinio-234 (Pa²³⁴), y continúa pasando por radio (Ra²²⁶), radón (Rn²²²), polonio (Po²¹⁸, Po²¹⁴, Po²¹⁰), bismuto (Bi²¹⁴, Bi²¹⁰), talio (Tl²¹⁰) y diferentes isótopos de plomo (Pb²¹⁴, Pb²¹⁰), hasta llegar finalmente al plomo-206 (Pb²⁰⁶), que es estable y marca el fin de la cadena de desintegración. Entre los elementos intermedios destaca el polonio-214 (Po²¹⁴), señalado en el pie de figura como el más inestable de todos, ya que tiene una vida media de menos de un segundo. El nombre "polonio" fue elegido por Marie Curie en homenaje a su país natal, Polonia. En conjunto, la figura muestra cómo, a lo largo del tiempo, un elemento radiactivo como el uranio se transforma de forma espontánea en otros elementos, liberando radiación en el proceso, hasta convertirse finalmente en un elemento estable.

Figura 3. Secuencia de trasmutaciones que llevan del uranio-238 al plomo-210. El polonio-214 (que debe su nombre a la tierra natal de Marie Curie)  es el isótopo más inestable de la serie, con una vida media de menos de un segundo. Adaptado de Anguita (1988).

El triunfo de la datación mediante uranio-plomo

El binomio uranio-plomo es ideal para datar rocas antiguas debido a su larga vida media. De hecho fue empleado por el geólogo norteamericano Clair Patterson para alcanzar uno de los hitos más importantes en geología: establecer por primera vez la edad absoluta de la Tierra.

¿Cómo lo hizo?

A su director de tesis, el geoquímico Harrison Brown, se le ocurrió la idea de que, en lugar de centrarse en medir la cantidad de uranio presente en una roca antigua, sería más sencillo detectar la presencia de isótopos de plomo acumulado como producto de su desintegración. Esta técnica, conocida hoy como método de acumulación o datación plomo-plomo, permitió abordar el problema desde una nueva perspectiva, evitando errores debido a la pérdida o ganancia de uranio.  Pero, ¿dónde encontrar muestras de roca a priori tan antiguas como la propia Tierra? Patterson asumió acertadamente que los planetas se formaron como resultado de un proceso de acreción de partículas a partir de una nebulosa de gas y de polvo, y que los meteoritos que en la actualidad impactan contra la Tierra son los escombros supervivientes de aquel proceso. O sea: se propuso datar estos “ladrillos sobrantes” para estimar cuándo comenzó a formarse la edad del “edificio planetario”.

Aislar una suficiente cantidad de minerales presentes en meteoritos (rocas de origen extraterrestre y, por tanto, ya de por sí escasas), que contuvieran algo de uranio, pero sobre todo plomo, fue una tarea ardua. Además, debía asegurarse que estas muestras no estuvieran contaminadas por agentes externos, como el plomo procedente de la combustión de gasolina. Este desafío requirió siete años de meticuloso trabajo y llevó al diseño y a la creación  del primer laboratorio de geoquímica esterilizado del mundo (hoy en día denominados “Salas Blancas” – Figura 4-).

La imagen en color muestra a un hombre mayor, descalzo, sin camisa y con los pantalones remangados hasta media pantorrilla, limpiando el suelo de un laboratorio con una mopa o escurridor de goma. Se trata del científico Clair Patterson, reconocido por su trabajo sobre la datación de la Tierra y por alertar sobre la contaminación por plomo. El laboratorio tiene un aspecto ordenado, con muebles de madera clara, una campana de extracción a la derecha, y varias tuberías y cables visibles bajo la encimera. Encima de un dispensador de papel, hay una caja azul y amarilla con la etiqueta "Saran Wrap" (una marca de film plástico). En el suelo parece haber una película plástica transparente que el científico está limpiando cuidadosamente. Esta escena refleja el nivel extremo de limpieza que Patterson mantenía en su laboratorio para evitar cualquier mínima contaminación externa, especialmente de plomo, ya que su trabajo requería mediciones ultrasensibles. Gracias a estas medidas, fue pionero en establecer uno de los primeros laboratorios de ambiente limpio (clean room) en el mundo.

Figura 4. Clair Patterson limpiando su laboratorio para evitar la contaminación. Fuente: Archivos y Colecciones Especiales del Instituto Tecnológico de California (Caltech Archives CCP145.5-7).

Finalmente, en 1953, las muestras fueron analizadas con la ayuda de un (entonces novedoso) espectrómetro de masas, un instrumento que permite separar con mucha precisión los elementos que constituyen un mineral. ¿El resultado? Patterson calculó la edad de la Tierra en 4.550 millones de años, con un margen de error de más o menos unos 70 millones de años, (¡menor del 2% a pesar de los medios disponibles en ese momento!). En líneas generales este valor continúa siendo válido en la actualidad.

El circón: una trampa para el uranio

A medida que avanzaba el conocimiento sobre la vida media de las transmutaciones radiactivas de los isótopos y mejoraba la precisión de la espectrometría de masas, surgieron nuevos métodos de datación radiométrica, útiles para datar diferentes tipos de rocas y minerales (Tabla I). A pesar de ello, el método uranio-plomo sigue siendo el más fiable para calcular la edad de rocas muy antiguas, y la principal razón es que hoy disponemos de una técnica mucho más depurada gracias al papel que desempeña un mineral con propiedades extraordinarias: el circón. 

La tabla presenta cuatro métodos de datación radiométrica utilizados para determinar la antigüedad de las rocas. Está organizada en cuatro columnas: Elemento padre (el isótopo radiactivo original), Elemento hijo (el producto estable tras la desintegración), Vida media (tiempo que tarda en desintegrarse la mitad del elemento padre), y Observaciones sobre su uso geológico. Los datos incluidos son los siguientes: Samario-147 se desintegra en Neodimio-143, con una vida media de 106 000 millones de años. Se utiliza principalmente en rocas metamórficas antiguas. Rubidio-87 se convierte en Estroncio-87, con una vida media de 47 000 millones de años. Este método puede aplicarse a cualquier tipo de roca. Uranio-238 se transforma en Plomo-206, con una vida media de 4 510 millones de años. Es considerado el método más preciso para datar rocas. Potasio-40 se desintegra en Argón-40, con una vida media de 1 300 millones de años, y es el método más comúnmente usado. Esta tabla permite comparar la aplicabilidad y precisión de distintos métodos de datación radiométrica, clave para entender la historia geológica de la Tierra.

El circón (silicato de zirconio: ZrSiO4) es un mineral accesorio de pequeño tamaño que cristaliza  a partir de magmas procedentes del manto superior o de la base de la corteza terrestre, por lo que es un mineral muy común en rocas ígneas, como el granito (Figura 5). Durante su formación tiende a incorporar diversos elementos que reemplazan parcialmente el circonio (Zr) en su estructura cristalina, tales como uranio, torio, titanio y elementos de las tierras raras; pero rechaza fuertemente el plomo durante su crecimiento. Una vez cristalizado, retiene estos elementos, principalmente el uranio, del que puede llegar a tener entre 100 y 1000 ppm (partes por millón). Y puesto que rechazó el plomo durante la cristalización, cualquier plomo que aparezca posteriormente dentro de su estructura se debe exclusivamente a la desintegración radiactiva. Es decir, se puede asumir que todo el 206Pb y 207Pb presentes cuando se analiza una muestra tiene su origen en la descomposición radiogénica del uranio.

La imagen está dividida en dos partes. A la izquierda, se muestra una fotografía en color de una roca ígnea, de aspecto rugoso y granular. Es un granito procedente de Pakistán. En su superficie se observan cristales alargados y brillantes de color rojo oscuro, señalados con flechas blancas. Estos cristales son circones de tamaño centimétrico, minerales extremadamente duros y resistentes que suelen contener pequeñas cantidades de uranio y plomo, lo que los hace muy valiosos para la datación geológica. A la derecha, se presenta una imagen en blanco y negro aumentada de un solo cristal de circón visto con lupa o microscopio. El cristal tiene forma alargada y ligeramente achatada, con bordes irregulares y una superficie que muestra zonas oscuras y claras, indicando variaciones internas en su estructura. Este ejemplar es mucho más pequeño que los de la izquierda, con un tamaño submilimétrico. La comparación entre ambas imágenes muestra cómo los circones pueden variar en tamaño, desde algunos milímetros hasta varios centímetros, y resalta su utilidad tanto en observaciones macroscópicas como en estudios microscópicos.

Figura 5. Circones centimétricos (flechas) cristalizados en un granito procedente de Paquistán (izquierda) y aspecto de un ejemplar de tamaño submilimétrico visto con una lupa (derecha). Fuente: colección Gabriel Castilla y Wikipedia Commons.

Además, el circón es durísimo y resiste altas temperaturas, presiones y procesos geológicos como el metamorfismo o la erosión, lo que le permite conservar su firma isotópica incluso después de miles de millones de años. Puede crecer (recristalizar) en rocas metamórficas en condiciones de alta presión y hasta 900 ºC de temperatura, permitiendo datar el evento (o los eventos) en el que volvió a integrar uranio en su estructura (que posteriormente volverá a transformarse en plomo). Igualmente, su gran dureza le permite sobrevivir intacto a ciclos de erosión, transporte y sedimentación, manteniéndose “químicamente estable” en forma de grano detrítico en el interior de rocas sedimentarias, y permitiendo datar la edad máxima de deposición de esas rocas.

La imagen está dividida en dos partes. En la parte superior aparece un texto informativo sobre el hecho de que la roca más antigua de la Tierra podría haberse encontrado en la Luna. El texto explica que en 2019 se anunció que una muestra traída por la misión Apolo 14 de la NASA contenía un fragmento de la antigua corteza terrestre. Los científicos creen que esta roca se formó a unos 160 km de profundidad en la Tierra y que fue expulsada al espacio por el impacto de un asteroide, aterrizando finalmente en la Luna. La muestra, que pesa casi 9 kilos, es un tipo de roca llamado brecha, compuesta por fragmentos de diferentes rocas fundidas y compactadas por el calor de los impactos que moldearon la superficie lunar. La datación de los cristales de circón contenidos en la muestra indica que esta roca se formó hace 4.011 millones de años. Aunque se han encontrado cristales de circón más antiguos (de hasta 4.374 millones de años) en la Tierra, esos se han preservado en rocas erosionadas, mientras que esta muestra lunar conserva el contexto original. En la parte inferior del cartel se muestra una fotografía en blanco y negro de la roca lunar, etiquetada como “14321,46”. Es una roca rugosa, de color oscuro, y se encuentra sobre una superficie lisa. A la izquierda, una escala vertical marca 2 centímetros. Una flecha blanca apunta a un fragmento incrustado en la roca, señalado como el clasto (trozo) que se habría formado originalmente en la Tierra. Fuente de la imagen: JPL-NASA.

Receta para analizar un circón

1º. Se realiza un estudio de campo y se recolectan las muestras de roca de interés.

2º. Las rocas son molidas y tamizadas. El polvo grueso de roca obtenido es lavado y separado por gravedad para concentrar los minerales más pesados.

3º. Los concentrados de minerales pesados se seleccionan y extraen con un separador magnético.

4º. La purificación final se logra separando a mano cada circón. Como no miden más de 1mm esta tarea se realiza con ayuda de una lupa binocular y pinzas finas.

5º. Los circones se pegan en cinta de doble cara y se montan en moldes, que son rellenados con una resina.

6º Cuando la resina ya está consolidada, se pule para que la parte central de los minerales quede expuesta y se pueda analizar.

En la actualidad los circones se analizan química e isotópicamente mediante varias técnicas derivadas de la espectrometría de masas, principalmente dos:

(1) La microsonda iónica de alta resolución (Super High-Resolution Ion Micro-Probe, también conocida como SHRIMP).

(2) El espectrómetro de masas de plasma acoplado inductivamente y ablación láser (LA-ICP-MS, siglas de Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometer).

Estas técnicas permiten estudiar con gran precisión partes muy concretas de un cristal, vaporizan los átomos de uranio y plomo que surgen de un punto seleccionado (Figura 7). Los datos que se obtienen se procesan y se corrigen para ser usados en los cálculos de relaciones isotópicas de U-Pb (y Th) y estimación final de edades.

La imagen muestra una fotografía microscópica a color de un cristal de circón, un mineral muy resistente utilizado frecuentemente para la datación radiométrica de rocas antiguas. El circón aparece como una forma ovalada y alargada, con una serie de líneas concéntricas internas que marcan su crecimiento por capas, similares a los anillos de un árbol. En el centro del cristal se observa una zona oscura e irregular, posiblemente una inclusión o una zona alterada. A lo largo del borde del circón se pueden ver cuatro pequeños orificios circulares, señalados con flechas rojas. Estos agujeros fueron hechos de forma controlada mediante el impacto de haces de iones que vaporizaron mínimas cantidades del mineral para permitir la medición de la relación entre uranio y plomo en puntos específicos del cristal. Esta técnica permite determinar con gran precisión la edad del circón. Este circón procede de una roca muy antigua llamada gneis de Acasta, ubicada en Canadá. Su datación ha revelado una edad aproximada de 4.000 millones de años, lo que lo convierte en uno de los minerales más antiguos encontrados en la Tierra. Fuente de la imagen: Adaptado de York (1993).

Figura 7. Circón procedente del gneis de Acasta (Canadá). Los pequeños círculos que se observan fueron producidos por haces de iones que vaporizaron partes del cristal para establecer la relación de uranio y plomo en esos puntos concretos. Ha sido datado en unos 4.000 millones de años. Adaptado de York (1993).

Una gráfica para datarlos a todos

Cuando se forma un circón (cristaliza por debajo de los 900 º C), el sistema uranio-plomo se reinicia. A medida que pasa el tiempo los isótopos de plomo creados por la descomposición radiactiva del uranio quedan atrapados y se concentran. Si nada lo perturba, datarlo es muy sencillo: solo habrá que situar las concentraciones de plomo respecto al uranio inicial sobre una gráfica, la llamada curva de concordia, que se construye relacionando las cantidades de isótopos de plomo que se forman a partir de los dos principales isótopos de uranio (Figura 8a).

La imagen muestra una gráfica científica conocida como curva de concordia, utilizada en geocronología para fechar rocas mediante la comparación de las proporciones de isótopos de uranio y plomo. El eje horizontal representa la relación entre Plomo-207 y Uranio-235, mientras que el eje vertical representa la relación entre Plomo-206 y Uranio-238. Ambos sistemas se basan en la desintegración radiactiva natural del uranio en plomo a lo largo del tiempo. La curva que recorre la gráfica comienza en el origen (punto inferior izquierdo, marcado como “HOY” en rojo) y asciende hacia la derecha hasta alcanzar el punto más alto a la derecha, marcado como “ORIGEN” en rojo (correspondiente a una antigüedad de 4.5 Ga, es decir, 4.500 millones de años). A lo largo de esta curva hay varios puntos negros marcados con etiquetas de edad, como: 1.5 Ga (1.500 millones de años), 2 Ga, 2.5 Ga, 3 Ga, 3.5 Ga, 4 Ga, hasta 4.5 Ga. Estos puntos representan proporciones de isótopos que corresponden a edades concretas, calculadas a partir de las vidas medias conocidas de los isótopos U-235 (más rápida) y U-238 (más lenta). Por ejemplo: A los 704 millones de años, la cantidad de Uranio-235 se ha reducido a la mitad, por lo que la relación Pb/U es 1. A los 1.408 millones de años, solo queda una cuarta parte del Uranio-235, así que la relación Pb/U es 3, y así sucesivamente. Esta gráfica permite comparar las proporciones de isótopos medidos en una muestra y deducir su edad, siempre que no haya habido pérdida de elementos. Si un punto medido cae fuera de la curva, puede indicar que el sistema ha sido alterado.

Figura 8a. Curva de concordia para el sistema uranio-plomo. El hecho de conocer con precisión las vidas medias de los dos principales isótopos del uranio nos permite construir una gráfica con proporciones plomo/uranio muy concretas para los 4.550 millones de años de historia de la Tierra. En una roca de 704 millones de años, el 235U está en su vida media por lo que habrá una relación Pb/U = 1. En una roca de 1.408 millones de años solo quedará un átomo de 235U por cada tres átomos de 207Pb, por lo que la relación Pb/U = 3, y así sucesivamente. En el caso del 238U la descomposición es más lenta, por eso en ese eje de la gráfica las relaciones adoptan valores menores que 1. Los puntos negros sobre la curva señalan las edades para esas proporciones en giga años (Ga), es decir miles de millones de años (1Ga = 1000.000.000 años).

Es muy raro que a lo largo de los miles de millones de años de la historia de la Tierra un circón no se vea alterado por cambios de presión y temperatura en su entorno. Cuando esto sucede, pueden escapar isótopos de plomo, por lo que las dataciones ya no caerán exactamente sobre la curva de concordia. Es decir, se abre y distorsiona el sistema isotópico. Es aquí cuando toma sentido datar muchos circones con el fin de establecer diversos niveles de pérdida de plomo y con ellos establecer una recta de discordia, recta que cortará la curva de concordia en dos puntos, lo que proporcionará información sobre la edad del circón y sobre el supuesto momento en que se produjo el episodio de metamorfismo que alteró la química del mineral (Figura 8b).

La imagen muestra un diagrama de concordia, como el de la Figura 8a, utilizado en geocronología para fechar rocas a partir de la desintegración radiactiva del uranio en plomo. El eje horizontal indica la proporción entre Plomo-207 y Uranio-235. El eje vertical muestra la proporción entre Plomo-206 y Uranio-238. La curva de concordia (línea verde) representa las proporciones que se obtendrían si una muestra no ha perdido ni ganado material desde su formación. En este gráfico, aparecen además tres puntos azules marcados como M1, M2 y M3, que representan tres muestras distintas de cristales de circón procedentes de una misma roca antigua. Estos tres puntos no caen sobre la curva, sino que están alineados sobre una línea recta azul más clara llamada recta de discordia. Esta recta de discordia se traza cuando una roca ha sufrido algún proceso que ha modificado sus proporciones originales de plomo y uranio, por ejemplo, un episodio de metamorfismo (aumento de presión y temperatura que no llega a fundir la roca). La recta intersecta la curva de concordia en dos puntos clave: El punto superior, marcado como 3.2 Ga (3.200 millones de años), indica la edad original de formación de la roca que contiene los circones. El punto inferior, marcado como 2 Ga (2.000 millones de años), señala el momento en que se produjo la alteración metamórfica, que causó una pérdida de plomo en los cristales. Este tipo de análisis permite reconstruir la historia térmica de una roca y saber tanto cuándo se formó como cuándo fue modificada por eventos posteriores. Fuente: Adaptado de York (1993) y elaboración propia.

Figura 8b. Diagrama de concordia para tres muestras de circones (M1, M2 y M3) de una roca antigua que ha experimentado una alteración por metamorfismo (cambio de presión y temperatura pero sin llegar a fundir). La recta de discordia intersecta la curva “por arriba” en 3.2 Ga, revelando la edad de la roca que contiene las tres muestras, y “por abajo” en 2 Ga, señalando el momento en que se produjo el episodio de alteración metamórfica que desencadenó la pérdida de plomo. Adaptado de York (1993) y elaboración propia.

La imagen muestra un recuadro de fondo gris con texto blanco que aborda el tema: ¿Cuál es el circón más antiguo? El texto informa que en 2007 se anunció el descubrimiento de circones detríticos, es decir, granos de circón que han sobrevivido a la erosión de las rocas originales que los contenían. Estos granos, similares a los granos de cuarzo en arena de playa, fueron hallados en Jack Hills, Australia Occidental, y tienen una antigüedad estimada de 4.252 millones de años. Se explica que estos circones son los microdiamantes naturales más antiguos conocidos en la Tierra. Sin embargo, este récord fue superado en 2014, cuando se anunció el hallazgo de un circón Hádico (del eón Hádico, el más antiguo de la historia terrestre), con una antigüedad de aproximadamente 4.400 millones de años. El texto plantea una pregunta clave: “¿Por qué se conservan los granos más resistentes pero no las rocas a las que pertenecieron?” Esta cuestión subraya la importancia de los circones como testigos de las primeras etapas de la historia geológica de la Tierra, ya que no se han conservado rocas completas de ese periodo, pero sí estos cristales extremadamente resistentes que permiten reconstruir parte de esa historia temprana.

Nuevos avances en datación U-Pb

El circón sigue siendo el mineral insignia para la datación geocronológica, por su resistencia y fiabilidad. Sin embargo, los nuevos avances en la precisión de los métodos instrumentales y analíticos han permitido que, además del circón, actualmente se pueden datar otros minerales mediante el método uranio-plomo. Algunos de los más utilizados son:

Monacita (CePO4): rica en uranio y torio, y común en rocas metamórficas y graníticas. Es menos resistente al metamorfismo que el circón, pero muy útil en geología regional para datar procesos metamórficos.

Xenotima (YPO4): similar a la monacita pero con itrio en lugar de cerio. También incorpora uranio y se encuentra en rocas ígneas y metamórficas.

Titanita (o esfena, CaTiSiO5): contiene uranio en cantidades moderadas, siendo más susceptible a pérdidas de Pb que el circón. Se emplea en rocas ígneas y metamórficas, siendo importantes en rocas pobres en circón.

Baddeleyita (ZrO2): se encuentra en basaltos y gabros antiguos, y rocas mantélicas donde el circón es raro o ausente.

Bibliografía consultada.

Allégre, C.J.; Manhès, G. y Göpel, C. (1995). The age of the Earth. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 59 (8), pp.1445-1456.

Anguita, F. (1988). Origen e Historia de la Tierra. Editorial Rueda.

Bellucci, J.J. et al. (2019). Terrestrial-like zircon in a clast from an Apollo 14 breccia. Earth and Planetary Science Letters 510, pp. 173-185.

Bryson, B. (2003). Una breve historia de casi todo. Edición especial ilustrada. RBA Editores.

Casado, M. J. (2006). Las damas del laboratorio. Editorial Debate.

Greshko, M. (2019). La posible roca más antigua de la Tierra se recogió en la Luna. National Geographic. Versión on-line.

Guo, J-L. et al. (2000). Significant Zr isotope variations in single zircon grains recording magma evolution history. Proceedings of the National Academy of Sciences, Vol. 117 (35), pp. 21125-21131.

Harley, L. y Kelly, N.M. (2007). Zircon- Tyny but Timely. Elements, 3 (1).

Mennekem, M. et al. (2007). Hadean diamonds in zircon from Jack Hills, Western Australia. Nature 448 (7156), pp. 917-920.

Naipauer, M. (2021). Circones, los relojes de la Tierra. Ciencia Hoy, Vol. 30, n. 176, pp. 51-57.

Patterson, C. (1956). Age of meteorites and the Earth. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 10, pp.230-237.

Valley. J. W. et al. (2014). Hadean age for a post-magma-ocean zircon confirmed by atom-probe tomography. Nature Geoscience 7, pp. 219-223.

Wilde, S.A.; Valley, J.W.; Peck, W.H. y Graham, C.M. (2001). Evidence from detrital zircons for the existence of continental crust and oceans on the Earth 4.4 Gyr ago. Nature, 409 (6817), pp.175-178.

York, D. (1993). Protohistoria de la Tierra. Investigación y Ciencia, 198 (marzo), pp.40-47.

Artículos de geología general (temáticas),Cambio climático,Geomorfología,La Serrota,Paleoclima

GEOLODÍA 24. Los 10 factores que condicionan la formación de un glaciar

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Por Gabriel Castilla Cañamero, Javier Pérez Tarruella y Javier Élez

De innumerables artimañas se sirve la naturaleza para convencer al hombre de su finitud: el fluir incesante de la marea, la furia de la tormenta, la sacudida del terremoto […]. Pero entre todas ellas la más temible, la más estremecedora, es la pasividad del silencio blanco.

El silencio blanco. Jack London, 1899.

Una definición y algunas preguntas

Los glaciares se forman en aquellos lugares fríos donde la nieve se acumula hasta transformarse en hielo. Conforme crece la capa de nieve, la presión de las capas profundas aumenta, haciendo que disminuya el volumen por compactación y, en consecuencia, que aumente la densidad hasta que se forma hielo glaciar (Figura 1).

Figura 1. Formación del hielo glaciar por enterramiento y compactación (izquierda). El movimiento de un glaciar es consecuencia del comportamiento del hielo compacto y denso bajo la acción de la fuerza de la gravedad (derecha). A partir de una situación de equilibrio entre la zona de acumulación y la zona de ablación los glaciares pueden retroceder, reduciéndose su zona de acumulación; o en caso contrario, avanzar. Figura: Gabriel Castilla, adaptado de Rubial (2005) y Anguita y Moreno (1993).
Figura 1. Formación del hielo glaciar por enterramiento y compactación (izquierda). El movimiento de un glaciar es consecuencia del comportamiento del hielo compacto y denso bajo la acción de la fuerza de la gravedad (derecha). A partir de una situación de equilibrio entre la zona de acumulación y la zona de ablación los glaciares pueden retroceder, reduciéndose su zona de acumulación; o en caso contrario, avanzar. Figura: Gabriel Castilla, adaptado de Rubial (2005) y Anguita y Moreno (1993).

La diferencia entre un glaciar vivo y una masa de hielo muerto es el movimiento, y el motor que lo impulsa es el gradiente de presión que se forma entre la zona de acumulación donde se forma hielo glaciar y la zona de ablación, que es donde el hielo se pierde tanto por fusión como por la erosión que ejerce el viento (Figura 2).

Figura 2. El glaciar Río Túnel Superior (en la difusa frontera entre la Patagonia de Argentina y Chile). Al fondo se aprecia la zona de acumulación en forma de circo (depresión semicircular rodeada de montañas), y en primer plano el frente de la lengua glaciar. La laguna se ha formado por la fusión del hielo en la zona de ablación. Fotografía de Iván Pérez López.
Figura 2. El glaciar Río Túnel Superior (en la difusa frontera entre la Patagonia de Argentina y Chile). Al fondo se aprecia la zona de acumulación en forma de circo (depresión semicircular rodeada de montañas), y en primer plano el frente de la lengua glaciar. La laguna se ha formado por la fusión del hielo en la zona de ablación. Fotografía de Iván Pérez López.

Pero, ¿cómo llega a formarse un glaciar en un lugar concreto? ¿Qué variables lo condicionan?

Puesto que cada caso de estudio es único, no es posible ofrecer una respuesta general a estas preguntas; sin embargo, existen al menos diez variables que nos permiten aproximarnos a los entresijos de un proceso geológico de singular complejidad y belleza.

  1. Latitud
  2. Altitud
  3. Insolación
  4. Albedo
  5. Orientación
  6. Continentalidad
  7. Efecto abrigo
  8. Morfología previa
  9. Redes de fractura y escarpes tectónicos
  10. Polvo atmosférico

Entremos en detalles.

Las diez variables

1. Latitud

La latitud determina el ángulo con el que la radiación solar alcanza la superficie terrestre. Como podemos ver en la Figura 3, esta incide perpendicularmente en la región ecuatorial mientras que en los polos llega con mucha inclinación, lo que implica que se pierda una parte de la energía al atravesar la atmósfera.

Figura 3. La cantidad de radiación solar que incide sobre la superficie terrestre depende de la inclinación con la que atraviesa la atmósfera, es decir, varía con la latitud. La temperatura media anual en la zona ecuatorial es de 25 ºC, mientras que en los polos es de -40 ºC. Figura: Gabriel Castilla.

Es por ello que la cantidad de radiación que reciben las regiones polares es mucho menor que en el ecuador, y este es el principal motivo por el que existen glaciares al nivel del mar en la Antártida, Islandia y Groenlandia (Figura 4).

Las regiones ecuatoriales solo han albergado glaciares al nivel del mar durante los llamados episodios Snowball Earth (literalmente Tierra bola de nieve), intensas glaciaciones del período Criogénico, hace entre 720 y 635 millones de años.

2. Altitud

¿Significa esto que no puede haber glaciares en el ecuador? Sí los hay, pero situados a gran altitud.

Dado que la atmósfera se calienta desde la superficie terrestre, la temperatura desciende con la altura, y en las zonas templadas del planeta esta diferencia térmica es de aproximadamente un grado centígrado por cada 152 metros de ascenso vertical.

Esto quiere decir que en una región donde la temperatura al nivel del mar sea de 25 ºC, a los 4.500 m de altitud podrá alcanzar los -5 ºC (o sea, 30 grados menos), y  explica por qué podemos encontrar glaciares a 4.500 m de altitud en la zona ecuatorial de la cordillera de los Andes y en las montañas Rwenzori, en el corazón de África Oriental (Figura 4).

En el caso de la Península Ibérica, situada a una latitud media de 40º norte, el momento álgido del Último Periodo Glaciar tuvo lugar hace entre 24.000 y 21.000 años, y los glaciares se formaron en el Sistema Central a una altitud comprendida entre los 1.500 m y los 2.500 m sobre el nivel del mar actual.

Figura 4. A la izquierda, laguna glaciar Breiðárlón en el extremo sur del glaciar Vatnajökull (Islandia), a unos 64º de latitud norte y prácticamente al nivel del mar. Y a la derecha, glaciar en la cumbres de las Montañas Rwenzori (Uganda), a unos 5.000 m de altitud y prácticamente en la línea del ecuador (0º 23´ latitud norte). Fotografías de Gabriel Castilla y WWF respectivamente.
Figura 4. A la izquierda, laguna glaciar Breiðárlón en el extremo sur del glaciar Vatnajökull (Islandia), a unos 64º de latitud norte y prácticamente al nivel del mar. Y a la derecha, glaciar en la cumbres de las Montañas Rwenzori (Uganda), a unos 5.000 m de altitud y prácticamente en la línea del ecuador (0º 23´ latitud norte). Fotografías de Gabriel Castilla y © WWFUganda respectivamente.

3. Insolación

La cantidad de radiación solar que alcanza un punto de la superficie terrestre en un año depende de variables como la nubosidad y el relieve (en el hemisferio norte es la cara sur de las montañas la que recibe más radiación y por tanto es la más cálida).

En las zonas ecuatoriales, el Sol alcanza su altura máxima sobre el horizonte durante 30 días; sin embargo, en las zonas tropicales alcanza esta misma posición en el cielo durante 86 días (¡casi el triple de tiempo!) y es por ello que los trópicos son más cálidos y albergan grandes desiertos. La cantidad de radiación que recibe el área mediterránea es mucho mayor que la que alcanza Escandinavia, donde los inviernos son más rigurosos.

Durante el momento álgido del Último Periodo Glaciar, las zonas de menor insolación alojaron masas de hielo que alcanzaron los 3.000 m de espesor. Sin embargo, en la Península Ibérica el espesor máximo del hielo fue de unos 200 m en la Sierra de Béjar (Sistema Central).

Figura 5. Mapa de insolación de Europa (izquierda) comparado con la distribución de precipitaciones y masas de hielo durante el Último Máximo Glaciar (derecha). Se aprecia una relación entre baja insolación y mayor acumulación de hielo en la zona de Escandinavia. Estas masas de hielo, de hasta 3000 m de espesor, condicionaron el régimen de vientos y la humedad en Centroeuropa (vientos intensos, fríos y secos que depositaron un manto de loess –limo arcilloso- en el continente). Fuente de la imagen: Comisión Europea/Joint Reseach Center y Rea et al. (2020).
Figura 5. Mapa de insolación de Europa (izquierda) comparado con la distribución de precipitaciones y masas de hielo durante el Último Máximo Glaciar (derecha). Se aprecia una relación entre baja insolación y mayor acumulación de hielo en la zona de Escandinavia. Estas masas de hielo, de hasta 3000 m de espesor, condicionaron el régimen de vientos y la humedad en Centroeuropa (vientos intensos, fríos y secos que depositaron un manto de loess –limo arcilloso- en el continente). Fuente de la imagen: Comisión Europea/Joint Reseach Center y Rea et al. (2020).

4. Albedo

Este término hace referencia a la cantidad de radiación solar que puede reflejar una superficie. El hielo y la nieve fresca son como un espejo y pueden reflejar hasta el 90% de la radiación que reciben, es decir, apenas se calientan por el Sol. Sin embargo, esta situación cambia cuando se deposita sobre ellos ceniza volcánica o sedimento, partículas oscuras de menor reflectividad que sí absorben la radiación solar.

De este hecho se desprende una idea importante: los glaciares se derriten desde dentro, bien por aumento de la temperatura ambiental, o bien porque absorben calor por cambios en el albedo (Figura 6).

Esta es la razón por la que países como Italia, Francia y China intentan conservar algunos glaciares emblemáticos cubriéndolos con material geotextil blanco de alta reflectividad que actúa como aislante térmico.

Figura 6. Vista panorámica del glaciar Svínafellsjökull (Islandia). Se aprecia una notable diferencia de albedo entre el hielo joven (al fondo) y el que contiene ceniza volcánica (primer plano). El hielo sucio de menor albedo se funde antes, creando una laguna de aspecto turbio debido a las finas partículas de ceniza que quedan en suspensión. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 6. Vista panorámica del glaciar Svínafellsjökull (Islandia). Se aprecia una notable diferencia de albedo entre el hielo joven (al fondo) y el que contiene ceniza volcánica (primer plano). El hielo sucio de menor albedo se funde antes, creando una laguna de aspecto turbio debido a las finas partículas de ceniza que quedan en suspensión. Fotografía de Gabriel Castilla.

5. Orientación

Diversos estudios señalan que en el hemisferio norte los glaciares tienden a situarse en lugares de sombra (cara norte de los macizos montañosos), protegidos del viento dominante (a sotavento) y con mucha frecuencia orientados hacia el este (Figura 7).

En el hemisferio sur la orientación predominante es sureste, coincidiendo con la cara del relieve que recibe una menor insolación.

Figura 7. Durante el Último Máximo Glaciar, el glaciarismo de La Serrota (Ávila) se desarrolló en torno a los 2.200 m de altitud. La fotografía corresponde al llamado glaciar de la Serradilla, muy cerca de la localidad de Cepeda la Mora. En las imágenes de satélite captadas en marzo de 2024 se aprecia cómo las primeras nevadas dejadas por la borrasca Nelson (con vientos procedentes del oeste-suroeste) depositaron una mayor cantidad de nieve en los valles orientados hacia el noreste y el sureste, es decir, a sotavento. Fotografía de Javier Pérez Tarruella y Copernicus/Sentinel/UE, respectivamente.
Figura 7. Durante el Último Máximo Glaciar, el glaciarismo de La Serrota (Ávila) se desarrolló en torno a los 2.200 m de altitud. La fotografía corresponde al llamado glaciar de la Serradilla, muy cerca de la localidad de Cepeda la Mora. En las imágenes de satélite captadas en marzo de 2024 se aprecia cómo las primeras nevadas dejadas por la borrasca Nelson (con vientos procedentes del oeste-suroeste) depositaron una mayor cantidad de nieve en los valles orientados hacia el noreste y el sureste, es decir, a sotavento. Fotografía de Javier Pérez Tarruella y Copernicus/Sentinel/UE, respectivamente.

6. Continentalidad

Es la lejanía de un territorio respecto de una masa de agua (mar un océano) que aporte humedad (recordemos que sin humedad no hay nieve) y suavice las temperaturas extremas. En el contexto de la Península Ibérica hace referencia a la influencia de frentes fríos y secos procedentes de Centro Europa y Siberia, en relación a los frentes cálidos y húmedos procedentes del Océano Atlántico.

El estudio de los campos de dunas fósiles que se formaron en Tierra de Pinares (comarca que abarca parte de las provincias de Ávila, Valladolid y Segovia), nos permiten conocer la dirección y sentido de los vientos dominantes durante los momentos de extrema aridez del Último Máximo Glaciar.

Diversos modelos señalan que vientos procedentes del suroeste y el oeste azotaron la meseta castellana, favoreciendo tanto el transporte de sedimento que formó las dunas como la erosión eólica (deflación) responsable de la ablación de los glaciares.

Figura 8. Modelo atmosférico para el último máximo glaciar. Las flechas señalan la dirección y el sentido del viento; el código de colores marca la velocidad. El modelo es compatible con los datos de la orientación de los campos de dunas en la península para esa época. Adaptado de Dietrich, 2011.
Figura 8. Modelo atmosférico para el último máximo glaciar. Las flechas señalan la dirección y el sentido del viento; el código de colores marca la velocidad. El modelo es compatible con los datos de la orientación de los campos de dunas en la península para esa época. Adaptado de Dietrich, 2011.

7. Efecto abrigo

Puesto que durante la última glaciación los vientos dominantes que barrían la península provenían principalmente del oeste y suroeste, es muy probable que los ventisqueros (trampas –abrigos- donde el viento forma torbellinos que atraen la nieve) estuvieran orientados en sentido opuesto, es decir, hacia el este y el noreste.

Como su propio nombre indica, durante las ventiscas la nieve se arremolina y acumula en estos puntos formando neveros (pequeñas masas de hielo que perduran todo el año), que en períodos fríos pueden actuar como áreas de acumulación de nieve.

Figura 9. Nevero en la cara sureste de un relieve montañoso en los Pirineos Orientales (Francia). La imagen fue tomada en agosto de 2017. Si un nevero persiste durante varios años reciben el nombre de nicho de nivación. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 9. Nevero en la cara sureste de un relieve montañoso en los Pirineos Orientales (Francia). La imagen fue tomada en agosto de 2017. Si un nevero persiste durante varios años reciben el nombre de nicho de nivación. Fotografía de Gabriel Castilla.

8. Morfología previa

Es importante reconstruir cómo era el relieve montañoso antes de la glaciación y, por tanto, antes de que los glaciares dejaran su huella en el paisaje.

Las cimas de las cordilleras que tienen poca pendiente son más propensas a acumular nieve (y por tanto a la formación hielo glaciar) que las cimas con mucha pendiente o que cuentan con un relieve muy acusado.

En estos casos la nieve tiende a caer en forma de aludes y por tanto no se acumula en las cimas, sino en la profundidad de los valles. Un buen ejemplo lo encontramos en la Sierra de Gredos, que por ser un sistema montañoso antiguo ha sido fuertemente erosionado y su línea de cumbres tiende a la horizontalidad, lo que favorecer la acumulación de nieve en la cuerda de cumbres.

Figura 10. Vista parcial de la cara norte de la Sierra de Gredos (sector oriental), formada durante la Orogenia Alpina, hace unos 40 millones de años. El paisaje que observamos en la actualidad (una línea de cumbres que tiende a la horizontalidad), es el resultado de la acción erosiva del Cuaternario (últimos 2,5 millones de años), periodo en el que se han sucedido hasta 51 episodios climáticos de frío-calor, aunque no todos ellos han dejado evidencias glaciares. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 10. Vista parcial de la cara norte de la Sierra de Gredos (sector oriental), formada durante la Orogenia Alpina, hace unos 40 millones de años. El paisaje que observamos en la actualidad (una línea de cumbres que tiende a la horizontalidad), es el resultado de la acción erosiva del Cuaternario (últimos 2,5 millones de años), periodo en el que se han sucedido hasta 51 episodios climáticos de frío-calor, aunque no todos ellos han dejado evidencias glaciares. Fotografía de Gabriel Castilla.

9. Redes de fractura y escarpes tectónicos

Las rocas se pueden romper por diferentes causas. Las fracturas de pequeña entidad se pueden disponerse al azar o seguir patrones de distribución en función de su origen: desde la existencia de heterogeneidades en la roca (por diferencias de composición, por ejemplo), pasando por desgaste debido a ciclos de calor-frío extremo, la descompresión o tensiones propias de la tectónica de placas. Las diaclasas (fracturas sin desplazamiento) favorecen la infiltración del agua en la roca y con ello la aceleración de los procesos de meteorización química (por alteración y disolución de minerales) y la erosión (Figura 11).

Figura 11. Red de fracturas de una de las cumbres de la Sierra de Gredos. La nieve se acumula principalmente en las zonas más erosionadas, siguiendo una red de fracturas que estás dispuestas verticalmente (líneas azules) y en diagonal (líneas rojas). Conforme la erosión vaya haciendo su trabajo, estas zonas de acumulación irán creciendo. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 11. Red de fracturas de una de las cumbres de la Sierra de Gredos. La nieve se acumula principalmente en las zonas más erosionadas, siguiendo una red de fracturas que estás dispuestas verticalmente (líneas azules) y en diagonal (líneas rojas). Conforme la erosión vaya haciendo su trabajo, estas zonas de acumulación irán creciendo. Fotografía de Gabriel Castilla.

Los escarpes tectónicos son fracturas de mayor tamaño que implican un desplazamiento, normalmente formando un relieve con forma de escalón. Estas fallas también favorecen la meteorización, pero sobre todo los movimientos en masa (deslizamientos, vejigas, torrentes, etc.), formando cabeceras de vaciado donde pueden instalarse cuencas glaciares (Figura 12).

Figura 12. Cabecera de vaciado en uno de los picos de la Sierra de Gredos (detalle ampliado de la Figura 10). La montaña ha sido fuertemente erosionada y vaciada por una red de valles torrenciales rectos y paralelos entre sí, posiblemente escarpes de falla. Es en estos valles alargados, situados a gran altura, con pendiente moderada y a resguardo del viento, donde tienden a instalarse las cuencas glaciares durante los episodios de glaciación. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 12. Cabecera de vaciado en uno de los picos de la Sierra de Gredos (detalle ampliado de la Figura 10). La montaña ha sido fuertemente erosionada y vaciada por una red de valles torrenciales rectos y paralelos entre sí, posiblemente escarpes de falla. Es en estos valles alargados, situados a gran altura, con pendiente moderada y a resguardo del viento, donde tienden a instalarse las cuencas glaciares durante los episodios de glaciación. Fotografía de Gabriel Castilla.

10. Polvo atmosférico

Durante las glaciaciones una gran cantidad del agua dulce de los continentes queda atrapada en forma de hielo. El resultado es un aumento generalizado de la aridez (falta de humedad ambiental) con una consecuente pérdida de masa vegetal que conlleva la degradación del suelo. Desprovisto de raíces, el suelo es erosionado por el viento con más intensidad, movilizando una gran cantidad de sedimento en forma de arena y grava (que puede formar dunas) y de polvo, que el viento arrastra hasta las capas altas de la atmósfera. Este polvo modificará el albedo de la superficie en la que se deposite, calentándola.

Un análogo podría ser la irrupción en Europa de nubes de polvo sahariano que aceleran el deshielo de las cumbres de Sierra Nevada (Figura 13). ¿Hasta qué punto el polvo puede condicionar la formación y el desarrollo de un glaciar? Algunos estudios señalan que el polvo del desierto del Gobi (entre el norte de China y el sur de Mongolia) podría ser la causa por la que no se formaron grandes masas de hielo en el norte de Asia durante la última glaciación.

Figura 13. En marzo de 2022 la borrasca Celia provocó un episodio de polvo sahariano que afectó a gran parte de la Península Ibérica. En la imagen podemos ver los efectos que posteriormente tuvo en el deshielo de Sierra Nevada. Además de cambios en el albedo de la nieve, el oscurecimiento del cielo provocó una disminución de la insolación, con una pérdida del 80% de la capacidad de producción fotovoltaica de España. ¿Cómo pudo afectar el polvo del Sáhara al desarrollo de los glaciares en la Península Ibérica? Publicación de Amig@s Sierra Nevada.

Recapitulación

Los 10 factores que acabamos de ver nos hablan fundamentalmente de cómo nos alcanza la radiación solar, de cómo la atmósfera y el relieve redistribuyen esa radiación en forma de calor mediante el viento y otros fenómenos meteorológicos, y de cómo la geología condiciona la existencia de lugares favorables para la acumulación del hielo glaciar.

En este contexto podemos afirmar que el glaciarismo es un proceso geológico complejo y para entender el origen, la dinámica y la evolución temporal de los glaciares necesitamos manejar conceptos relacionados con muchas disciplinas, desde la física de la atmósfera y la Geografía, pasando por la Astronomía y la Geología.

El estudio de los glaciares es, sin duda, un estimulante reto multidisciplinar para cualquier espíritu curioso y amante de la Naturaleza.

Este contenido forma parte del Geolodía 2024 de Ávila en Cepeda la Mora, Ávila (España).

Referencias

  • Anguita, F. y Moreno, F. (1993). Procesos Geológicos Externos y Geología Ambiental. Editorial Rueda. Madrid, 311 pp.
  • Bernat Rebollal, M. (2012). Geomorfología de los depósitos eólicos cuaternarios del centro de la Península Ibérica. Una caracterización de la actividad eólica en tierras depinares y la llanura manchega. Tesis Doctoral. Universidad Complutense de Madrid. Facultad de Ciencias Geológicas. Departamento  de Geodinámica.
  • Carrasco, R.M. et al. (2023). The Prados del Cervunal morainic complex: Evidence of a MIS 2 glaciation in the Iberian Central System synchronous to the global LGM. Quaternary Science Reviews, 312.
  • Carrasco, R.M. et al. (2011). Reconstrucción y cronología del glaciar de meseta de la Sierra de Béjar (Sistema Central Español) durante el máximo glaciar. Boletín de la Real Sociedad Española de Historia Natural. Sección Geología. Nº 105 (1-4). Pp. 125-135.
  • Carrasco, R.M. et al. (2020). Glacial geomorphology of the High Gredos Massif: Gredos and Pinar valleys (Iberian Central System, Spain). Journal of Maps, 16:2. Pp. 790-804.
  • Dietrich, S. (2011). Palaeo wind system reconstruction of the last glacial period over Europe, using high resolution proxy data and model-data-comparison. Johannes Gutenberg-Universität Mainz.
  • Elis, R. y Palmer, M. (2016). Modulation of ice ages via precession and dust-albedo feedbacks. Geoscience Frontiers Vol. 7, nº 6, pp. 891-909.
  • Evans, I.S. (1977). World-wide variations in the direction and concentration of cirque and glacier aspects. Geografiska Annaler, 59A (3-4), 151-175.
  • Krinner, G.; Boucher, O. y Balkanski, Y. (2006). Ice-free glacial northern Asia due to dust deposition on Snow. Climate Dynamics Vol. 27, pp. 613-625.
  • Oerlemans, J.; Griesen, R.H. y Van Den Broeke, M.R. (2009). Retreating alpine glaciers: increased melt rates due to accumulation of dust (Vadret da Morterasch, Switzerland). Journal of Glaciology, Vol. 55, nº 192, pp. 729-736.
  • Oliva, M. et al. (2019). Late Quaternary glacial phases in the Iberian Peninsula. Earth-Science Reviews 192. Pp. 564-600.
  • Oliva. M.; Andrés, N.; Fernández-Fernández. J.M. y Palacios, D. (2023). The evolution of glacial landforms in the Iberian Mountains during the deglaciation. En Palacios, D.; Hughes, P.D.; García-Ruiz; J.M. y Andrés, N. European Glacial Landscapes. The Last Deglaciation. Cap. 22. Pp. 201-208. Elsevier, 2023.
  • Página Web de Meteosierra (Naturaleza): https://meteosierra.com/naturaleza/medio-natural/
  • Pedraza, J. y Carrasco, R.M. (2006). El glaciarismo Pleistoceno del Sistema Central. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, Vol. 13, 3. Pp. 278-288.
  • Rea, B.R. et al. (2020). Atmospheric circulation over Europe during the Younger Dryas. Science Advances, 6. 11 December 2020.
  • Rubial, M. J. (2005). Los glaciares: dinámica y relieve. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, Vol. 13, 3. Pp. 230-234.
Geomorfología,Noticias

Día Internacional de las Montañas 2023. El corazón de la Geología

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La Asamblea General de las Naciones Unidas designó el 11 de diciembre de 2003 como “Día Internacional de las Montañas”. Desde entonces se ha venido celebrando con la intención de sensibilizar a la humanidad sobre la importancia que las montañas tienen para la vida. 

Las montañas merecen nuestra atención por muchos motivos, pero desde una perspectiva naturalística cabe destacar dos:

  1. Primero, porque albergan más de una cuarta parte de las plantas y animales terrestres;
  2. y segundo, porque la aceleración del cambio climático está derritiendo los glaciares a un ritmo sin precedentes. Se espera que la profundidad del hielo en las altas montañas disminuya hasta un 40 por ciento antes del año 2050; un proceso que sin duda tendrá un gran impacto sobre el bienestar, la salud y la economía de millones de personas.

Es por este vínculo entre montañas y glaciares que hemos elegido para la ocasión una secuencia de fotografías de las tierras altas de Islandia.

Además, te animamos a que la acompañes con una banda sonora muy especial: la versión musicada que el compositor Arvo Pärt hizo sobre un poema del escocés Robert Burns (1759-1796). Parafraseando el título de esta obra inmortal, hoy nuestro corazón está en las Tierras Altas.

Las tierras altas de Islandia en imágenes

Estos crestones de roca volcánica son las cumbres de las montañas que reposan bajo el glacial Vatnajökull, una masa de hielo de 8.100 km2 (prácticamente la misma extensión que la provincia de Ávila) y que en este punto alcanza los 400 metros de espesor. Fotografía de Gabriel Castilla.
Foto 1. Estos crestones de roca volcánica son las cumbres de las montañas que reposan bajo el glaciar Vatnajökull, una masa de hielo de 8.100 km2 (prácticamente la misma extensión que la provincia de Ávila) y que en este punto alcanza los 400 metros de espesor. Fotografía de Gabriel Castilla.
Fotografía 2. Frente del glaciar Svínafellsjökull. El color oscuro del hielo se debe a la presencia de cenizas volcánicas. En los últimos 80 años la masa de hielo ha experimentado numerosos avances y retrocesos, fluctuaciones que han dado como resultado la formación de la laguna y la morrena (sedimentos de tamaño muy dispar) que forman el montículo que la delimita. Fotografía de Gabriel Castilla.
Foto 2. Frente del glaciar Svínafellsjökull. El color oscuro del hielo se debe a la presencia de cenizas volcánicas. En los últimos 80 años la masa de hielo ha experimentado numerosos avances y retrocesos, fluctuaciones que han dado como resultado la formación de la laguna y la morrena (sedimentos de tamaño muy dispar) que forman el montículo que la delimita. Fotografía de Gabriel Castilla.
Foto 3. Cascada de Gullfoss en el río Hvitá, el tercero más caudaloso de Islandia. Nace en el lago del glaciar Langjökull, a unos 45 kilómetros al norte. Las paredes del cañón alcanzan una altura de 70 metros en algunos puntos. Fotografía de Gabriel Castilla.
Foto 3. Cascada de Gullfoss en el río Hvitá, el tercero más caudaloso de Islandia. Nace en el lago del glacial Langjökull, a unos 45 kilómetros al norte. Las paredes del cañón alcanzan una altura de 70 metros en algunos puntos. Fotografía de Gabriel Castilla.
Foto 4. Vista panorámica del campo de lava de Mývatnsöraefi, en el noreste de Islandia. Aquí el relieve sobre la árida llanura lo configuran antiguos edificios de volcanes ya extintos. Fotografía de Gabriel Castilla.
Foto 4. Vista panorámica del campo de lava de Mývatnsöraefi, en el noreste de Islandia. Aquí el relieve sobre la árida llanura lo configuran antiguos edificios de volcanes ya extintos. Fotografía de Gabriel Castilla.
Foto 5. Nacimiento de una montaña por la erupción del volcán Fragadalsfjall en Islandia (julio de 2023). Fotografía de Gabriel Castilla.

Este año el tema para el Día Internacional de las Montañas, promovido por la FAO, es «Restauración de los ecosistemas de montaña» y pretende sensibilizar sobre la relevancia de los ecosistemas de montaña y demandar soluciones, mejores prácticas e inversiones basadas en la naturaleza que construyan resiliencia, reduzcan la vulnerabilidad y aumenten la capacidad de las montañas para adaptarse a las amenazas diarias y los eventos climáticos extremos.

Paleontología

Estromatolitos, las rocas de la vida… ¿en Marte?

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Los investigadores de la NASA se enfrentan al grave problema de cómo distinguir [en Marte] entre los estromatolitos verdaderos y otras estructuras parecidas de origen no
biológico.

La cuna de la vida. William Schopf, 2000
  • ¿Cuáles fueron las primeras formas de vida en la Tierra?
  • ¿Dónde están?
  • ¿Encontraremos estas mismas formas de vida en nuestra vecindad planetaria?
  • ¿Sabremos reconocerlas?

Las respuestas a estas apasionantes preguntas pasan por el estudio de un tipo de roca sedimentaria formada por la participación directa de organismos microscópicos: los estromatolitos.

Las primeras descripciones científicas se las debemos a Charles Doolittle Walcott y a otros geólogos del siglo XIX, quienes las interpretaron erróneamente como la impronta dejada por algún tipo desconocido de organismo de cuerpo blando, motivo por el que inicialmente acuñaron el término Cryptozoon (‘animal oculto’ en griego).

Fue en 1908 cuando el geólogo alemán Ernst Louis Kalkowsky propuso el término estromatolito, que literalmente significa ‘roca con capas’, para referirse al [entonces] misterioso fósil de aspecto laminar.

Estromatolitos fósiles encontrados en un bloque errático depositado por un glaciar en el Parc des Laurentides, cerca de Laterrière, Canadá. Provenía del lago Albanel, al noreste de Chibougamau, Québec (Canadá). Esta muestra se exhibe en el Jardín Geológico de la Université Laval, y fue donada por Jean-Guy Belley en 2003. La altura de la fotografía es de aproximadamente 1 metro. Fuente: André-P. Drapeau P., CC BY-SA 3.0, via Wikimedia Commons

El enigma perduró hasta 1956, cuando un grupo de topógrafos que trabajaban para una compañía de exploración petrolífera descubrieron en Australia estromatolitos vivos en las playas del sur de Bahía Shark.

Este hallazgo permitió al geólogo Brian W. Logan establecer la conexión entre Cryptozoon y su verdadera naturaleza: cada una de las láminas fueron antes tapetes microbianos o microbialitos, es decir, comunidades de microorganismos que vivieron y murieron una encima de otra.

Hoy el término Cryptozoon está en desuso y los estromatolitos se reconocen como la evidencia de vida microbiana más antigua conocida, con una presencia ininterrumpida en el registro fósil desde hace al menos 3.500 millones de años.

Estromatolitos vivos en Hamelin Pool (Bahía Shark). Su edad se estima en unos 1000 años. Fuente: Reserva Marina Natural Hamelin Pool y Parque Marino de Bahía Shark.
Estromatolitos vivos en Hamelin Pool (Bahía Shark, Australia). Su edad se estima en unos 1000 años. Fuente: Reserva Marina Natural Hamelin Pool y Parque Marino de Bahía Shark.

Extrañas formas de vida

Los estromatolitos son el resultado de la sedimentación inducida por comunidades de microorganismos dispuestas en finas láminas sobre el lecho de lagos, ríos, zonas costeras y humedales.

Estas comunidades secretan una especie de gelatina conocida como EPS en jerga técnica (acrónimo de extracellular polymeric substances), compuesta principalmente por azúcares y proteínas que aglomeran el conjunto de partículas de sedimento sobre el que viven. Con el tiempo las células van formando un fino tapete que se va extendiendo para maximizar la superficie expuesta al agua, los nutrientes y la luz.

Etapas en la formación de un estromatolito: los microorganismos se adhieren a una superficie, normalmente sedimento (1). Con el tiempo colonizan la superficie y se multiplican (2). Conforme van creciendo forman colonias complejas (3). Según su forma las colonias se pueden clasificar en tres tipos: trombolito (A), estromatolito (B) y dendrolito (C). Adaptado de Rodríguez-Martínez, M. et al. (2010).
Etapas en la formación de un estromatolito: los microorganismos se adhieren a una superficie, normalmente sedimento (1). Con el tiempo colonizan la superficie y se multiplican (2). Conforme van creciendo forman colonias complejas (3). Según su forma las colonias se pueden clasificar en tres tipos: trombolito (A), estromatolito (B) y dendrolito (C). Adaptado de Rodríguez-Martínez, M. et al. (2010).

La mayoría de los estromatolitos actuales están formados por cianobacterias, es decir, células sin núcleo (procariotas) ni orgánulos membranosos que realizan la fotosíntesis.

Este proceso consume parte del CO2 que está disuelto en el agua, lo que modifica la acidez del medio y permite la formación de carbonato cálcico (CaCO3).

Lentamente el tapete de bacterias va quedando cubierto por sedimento que se va consolidando.

Las mareas e inundaciones estacionales favorecen que una nueva etapa de crecimiento bacteriano repita el proceso, formando una nueva lámina que se superpone a la anterior como las capas de una cebolla.

La forma definitiva de los estromatolitos depende de la profundidad y de las dos variables que de ella se derivan: (1) la cantidad de luz que reciben y (2) la exposición a las corrientes y el oleaje. En zonas más profundas, por debajo de la influencia de las mareas y con poca luz, las formas suelen ser cónicas; por el contrario, en lugares tranquilos y luminosos predomina la forma plana. Esquema de Gabriel Castilla.

Aunque más escasos, también existen estromatolitos de microorganismos que viven en ambientes extremos, como pueden ser lagos hipersalinos y fumarolas volcánicas.

En estos casos los microorganismos que los forman suelen ser arqueobacterias extremófilas, o sea, organismos muy primitivos que están adaptados a multitud de ambientes que podemos calificar de hostiles.

¿SABÍAS QUE en la cueva de El Soplao, en Cantabria (España), se han encontrado los primeros ejemplares de estromatolitos formados en el interior de una caverna y están compuestos por óxido de manganeso? ¿Cómo han podido prosperar en un ambiente de oscuridad perpetua, escasez de nutrientes y aporte limitado de materia orgánica desde el exterior?

Sección de un estromatolito de manganeso procedente del interior de la cueva de El Soplao, Cantabria (España). Este ejemplar forma parte de la colección permanente del Museo Geominero de Madrid (Instituto Geológico y Minero de España). Fotografía de Gabriel Castilla.
Sección de un estromatolito de manganeso procedente del interior de la cueva de El Soplao, Cantabria (España). Este ejemplar forma parte de la colección permanente del Museo Geominero de Madrid (Instituto Geológico y Minero de España). Fotografía de Gabriel Castilla.

¿Estromatolitos marcianos?

El robot de exploración Perseverance fue diseñado para buscar marcadores biológicos en Marte. Nuestro planeta vecino es hoy un lugar inhóspito, pero diversas evidencias geológicas apuntan a que hace entre 4.000 y 3.500 millones de años las condiciones ambientales pudieron no ser tan hostiles.

Precisamente una de las primeras evidencias macroscópicas de vida en nuestro planeta son los estromatolitos fósiles encontrados en Warrawoona (Australia), cuya edad se estima en 3.500 millones de años, o sea, justo en el límite óptimo [hipotético] de habitabilidad marciana.

Si Marte albergó vida alguna vez, tal vez podamos encontrar evidencias en forma de estromatolitos fósiles en el lecho de algún lago y este delta que una vez albergó el interior del cráter Jezero (de 35 km de diámetro), situado en el hemisferio norte del planeta rojo. NASA/JPL-CALTECH/MSSS/JHU-APL/ESA.
Si Marte albergó vida alguna vez, tal vez podamos encontrar evidencias en forma de estromatolitos fósiles en el lecho de algún lago y este delta que una vez albergó el interior del cráter Jezero (de 35 km de diámetro), situado en el hemisferio norte del planeta rojo. NASA/JPL-CALTECH/MSSS/JHU-APL/ESA.

Esta sugerente relación entre potencial habitabilidad planetaria y la evidencia fósil en el eón Arcaico, cuando las condiciones ambientales en ambos planetas pudieron ser similares, es la razón por la que el equipo de la NASA encargado de explorar el interior del cráter Jezero se ha entrenado durante años analizando estromatolitos, tanto fósiles como actuales. Una apasionante búsqueda que comenzó sobre el terreno en febrero de 2021 y que a día de hoy continúa.

El inesperado papel de los virus

Una de las grandes incógnitas en el estudio de los estromatolitos es entender cómo llega el tapete microbiano a litificarse, es decir, a transformarse en una roca. 

Estudios recientes proponen que los virus pueden influir directa o indirectamente en el metabolismo microbiano que controla la transición del tapete microbiano blando al estromatolito.

En el escenario de impacto directo, los virus infiltran su genoma en las cianobacterias, alterando con ello el metabolismo celular. Este cambio puede suponer una adaptación biológica al medio que selecciona genes que potencialmente influyen en la precipitación de carbonato entre otros compuestos, lo que facilita el proceso de litificación.

En el escenario de impacto indirecto sería decisiva la llamada lisis viral, donde los virus invaden las células vivas y desencadenan la desintegración de sus membranas. Esto provoca la muerte de la célula y la liberación al medio de moléculas que promueven el metabolismo y la precipitación química. 

En ambos escenarios los virus facilitarían la litificación de las capas microbianas y el crecimiento del estromatolito.

Bibliografía

  • Alcalde, S. (2023). El cráter Jezero, un lugar idóneo para encontrar vida en Marte. National Geographic España (versión online).
  • Allen White III, R.; Visscher, P.T. y Burns, B. B. (2021). Between a Rock and a Soft Place: The Role of Viruses in Lithification of Modern Microbial Mats. Trends in Microbiology Vol. 29 (3), pp. 204-213.
  • Allwood, A.C., et. al. (2006). Stromatolite reef from the early Archaean era of Australia. Nature 441 (7094): 714–718.
  • Knoll, A. (2004). La vida en un joven planeta. Los primeros tres mil millones de años de la Tierra. Ed. Crítica.
  • Logan, B. W. (1961). Cryptozoon and Associate Stromatolites from the Recent, Shark Bay, Western Australia. The Journal of Geology Vol. 69, nº 5, Sept. 1961.
  • Margulis, L. y Sagan, D. (1995). Microcosmos. Cuatro mil millones de años de evolución desde nuestros ancestros microbianos. Ed. Tusquets.
  • Mangold, N. et al. (2021). Perseverance rover reveals an ancient delta-lake system and flood deposit al Jezero crater, Mars. Science, 10.1126/science.abl4051.
  • Rodriguez-Martínez, M. et al. (2010). Estromatolitos: las rocas construidas por microorganismos. Reduca (Geología). Serie Paleontología, 2 (5) pp. 1-25.
  • Rossi, C., Lozano, R.P. y Isanta, N. (2011). Los estromatolitos de manganeso de El Soplao. En: El Soplao, una ventana a la ciencia subterránea. Gobierno de Cantabria. Consejería de Cultura, Turismo y Deporte, pp. 106-109.
  • Schopf, J. W. (2000). La cuna de la vida. El descubrimiento de los primeros fósiles de la Tierra. Ed. Crítica.
Cambio climático,Geomorfología,Hidrogeología,Sedimentología

GEOLODÍA 23. ¿Dónde están los sedimentos que no llegan al mar?

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Colmatación de presas y erosión de deltas, la amenaza de un problema invisible

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Buscar lo diferente es observar; buscar lo común es comprender. Encontrar detalles diferentes es reunir datos, encontrar esencias comunes es crear conocimiento. 

El gozo intelectual. Jorge Wagensberg, 2007

¿Qué es un río?

Según la Real Academia Española, un río es una corriente de agua continua y más o menos caudalosa que va a desembocar en otra, en un lago o en el mar.

Si nos ceñimos a esta definición debemos asumir que la mayoría de nuestros ríos en realidad no lo son, pues el agua no discurre libremente y de forma continua por sus cauces. Esto es lo que afirman los datos recopilados por el proyecto AMBER (acrónimo en inglés de gestión adaptativa de barreras en ríos europeos).

El número de obstáculos censados en ríos españoles alcanza ya los 30.000, una cifra que según los expertos podría multiplicarse por seis cuando el conteo esté terminado. Sabiendo que nuestro país tiene unos 187.000 kilómetros de río, estaríamos hablando de algún tipo de barrera a cada kilómetro.

Así pues los ríos españoles avanzan hacia el mar, pero lo hacen a trompicones.

El río Arevalillo a su paso por Arévalo (Ávila). Como podemos ver el cauce está intervenido a cada pocos metros por diferentes infraestructuras. En primer término el molino de Valdeláguilas (también llamado de Valencia o Quemado), el Puente de los Barros y al fondo el Puente de Medina. Foto: Gabriel Castilla.
El río Arevalillo a su paso por Arévalo (Ávila). Como podemos ver, el cauce está intervenido a cada pocos metros por diferentes infraestructuras. En primer término el molino de Valdeláguilas (también llamado de Valencia o Quemado), el Puente de los Barros y al fondo el Puente de Medina. Foto: Gabriel Castilla.

¿Por qué tantos obstáculos?

España es el país de Europa con mayor número de presas cuya pared supera los 15 metros de altura. Y si bien estas obras son las que tienen un mayor impacto sobre el cauce y el territorio circundante de un río, la gran mayoría de las barreras son pequeñas obras ya en desuso: rampas, presas, azudes (donde a diferencia de las presas el agua rebosa por encima), pequeños puentes, molinos harineros o antiguas centrales hidroeléctricas que interrumpen la circulación natural del agua, de los sedimentos y de las especies que viven en el cauce y la rivera.

Las razones por las que se han construido este tipo de barreras son diversas. Las grandes presas, por ejemplo, cumplen varias funciones:

  1. Sirven como almacén de agua potable.
  2. Ayudan a controlar las crecidas de los ríos, evitando inundaciones en los valles y las llanuras.
  3. Permiten obtener energía hidroeléctrica.
Vista general del Molino de Valencia y la represa que afecta al río Arevalillo en Arévalo (Ávila). Imagen de Gabriel Castilla.
Vista general del Molino de Valencia. Tradicionalmente la fuerza del agua se ha usado para mover norias, molinos y turbinas. Para ello suele ser necesario represar el agua y hacerla caer por un canal estrecho que aumenta la presión, como cuando taponamos parcialmente la boca de un grifo o de una manguera con un dedo. Foto: Gabriel Castilla.

Una trampa para el sedimento

Como acabamos de ver, las presas que encontramos en los cauces tienen o tuvieron una utilidad, pero su ejecución y permanencia implican unas consecuencias que no siempre son evidentes.

Una presa es una barrera (normalmente) artificial que frena, impide o regula el paso de una corriente de agua.

Cuando un río se frena, pierde energía cinética bruscamente y con ello su capacidad de transportar sedimentos, tanto en el fondo de la corriente (los materiales más pesados, principalmente arena, grava y cantos) como en suspensión (fundamentalmente arena fina, arcilla y limo).

El resultado es una alteración de la pendiente longitudinal del cauce, lo que afecta a la dinámica geomorfológica del río hasta la desembocadura.

Una de las consecuencias del estancamiento del agua en un entorno rico en nutrientes es la eutrofización, como en este caso junto al Molino de Valencia. Al disponer de gran cantidad de alimento las algas crecen sin control, consumiendo el oxígeno del medio e impidiendo la entrada de radiación ultra violeta en el agua. El resultado es la muerte de organismos aerobios (peces, crustáceos, anfibios, etc.) por anoxia, un incremento de bacterias anaerobias y la concentración de gases nocivos (como óxidos de nitrógeno y metano). Foto: Gabriel Castilla.
Una de las consecuencias del estancamiento del agua en un entorno rico en nutrientes es la eutrofización, como en este caso junto al Molino de Valencia. Al disponer de gran cantidad de alimento, las algas crecen sin control, consumiendo el oxígeno del medio e impidiendo la entrada de radiación ultravioleta en el agua. El resultado es la muerte de organismos aerobios (peces, crustáceos, anfibios, etc.) por anoxia, un incremento de bacterias anaerobias y la concentración de gases nocivos (como óxidos de nitrógeno y metano). Foto: Gabriel Castilla.

Desde el punto de vista ecológico esta barrera supone una modificación del transporte de nutrientes y de la materia orgánica, afectando a la calidad del agua y favoreciendo la eutrofización.

Y desde un punto de vista geológico, la zona embalsada se transforma en una trampa que captura sedimento. Esto tiene dos consecuencias:

  1. La primera es que aguas arriba el cauce se hace más estrecho y la vegetación coloniza zonas que anteriormente estaban activas.
  2. Y la segunda es que el vaso de la presa poco a poco se va rellenando de sedimentos hasta que queda colmatado de barro en vez de agua.
La presa del molino hace de barrera para el sedimento, que queda atrapado aguas arriba. En consecuencia el cauce del río Arevalillo se estrecha y es ocupado por la vegetación. Foto: Gabriel Castilla.

La colmatación de presas es un problema poco conocido pero que tiene graves consecuencias en un país como España, que padece sequías recurrentes y es  vulnerable a la desertización.

Según los datos disponibles,  la tasa de aterramiento (acumulación de tierras, lodo o arena en el fondo de una depresión por acarreo natural o voluntario) en los embalses españoles ronda los 100 hm3 al año, lo que se traduce en que cada 50 años perdemos unos 5.000 hm3 de capacidad de almacenamiento de agua dulce. Esta cantidad equivale al consumo de agua potable de toda la población de nuestro país durante 3 años.

Mapa digital del terreno donde se aprecia como la presa del Molino de Valencia hace de barrera que modifica el cauce. Aguas arriba el relieve es menos acusado (color verde) porque está relleno de sedimentos, mientras que aguas abajo el río ha erosionado el cauce (color azul) precisamente por la falta de sedimentos. Autor: Javier Pérez Tarruella.
Mapa digital del terreno donde se aprecia como la presa del Molino de Valencia hace de barrera que modifica el cauce. Aguas arriba el relieve es menos acusado (color verde) porque está relleno de sedimentos, mientras que aguas abajo el río ha erosionado el cauce (color azul) precisamente por la falta de sedimentos. Autor: Javier Pérez Tarruella.

Las principales modificaciones que sufren los cauces situados aguas abajo de los embalses pueden ser tanto de incisión como de sedimentación. La erosión se produce porque la presa retiene la mayor parte del sedimento que circulaba por el río en condiciones naturales. El agua que la presa libera durante crecidas erosiona el lecho aguas abajo pero no aporta nuevos sedimentos, por lo que el balance sedimentario del río entra en una fase de desequilibrio.

¿Sabías que la cantidad de sedimento que queda atrapado en los embalses españoles cada 50 años equivale a unas 4 toneladas de arena y arcilla por cada español al año?

Rompiendo el equilibrio

La desembocadura es el lugar donde un río pierde de manera natural su capacidad de carga. Es aquí, normalmente ya cerca del mar, donde deposita tanto los sedimentos más finos como los nutrientes que ha transportado durante todo su viaje. Si la cantidad de sedimentos que llegan a la costa es alta y tanto las corrientes como el oleaje no los dispersan, entonces se forma un delta.

Los deltas se caracterizan por ser lugares húmedos muy ricos en nutrientes, lo que los convierte en “edenes de biodiversidad”. Además, históricamente han destacado por ser terrenos muy fértiles de gran interés agrícola. En el caso del delta del Nilo, probablemente el ejemplo mejor conocido, la evidencia arqueológica señala que se lleva explotando agrícolamente de forma ininterrumpida desde hace al menos 7.000 años.

El delta del Ebro antes (15 de enero, izquierda) y después (21 de enero, derecha) del paso de la Borrasca Gloria en el año 2020. El delta no desapareció pero durante unos días buena parte de su superficie quedó cubierta por una lámina de agua (color azul) como consecuencia de las fuertes lluvias y del oleaje. La borrasca causó importantes daños en una zona de gran valor ecológico, social y económico. La falta de aporte de sedimento hace que el delta sea una región especialmente vulnerable a las fuertes tormentas. Imagen: satélite SENTINEL HUB-01.
El delta del Ebro antes (15 de enero, izquierda) y después (21 de enero, derecha) del paso de la Borrasca Gloria en el año 2020. El delta no desapareció pero durante unos días buena parte de su superficie quedó cubierta por una lámina de agua (color azul) como consecuencia de las fuertes lluvias y del oleaje. La borrasca causó importantes daños en una zona de gran valor ecológico, social y económico. La falta de aporte de sedimento hace que el delta sea una región especialmente vulnerable a las fuertes tormentas. Imagen: satélite SENTINEL HUB-01.

En España el caso más emblemático es el delta del río Ebro, actualmente en retroceso y en grave riesgo de desaparecer.

El principal motivo es la falta de aporte de sedimentos, pues de los 20 millones de toneladas que alcanzaban la meta del curso fluvial antes de los pantanos de Mequinenza, Riba-roja d’Ebre y Flix han quedado reducidos a 90.000 toneladas. O dicho de otro modo: el 99% del sedimento fino que debería alimentar el delta queda atrapado en los vasos de las presas y en las modificaciones del cauce que éstas provocan.

Bibliografía

  • AMBER Consortium (2020). Atlas de la Barrera AMBER. Una base de datos paneuropea de barreras artificiales. Versión 1.0.
  • Cobo, R. (2008). Los sedimentos de los embalses españoles. Ingeniería del Agua, Vol. 15, No 4, pp. 231-241.
  • Elcacho, J. (2020). [Efectos de la borrasca Gloria] ¿Ha desaparecido por completo el delta del Ebro bajo las aguas? La Vanguardia, 22 de enero de 2020.
  • Europa Press Data. La situación del agua en España y en el mundo, en gráficos [Datos actualizados el 27 de julio de 2022]. Fuentes: INE y FAO.
  • Martínez Salvador, A. et al (2015). Estimación de aportes de sedimentos a embalses de pequeñas cuencas mediterráneas mediante GeoWEPP. Ensayo en la cuenca vertiente del río Mula al embalse de la Cierva (Cuenca del río Segura). Limnetica, 34 (1), pp. 41-56.
  • Miranda, D. (2022) Delta del Ebro, un edén de biodiversidad. National Geographic España.
  • Vericat. D. y Batalla, R.J. (2004). Efectos de las presas en la dinámica fluvial del curso bajo del río Ebro. Revista C & G, No 18 (1-2), pp. 37-50.

Este contenido forma parte del Geolodía 2023 de Ávila en Arévalo, Ávila (España).

Hidrogeología,La Moraña,Sedimentología

La naturaleza fractal de las redes fluviales

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El mundo está construido a partir de unas pocas piezas básicas que siguen reglas estrictas, aunque extrañas y nada familiares.

Las diez claves de la realidad. Frank Wilczek, 2022

¿Por qué hay ríos con forma de árbol?

Muchos ríos y torrentes se caracterizan por presentar un patrón geométrico dendrítico similar a las ramas de un árbol (dendron significa árbol en griego), donde el canal principal recuerda al tronco mientras que los afluentes se asemejan a las ramas superiores.  

A simple vista este patrón muestra un aspecto caótico, con ramificaciones extendiéndose en cualquier dirección. Sin embargo, bajo esta aparente aleatoriedad se esconden algunas reglas básicas de la Naturaleza, y para desentrañarlas es necesario enfocar el problema desde tres puntos de vista:

1. Geología

2. Geometría

3. Termodinámica

Figura 1. Nervadura de una hoja en descomposición, ramas de un árbol y red de afluentes de los ríos Duero y Ebro. Tres ejemplos de patrón dendrítico a diferentes escalas. Imágenes de Gabriel Castilla.

1. Cuando el azar se cruza con la Geología

Uno de los principales agentes modeladores de paisajes es el agua que, cuando se desplaza por la superficie terrestre como consecuencia de la lluvia o el deshielo, configura un patrón de drenaje impulsado por la fuerza de la gravedad.

Desde que se produce el impacto de las gotas de lluvia sobre el terreno hasta que se forman pequeños regueros y canales por la erosión, son muchas las variables que pueden entrar en juego, pues la erosión es un proceso que depende del azar a muchas escalas.

Figura 2. La lluvia no siempre erosiona homogéneamente una superficie sedimentaria, pues algunos cantos rodados, distribuidos al azar, pueden actuar como pequeños paraguas (izquierda) que condicionan el camino que inicialmente puede seguir la corriente. Poco a poco el agua escurre y va incidiendo en el terreno hasta que logra encauzarse en pequeñas canaladuras (centro) y regueros (derecha) que, como se puede apreciar en la imagen, ven alterada su distribución espacial por la presencia de obstáculos, en este caso raíces (derecha).
Figura 2. La lluvia no siempre erosiona homogéneamente una superficie sedimentaria, pues algunos cantos rodados, distribuidos al azar, pueden actuar como pequeños paraguas (izquierda) que condicionan el camino que inicialmente puede seguir la corriente. Poco a poco el agua escurre y va incidiendo en el terreno hasta que logra encauzarse en pequeñas canaladuras (centro) y regueros (derecha) que, como se puede apreciar en la imagen, ven alterada su distribución espacial por la presencia de obstáculos, en este caso raíces (derecha). Imágenes de Gabriel Castilla.

Pero más allá de la inicial concatenación de factores aleatorios (cantos, raíces, etc.), hay tres variables que condicionan la forma de una red de drenaje:

  1. El clima, que controla la cantidad e intensidad de la lluvia durante los episodios de tormenta, y por tanto la cantidad de agua que circula por la red.
  2. La litología, que condiciona la resistencia de las rocas y el sedimento a la erosión, pues los materiales blandos, permeables o poco consolidados permiten que el agua se abra paso con más facilidad.
  3. La tectónica, que determina desde las fracturas del terreno por donde se encauza el agua con más facilidad, hasta los cambios en el nivel de base (la desembocadura) hacia donde se desplaza el agua, normalmente depresiones del terreno o el nivel del mar. El descenso del nivel de base provoca un fenómeno conocido como erosión remontante (ver Figura 3), un proceso que favorece el crecimiento de la red de afluentes en la zona de cabecera.
Figura 3. El motor que impulsa el agua por una pendiente es la gravedad (izquierda). Un cambio en el nivel de base de un río o un torrente supone un aumento de la energía potencial del fluido. El agua salva esta diferencia con un aumento de la energía cinética (gana velocidad porque ha ganado altura). El resultado es un aumento de la erosión en sentido opuesto a la pendiente, o sea, remontando la corriente. Esto se traduce en una mayor incisión del agua, un lavado del sedimento que soporta las raíces de los árboles (centro) y el crecimiento de los canales en la zona de cabecera (derecha). Imágenes de Gabriel Castilla.

Como vemos, la configuración final de la red de drenaje parece ser un reflejo del sustrato geológico (litología y tectónica) junto con el  clima y el azar.

Los datos bibliográficos señalan que de las múltiples configuraciones posibles el patrón dendrítico es el más frecuente de todos, y éste suele desarrollarse sobre materiales que presentan una resistencia homogénea a la erosión.

Figura 4. Los tres patrones de drenaje más frecuentes: patrón angular (izquierda), que está condicionado por la existencia de un sistema de fracturas perpendiculares; patrón dendrítico (centro), que se desarrolla sobre terreno sedimentario blando y homogéneo o sobre batolitos; y patrón rectangular (derecha), muy frecuente en terrenos donde se intercalan capas duras y blandas.
Figura 4. Los tres patrones de drenaje más frecuentes: patrón angular (izquierda), que está condicionado por la existencia de un sistema de fracturas perpendiculares; patrón dendrítico (centro), que se desarrolla sobre terreno sedimentario blando y homogéneo o sobre batolitos; y patrón rectangular (derecha), muy frecuente en terrenos donde se intercalan capas duras y blandas.

2. Cuando el azar y la Geología se cruzan con la Geometría

En 1975 el matemático Benoît Mandelbrot acuñó el término fractal para referirse a aquellos patrones geométricos irregulares que se repiten a múltiples escalas. Desde este enfoque todas las redes fluviales dendríticas se consideran fractales, y por tanto se pueden expresar con lenguaje matemático.

Figura 5. Mapa que muestra la red de drenaje del torrente y las cárcavas de Villaflor (Ávila). El conjunto muestra un patrón dendrítico similar a diferentes escalas, desde los canales principales de mayor tamaño (en naranja y amarillo) hasta los afluentes más pequeños (azules y grises). Esta autosemejanza multiescalar es una característica propia de los fractales. Mapa elaborado por Javier Pérez Tarruella.
Figura 5. Mapa que muestra la red de drenaje del torrente y las cárcavas de Villaflor (Ávila). El conjunto muestra un patrón dendrítico similar a diferentes escalas, desde los canales principales de mayor tamaño (en naranja y amarillo) hasta los afluentes más pequeños (azules y grises). Esta autosemejanza multiescalar es una característica propia de los fractales. Mapa elaborado por Javier Pérez Tarruella.

Cualquier red de drenaje tiene una dimensión fractal (D), un valor numérico que se obtiene al relacionar las bifurcaciones (ramificaciones más o menos complejas) de la maraña de canales que lo forman respecto a su longitud total.

Según los datos bibliográficos, la mayoría de las redes dendríticas presentan dimensiones fractales comprendidas entre 1.6 y 1.8

¿Esto qué significa?

  • De forma intuitiva entendemos que las líneas abiertas y curvas que dibujamos sobre un papel tienen una sola dimensión y por tanto un valor D=1;
  • mientras que las formas cerradas que dibujamos en dos dimensiones (el área de un círculo o un cuadrado, por ejemplo) tienen un D=2;
  • y los cuerpos tridimensionales (con volumen) presentan un D=3.

Sin embargo, aunque existen objetos que pueden alojarse en espacios bidimensionales (2D) o tridimensionales (3D), su dimensión espacial no es necesariamente 2 o 3.

Figura 6. Representación de la dimensión fractal (D) para objetos de una, dos y tres dimensiones. Las nervaduras lineales de una hoja siguen un patrón dendrítico que tiende a rellenar una superficie, lo que le otorga una dimensión fractal comprendida entre 1 y 2.
Figura 6. Representación de la dimensión fractal (D) para objetos de una, dos y tres dimensiones. Las nervaduras lineales de una hoja siguen un patrón dendrítico que tiende a rellenar una superficie, lo que le otorga una dimensión fractal comprendida entre 1 y 2.

Las formas geométricas de gran complejidad adoptan valores fraccionarios de D (de ahí el término fractal, que literalmente significa roto o quebrado).

Una red fluvial similar a las nervaduras de una hoja muestra un patrón geométrico dendrítico que tiende a extenderse por el terreno hasta ocupar la mayor superficie posible.

¿Por qué?

3. Cuando el azar, la Geología y la Geometría se cruzan con la Termodinámica

Los ríos y torrentes que configuran la red de drenaje de una cuenca son sistemas termodinámicos, es decir, partes del Universo que podemos individualizar para estudiarlos desde el punto de vista de la energía, el calor y el movimiento.

En este contexto, y de forma muy simple, se podría decir que las redes de drenaje dendríticas se rigen por una única norma: la tendencia de todo sistema a alcanzar un equilibrio termodinámico, es decir, un estado de máxima entropía o desorden. Esta norma es el Segundo Principio de la Termodinámica y rige el destino de cualquier sistema cerrado y en equilibrio térmico del Universo.

Sin embargo, los ríos no pueden alcanzar este equilibrio porque son sistemas abiertos que intercambian materia y energía con su alrededor: entra agua (materia) periódicamente por tormentas, deshielo o escorrentía subterránea;  y disipan mucha energía en forma de calor debido a la fricción del agua con la superficie del terreno.

Puesto que el sistema río no puede alcanzar el equilibrio termodinámico, se conforma con la segunda mejor opción posible: lograr un equilibrio dinámico de flujo en el que se pierda la menor cantidad de energía posible. Desde este punto de vista, la forma fractal de una red de drenaje es el reflejo de este equilibrio o balance entre los factores que hacen que el sistema “pierda” energía y los que permiten “ahorrar” energía.

Figura 7. La energía disipada por la fricción del agua sobre el sedimento aumenta con la distancia recorrida y con la superficie de rozamiento; pero disminuye con el volumen de agua que transporta. Es por ello que cuando varias corrientes menores se funden en otra de mayor tamaño, la energía disipada del sistema disminuye, y esto la hace termodinámicamente más estable. Este es el origen de la jerarquización de una res de drenaje, desde pequeñas cárcavas (izquierda), pasando por la unión de varios canales (centro) y el desarrollo de canales de mayor tamaño y profundidad (derecha). Imágenes de Gabriel Castilla.
Figura 7. La energía disipada por la fricción del agua sobre el sedimento aumenta con la distancia recorrida y con la superficie de rozamiento; pero disminuye con el volumen de agua que transporta. Es por ello que cuando varias corrientes menores se funden en otra de mayor tamaño, la energía disipada del sistema disminuye, y esto la hace termodinámicamente más estable. Este es el origen de la jerarquización de una red de drenaje, desde pequeñas cárcavas (izquierda), pasando por la unión de varios canales (centro) y el desarrollo de canales de mayor tamaño y profundidad (derecha). Imágenes de Gabriel Castilla.

Ahora ya conocemos los tres factores que subyacen bajo el aparente caos de las redes de drenaje dendríticas: Geología, Geometría y Termodinámica; y por tanto estamos en condiciones de retomar la pregunta de partida pero con una pregunta más certera:

¿Cómo llega un río o un torrente a desarrollar un patrón dendrítico fractal?

1º El sistema de drenaje parte de una configuración inicial condicionada por el azar sobre un determinado sustrato geológico y poco a poco va probando las diferentes posibilidades energéticas.

2º Las posibilidades que resultan más favorables al ahorro de energía “sobreviven” durante más tiempo, mientras que las más alejadas del equilibrio tienden a desaparecer.

3º Con el paso del tiempo se establece un sistema complejo de naturaleza fractal que fluctúa (equilibrio dinámico) en torno a un estado ideal de mínima pérdida (disipación) de energía.

4º Si no hay factores geológicos (tectónicos, litológicos) que condicionen fuertemente el desarrollo de la red de drenaje, la forma arborescente tiende a ser la más estable termodinámicamente.

Este es uno de los contenidos del Geolodía 2022 de Ávila. ¡No te lo pierdas en directo el domingo 8 de mayo 2022 en Villaflor!

Bibliografía

  • García, M. y Fairén, V. (1980). Estructuras disipativas. Algunas nociones básicas /1. El Basilisco, Nº 10, mayo-octubre, pp. 8-13
  • Gutiérrez Elorza, M. (2008). Geomorfología. Pearson Educación, Madrid.
  • Mandelbrot, B. (1997). La geometría fractal de la naturaleza. Tusquets, Barcelona.
  • Martínez, F.; Ojeda, J. A. y Manríquez, H. (2020). Morfometría y Fractalidad en Redes de Drenaje de Cuencas Chilenas. Conferencia del XXIV Congreso Chileno de Ingeniería Hidráulica.
  • Ramírez-Hernández, R.; Rodríguez-Infante, A. y Ordaz-Hernández, A. (2017). Dimensión fractal de redes de drenaje controladas estructuralmente en cuencas hidrográficas de Pinar del Río, Cuba. Minería y Geología, Vol. 33 (2), pp.163-176.
  • Schlichting, H. J. (2015). La geometría de las redes fluviales. Investigación y Ciencia Nº 463 (abril), pp. 84-86.
  • Strahler, A. N. y Strahler, A. H. (1994). Geografía Física. Ediciones Omega, Barcelona.
  • Zucarelli, G. V. y Tabernig, D. (2009). Análisis Fractal de la Red de Drenaje del Arroyo Feliciano (Entre Ríos, Argentina). Cuadernos del CURIHAM, Vol. 15, pp. 31-42.
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Día Internacional de las Montañas 2021. El Montsec

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Este 11 de diciembre queremos celebrar el Día Internacional de las Montañas visitando el macizo del Montsec, un lugar emblemático del Prepirineo para los amantes de la Geología.

El macizo se levanta entre dos depresiones, la cuenca de Tremp al norte y la cuenca de Àger al sur; haciendo de divisoria natural entre dos comarcas leridanas: La Noguera  y el Pallars Jussà.

Vista general del macizo del Montsec con las principales cimas al fondo. Imagen de Gabriel Castilla.
Foto 1. Vista general del macizo del Montsec con las principales cimas al fondo. Imagen de Gabriel Castilla.

El macizo del Montsec está formado por rocas de la era Mesozoica (unos 250 millones de años de antigüedad), que contienen fósiles tanto de organismos marinos como de dinosaurios.

Vista panorámica del Montsec de Ares (1307 m de altitud) desde el Montsec de Rubies (1667 m). Ambas cimas se encuentran separadas por el acantilado de Tarradets. Imagen de Gabriel Castilla.
Foto 2. Vista panorámica del Montsec de Ares (1307 m de altitud) desde el Montsec de Rubies (1667 m). Ambas cimas se encuentran separadas por el acantilado de Terradets. Imagen de Gabriel Castilla.

El macizo del Montsec es un espléndido ejemplo de relieve tectónico formado por un gran cabalgamiento.

Fotografía de larga exposición del Montsec de Ares. Los trazos blancos son partículas de polvo y humedad desplazadas por el viento. Imagen de Gabriel Castilla.
Foto 3. Fotografía de larga exposición del Montsec de Ares. Los trazos blancos son partículas de polvo y humedad desplazadas por el viento. Imagen de Gabriel Castilla.

El cabalgamiento del Montsec es un pliegue que ha sufrido una presión tan intensa que se ha roto y se ha desplazado horizontalmente (en este caso unos 7 kilómetros) respecto del lugar donde originalmente se encontraban las capas dispuestas horizontalmente.  La serie sedimentaria ha «cabalgado» sobre sí misma y se ha duplicado en la vertical. Con el paso del tiempo el relieve es erosionado, formándose los valles y acantilados que lo perfilan.

Acantilados del Montsec de Rubies, cuya cima supera los 1600 m de altitud. Imagen de Gabriel Castilla.
Foto 4. Acantilados del Montsec de Rubies, cuya cima supera los 1600 m de altitud. Imagen de Gabriel Castilla.

Con el lema #MountainsMatter (#LasMontañasImportan), la ONU dedica este día al «turismo sostenible en las montañas». Descubre más sobre qué ver y cómo vivir estas montañas en la web del Geoparc Orígens.

#MountainsMatter #LasMontañasImportan

Vista general del macizo del Montsec con las principales cimas al fondo. Imagen de Gabriel Castilla.
Vista panorámica del Montsec de Ares (1307 m de altitud) desde el Montsec de Rubies (1667 m). Ambas cimas se encuentran separadas por el acantilado de Tarradets. Imagen de Gabriel Castilla.
Fotografía de larga exposición del Montsec de Ares. Los trazos blancos son partículas de polvo y humedad desplazadas por el viento. Imagen de Gabriel Castilla.
Acantilados del Montsec de Rubies, cuya cima supera los 1600 m de altitud. Imagen Gabriel Castilla.