Hoy, 5 de junio, Día Mundial del Medio Ambiente, y en pleno impulso de la transición ecológica, solemos imaginar un futuro limpio: aerogeneradores girando en el horizonte, paneles solares captando la luz del sol o ciudades solo con coches eléctricos. Es una imagen optimista… pero incompleta. Porque detrás de ese mundo más sostenible hay algo que rara vez se menciona: la necesidad de una enorme cantidad de recursos minerales para que sea posible.
La realidad es sencilla, aunque a veces sorprendente: para producir energía limpia, necesitamos materiales. Y no pocos. Porque la transición energética no empieza en un enchufe ni en un aerogenerador. Empieza mucho antes. Empieza en los minerales que hacen posibles todas esas tecnologías.
Cambiar de energía es también cambiar de materiales
Durante más de un siglo, nuestra sociedad ha dependido sobre todo de los combustibles fósiles. Carbón, petróleo y gas han sido la base del crecimiento industrial. Pero la transición ecológica nos obliga a cambiar ese modelo. La tendencia actual apunta hacia la descarbonización, es decir hacia la reducción progresiva de las emisiones de carbono procedentes de la combustión de combustibles fósiles, como camino necesario para construir un futuro más sostenible. Sin embargo, este cambio no significa dejar de depender de los recursos naturales, significa cambiar unos por otros.
Hoy el protagonismo lo tienen elementos como el litio, el cobre, las tierras raras o el silicio; los cuales los encontramos en la naturaleza formando parte de distintos minerales. Estos elementos, y los minerales donde se encuentran, son los componentes necesarios de la transición ecológica.
EL LITIO
El litio es un elemento que apenas se ha utilizado a lo largo de la historia, pero que ahora es fundamental para almacenar la energía en baterías. El litio aparece principalmente en dos grandes contextos geológicos: depósitos sedimentarios evaporíticos (salares) y rocas ígneas muy evolucionadas. En los salares, propios de cuencas sin salida al mar (cuencas endorreicas) en zonas áridas, el litio se concentra en salmueras por la evaporación progresiva del agua. Por otro lado, en ambientes ígneos, el litio se encuentra en rocas graníticas muy evolucionadas donde cristalizan minerales ricos en litio como la espodumena o la lepidolita (Figura 1).
Figura 1: Muestra con cristales de lepidolita (morado), uno de los principales minerales de los que se obtiene el litio procedente de Belvis de Monroy (Cáceres). Fuente: Museo Geominero (CN IGME-CSIC).
EL COBRE
El cobre es una de las materias primas más utilizadas a lo largo de la historia. Su importancia se debe a su alta conductividad eléctrica y térmica, su maleabilidad y su resistencia a la corrosión, cualidades que lo hacen fundamental para el cableado eléctrico, las redes energéticas, la electrónica y las energías renovables.
Sin cobre no hay electrificación
Desde el punto de vista geológico, el cobre se concentra principalmente en yacimientos asociados a procesos magmáticos e hidrotermales. Puede aparecer como cobre metálico muy puro llamado cobre nativo (Figura 2), en sulfuros como la calcopirita o la calcosina, y también en minerales secundarios formados por alteración, como la malaquita y la azurita.
Uno de los ejemplos más importantes en España es la mina de Riotinto, en Huelva, situada dentro de la Faja Pirítica Ibérica. Esta zona ha sido explotada desde la Antigüedad, incluso antes de época romana, y constituye uno de los distritos mineros históricos más relevantes de Europa.
Las tierras raras son un grupo de 17 elementos esenciales para muchas tecnologías actuales, como los teléfonos móviles, los aerogeneradores, los vehículos eléctricos o algunos sistemas electrónicos avanzados.
Su nombre puede resultar confuso, ya que no son “tierras” en sentido geológico ni necesariamente elementos muy escasos. De hecho, algunos de ellos son más abundantes en la corteza terrestre que metales como el oro. El término procede del siglo XVIII, cuando se denominaba “tierras” a ciertos óxidos metálicos, que fue la forma en la que se identificaron inicialmente.
Tierras raras: ni son tierras ni siempre son raras
Su verdadera rareza no está tanto en su abundancia, sino en la dificultad para encontrarlas concentradas en yacimientos explotables y para separarlas unas de otras.
Desde el punto de vista geológico, las tierras raras se concentran principalmente en determinados minerales, como la monacita, la bastnasita o la parisita (figura 3) asociados a rocas ígneas muy evolucionadas, carbonatitas, depósitos aluviales y otros ambientes donde estos elementos pueden acumularse de forma significativa. La parisita, por ejemplo, es un carbonato de calcio y fluor además y cantidades variables de lantano, cerio o neodimio que puede encontrarse en algunas arenas minerales pesadas y en ciertos contextos magmáticos y metamórficos.
El silicio es uno de los elementos más abundantes de la corteza terrestre, pero su importancia tecnológica actual es enorme. Es fundamental en la fabricación de paneles solares, componentes electrónicos, semiconductores y otros dispositivos relacionados con la transición energética y digital.
Silicio: del cuarzo al corazón de la tecnología
Desde el punto de vista geológico, el silicio se obtiene principalmente a partir del cuarzo (figura 4), un mineral formado por dióxido de silicio que aparece en muchas rocas, como granitos, areniscas y vetas hidrotermales. Sin embargo, para su uso industrial y tecnológico no sirve cualquier cuarzo, sino que se necesitan materiales de gran pureza. A partir de este cuarzo seleccionado se produce silicio metalúrgico y, mediante procesos posteriores de purificación, silicio de alta pureza para aplicaciones como las células fotovoltaicas de los paneles solares.
El litio, el cobre, las tierras raras y el silicio muestran que la transición energética no depende solo de nuevas tecnologías, sino también de los materiales que las hacen posibles. Todos estos elementos hay que obtenerlos de minerales, podemos deducir que, en el fondo, esta transición conlleva una transformación material: pasamos de consumir energía fósil a consumir minerales.
La escala del reto: más grande de lo que parece
A veces pensamos que las energías renovables son ligeras, casi inmateriales. Pero la realidad es muy distinta. La construcción de infraestructuras renovables requiere mover enormes cantidades de materiales.
Un parque eólico o solar, a gran escala, implica toneladas y toneladas de minerales extraídos, procesados y transportados.
Para hacernos una idea, para generar energía limpia para una población comparable a una ciudad como Ávila, de unos 60.000 habitantes (20.00 familias), necesitaríamos más de 100.000 paneles fotovoltaicos de 400W que necesitarían casi 1000 toneladas de materias primas como Aluminio, Plata, Cobre y Silicio. O bien necesitaríamos 15 aerogeneradores de 3 MW que necesitarían casi 300 toneladas de níquel, aluminio, manganeso, cobre, disprosio y neodimio entre otros (Figura 5).
Para descarbonizar una ciudad, primero hay que “construirla” de nuevo en forma de materiales energéticos
Figura 5. Cantidades de elementos necesarios para abastecer de energía a unas 20.000 familias mediante energía fotovoltaica o eólica. Fuente: Minerales para la transición energética y digital en España: demanda, reciclaje y medidas de ahorro 2023. Modificado de Amigos de la Tierra.
Las nuevas tecnologías verdes
Si pensamos en las nuevas tecnologías verdes que se están desarrollando seguro que rápido se nos vienen tres de ellas a la mente y ahora vamos a descubrir como detrás de cada una de estas tecnologías de las denominadas limpias se esconde una historia geológica.
Cada tecnología limpia esconde una cadena mineral
Un coche eléctrico está compuesto por una gran cantidad de materias primas, entre ellos podemos destacar el cobre y el litio, algunos de los elementos que hemos explicado anteriormente y que forman parte de sus tan codiciadas baterías eléctricas. Pero para la construcción de un coche eléctrico se utilizan además otros elementos como el níquel,el manganeso, el cobalto y cantidades más pequeñas de tierras raras y zinc, entre otros (Figura 6).
Figura 6.: Materias primas que existen en un coche eléctrico, en kilogramos. Fuente: Agencia Internacional de la Energía, 2023
Otro de los grandes exponentes de las energías limpias son los aerogeneradores, muchos de ellos están funcionando en la provincia de Ávila. Un aerogenerador (figura 7) depende de minerales como la parisita de la que hemos hablado previamente, y que es una de las posibles fuentes de tierras raras. Pero además, un aerogenerador contiene muchas otras materias primas en cada una de sus partes:
Hierro en las palas de sus rotores.
Cromo, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en los engranajes que hacen girar esas palas.
Boro, cobalto, cobre, hierro y tierras raras como hemos indicado previamente, en este caso en los generadores que están formados por grandes imanes permanentes.
Aluminio, cromo, cobre, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en la góndola del aerogenerador, que es lo que recubre a toda esa sala de máquinas que contienen los engranages y los generadores de energía.
Aluminio, cromo, cobre, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en la torre.
Hierro y cemento para su cimentación.
Cobre y plomo para los cables que transmiten toda la energía que se genera.
Finalmente, también podemos destacar los paneles solares (figura 8). Un panel solar requiere una gran cantidad de materias primas, entre las que podemos destacar el silicio, del cual hemos comentado su procedencia previamente, para la creación de los vidrios fotovoltaicos. Pero además, para la construcción de los paneles solares necesitaremos selenio, indio, galio y, de nuevo, aluminio y cobre.
Con estos tres ejemplos podemos ver que cada una de estas nuevas tecnologías esconde una gran cantidad de materias primas, cada una de las cuales tiene una historia geológica de millones de años para su formación.
La tabla periódica en el bolsillo
Pero no hace falta mirar solo a las nuevas tecnologías limpias, que quizá nos resulten algo más alejadas de nuestro día a día. Seguro que la mayoría de la ciudadanía tiene un smartphone en su bolsillo, y cada uno de estos smartphones modernos contiene más de 70 elementos químicos diferentes.
Estos van desde los metales más comunes, como el aluminio y el cobre, hasta elementos más complejos y menos conocidos, incluidos el litio, el cobalto, el grafito y las tierras raras como el neodimio y el disprosio.
Cada smartphone moderno contiene más de 70 elementos químicos diferentes
Figura 9. Materias primas utilizadas en la fabricación de un smartphone. Aunque un teléfono móvil parezca un objeto pequeño y cotidiano, su fabricación depende de una gran diversidad de minerales y elementos químicos empleados en la pantalla, la batería, los circuitos electrónicos, los altavoces, el micrófono y el sistema de vibración. Composición realizada por A.I. Casado.
Como te puedes imaginar el suministro de todos estos minerales es un reto para la sociedad actual porque hay algunos países que concentran la mayoría de su producción.
Pero explicar este problema es algo que trataremos en un futuro post.
Texto: Javier Elez, Anabel Casado y Gabriel Castilla
En el momento de escribir este post, la tripulación de la misión Artemis II de la NASA ha regresado ya felizmente de una nueva misión alrededor de la Luna. Su trabajo nos ofrecen nuevas fotos del planeta Tierra visto desde el espacio exterior (Fig. 1).
Figura 1. Fotografía de la Tierra desde la nave espacial Artemis II, la Luna en primer plano el planeta azul en segundo. Créditos NASA
Además, hoy 22 de abril es el Día Internacional de la Tierra, así que vamos a aprovechar estas dos coincidencias para contaros la dimensión y la estructura general de nuestro planeta. Lo haremos desde un punto de vista fundamentalmente geológico y más que incidir en todos y cada uno de los elementos que dividen esas distintas zonas, pondremos el foco en por qué son tan interesantes cada una de estas capas para entender la dinámica del planeta.
DESDE EL ESPACIO EXTERIOR AL PLANETA AZUL
Si hiciéramos un viaje interestelar de vuelta desde el espacio exterior a nuestro planeta azul, a nuestra casa, como ha hecho Artemis II, lo primero con lo que nos encontraríamos sería el campo magnético terrestre. Este protege la Tierra como si fuera un escudo, desviando el viento solar, principalmente partículas atómicas y subatómicas procedentes del Sol (Fig. 2). Al atravesar ese escudo entraríamos en la atmósfera, la capa más exterior de nuestro planeta. Esta se caracteriza por estar compuesta fundamentalmente por gases que envuelven completamente el planeta.
Figura 2. Campo magnético terrestre visiblemente deformado por el viento solar que en este esquema viene de la izquierda. Créditos NASA Ciencia
La atmósfera no tiene límite superior definido, consideramos que empieza cuando gracias a ese escudo magnético deja de predominar la atmósfera solar. Podríamos darle una distancia aproximada de unos 10.000km a partir de la superficie del planeta Tierra.
Desde el punto de vista de la composición química nuestra atmósfera se puede dividir en dos grandes envolventes, la Heterosfera y la Homosfera (Fig. 3). Siguiendo en nuestro viaje de entrada a la Tierra, cruzaremos primero la Heterosfera.
La Heterosfera está estratificada pero no tiene una composición química homogénea, de forma que tiene capas donde predomina el hidrógeno, el helio, el oxígeno o el nitrógeno y en general presenta muy poca masa. La Heterosfera se acaba a unos 80-85km de la superficie de la Tierra, dando paso a lo que denominamos Homosfera.
Por tanto, la Homosfera se extiende desde esos 80-85km de elevación hasta la superficie del planeta y presenta una composición química muy constante: 21% de oxígeno, 78% nitrógeno y 1% de Dióxido de carbono, Argón, vapor de agua y otros gases.
En la atmósfera sucede una cosa muy curiosa, y que tiene que ver con cómo se comportan los gases desde el punto de vista físico. Los gases son compresibles, esto es, las moléculas gaseosas se pueden apretar en menos espacio. La gravedad de la Tierra atrae esos gases, evitando que escapen al espacio exterior, y los acumula preferentemente en su parte inferior.
Figura 3. Estructura típica de la Atmósfera. Modificado de Wikipedia. Notar que para que quepan todas las capas e indicaciones en el gráfico, la escala vertical en kilómetros no es homogénea. Créditos: Wikipedia
De esta forma el 95% de masa de la atmósfera, prácticamente toda, se encuentra en los primeros 15km. El resto, hasta esos 10.000 kilómetros aproximados donde termina, es una zona que apenas tiene materia.
Una de las consecuencias de esta distribución es que justo en la superficie del planeta, que es donde se desarrolla la vida, es donde se encuentra la mayor densidad y presión en el aire.
También como consecuencia, en esta parte más cercana a la superficie del planeta (Troposfera y parte de la Estratosfera) es donde se dan gran parte de los fenómenos atmosféricos y climáticos típicos: nubes, lluvia, rayos, etc. ya que esta acumulación de masa permite la dinámica atmosférica, y también la sustentación de los aviones sin ir más lejos. Este cambio en la densidad de la atmósfera lo podemos notar al ascender una montaña de varios kilómetros que cada vez el aire es menos denso y podemos tener problemas para respirar precisamente porque hay menos oxígeno en el mismo volumen de aire que cogemos en cada exhalación.
SOBRE LA SUPERFICIE DE LA TIERRA
En nuestra llegada al planeta azul aterrizamos la nave espacial en la superficie rocosa del planeta, en la Troposfera (Fig. 3). Tras atravesar la atmósfera gaseosa encontramos un nuevo mundo en lo que a estados de la materia se refiere, los estados sólido y líquido.
La Tierra dispone de gran cantidad de agua en superficie, aproximadamente cuatro quintas partes de la superficie del planeta está cubierto de forma permanente por el agua de nuestros mares y océanos. Y aunque en proporción es una cantidad de masa muy pequeña con respecto al global del planeta, tiene una relevancia fundamental a la hora de entender la vida en general y de acoger a la humanidad en particular.
Esta agua superficial forma la hidrosfera, os dejamos algunos datos sorprendes que ayudan a dimensionar su volumen (Fig. 4):
Si toda el agua del planeta Tierra (océanos, glaciares y casquetes polares, lagos, ríos y agua subterránea, agua atmosférica, etc.) lo ponemos en una esfera, el radio de esa bola sería de aproximadamente 682km.
El volumen total de toda esa agua sería de unos 1.386 millones de km3.
Toda el agua que se encuentra en la atmósfera, la mayor parte en forma de vapor, en un día normal suma unos 12.900km3. Si toda ella lloviera sobre el planeta en un instante, la Tierra se cubriría con una capa continua de unos 2,5cm de espesor.
Solo el 2,5% del agua que existe en la superficie del planeta es agua dulce y la mayor parte de ella está en la Antártida.
Figura 4. De las tres esferas azules, la mayor representa toda el agua en la superficie del planeta, incluyendo la de los glaciares, la Antártida, mares y océanos, etc. La pequeña representa toda el agua dulce del planeta incluyendo glaciares y acuíferos, y la más diminuta de todas, apenas perceptible en el gráfico, el agua de ríos y lagos. Créditos: Howard Perlman, USGS/illustration by Jack Cook, WHOI.
A toda esta agua superficial hay que añadir la existencia de una cantidad importante de agua formando parte de las rocas y los minerales del interior de nuestro planeta, aunque es bastante difícil evaluar cuanta agua supone. Aquí las cifras son relativamente variables en función de las fuentes, pero apuntan a cantidades importantes de entre un 30 y un 85% del total de agua del planeta.
HACIA EL CENTRO DE LA TIERRA
Después de esta parada en la superficie, volvamos a nuestro viaje hacia el corazón del planeta, con una nave imaginaria que nos permita viajar a través de la geosfera. Por el camino veremos que, como ya pasara en la atmósfera, los materiales se estructuran en capas concéntricas que hacia el interior tienen cada vez más densidad, los elementos más pesados hacia el interior. En total, atravesar la geosfera son unos 6.380km.
Pero antes hay que hacer una advertencia, la estructura del interior del planeta es distinta a los ojos de la geología si hablamos de su composición (tipos de rocas y minerales que la forman) o si nos referimos a su estado físico: sólido y por tanto rígido, dúctil o semifundido y líquido, y con todos sus estadios intermedios.
Esto es importante ya que al igual que el hielo de un glaciar tiene la misma composición química que el agua que corre por un río o el vapor de agua de una nube, sus implicaciones en la dinámica planetaria son distintas. Es por esto que hacemos dos clasificaciones de las capas en el interior de la Tierra, una que tiene que ver con la composición en función de los tipos de roca y minerales y otra que tiene en cuenta esos estados físicos, lo que llamamos mecánica o reología en términos científicos. El conjunto de ideas que aportan ambas clasificaciones nos permite entender y explicar entre otras muchas cosas los mecanismos que mueven las placas tectónicas o por qué la Tierra tiene un campo magnético que nos protege del abrasador viento solar.
La estructura Interna en relación a la composición es bastante sencilla tenemos de fuera a dentro Corteza, Manto y Núcleo (Fig. 5, izquierda). La Corteza, donde dejamos aparcada nuestra nave interestelar y vivimos, se compone fundamentalmente de silicatos y apenas representa un 1% de la masa de la Tierra. Tiene un espesor bastante variable que puede ir desde los 6 hasta los 70-80 km y cuenta con todos los tipos de rocas: ígneas, sedimentarias y metamórficas. Un dato muy importante es que su densidad media es relativamente baja, se sitúa entre los 2,7-3 g/cm3.
Esta baja densidad comparada con los materiales del Manto y Núcleo justifica su presencia en superficie. La Corteza es la capa más superficial porque acumula lo más ligero y flota. De igual forma que el agua del mar o de los ríos se sitúa sobre la superficie rocosa de la Corteza porque es menos densa que las rocas y por lo tanto flota sobre ellas. Recuerda que cuando tiras una piedra al mar esta se hunde porque es más densa que el agua.
Figura 5. Estructura interna del planeta Tierra. Notar que la escala vertical en el gráfico de la derecha no es homogénea, para que quepan todos los elementos a describir. En el gráfico de la izquierda, la escala vertical si es homogénea y la corteza queda desaparecida ya que es extremadamente delgada comparada con el manto y el núcleo. La corteza que tenemos en los continentes tiene unas características diferentes a las que hay bajo los océanos y por eso hablamos de Corteza oceánica y continental. En la clasificación por estados, la Litosfera está separada del Manto por la Astenosfera. Créditos: Wikipedia
En esta clasificación composicional, inmediatamente debajo de la corteza se encuentra el Manto. Esta capa se extiende desde el final de la corteza hasta los 2.900km de profundidad, ocupa un 83% del volumen de la Tierra y el 68% de su masa. Se compone fundamentalmente rocas de silicatos ricos en magnesio (Mg) y hierro (Fe) como la Peridotita que presentan densidades altas de 3 a 4,5 g/cm3.
Y llegamos ya al corazón de la Tierra, el Núcleo, que se encuentra desde los 2.900 km de profundidad hasta el centro de la Tierra a 6.380 km. Es solo el 16 % del volumen del planeta, pero el 30% de su masa ya que está compuesto por los materiales más densos y pesados, fundamentalmente por una aleación de hierro y níquel con una densidad muy alta, de 9-13 g/cm3.
Esta estratificación de materiales cada vez más densos hacia el interior se define con la formación del planeta y es la que responsable de la dinámica de tectónica de placas de nuestro planeta.
Sin embargo, al entender la estructura interna del planeta desde el punto de vista de los estados de la materia la cosa cambia ligeramente. Hagamos esta última parte del viaje de nuevo, pero esta vez fijándonos en el estado de los materiales de la geosfera. Así, desde la parte más externa hacia el interior atravesaríamos primero la Litosfera, y luego la Astenosfera, la Mesosfera, el Núcleo externo y finalmente el Núcleo interno (Figura 5 derecha).
La Litosfera, con un espesor aproximado de unos 100 km incorporaría toda la corteza y la parte más superficial del Manto. Presenta un comportamiento general frágil (más rígido) a relativamente dúctil (se deforma sin romperse, algo parecido a la plastilina), variando en función de la presión y la temperatura y está segmentado en placas tectónicas (también llamadas placas litosféricas) que actúan en sus bordes. Esta Litosfera está separada mecánicamente de la capa inferior, la Astenosfera.
La Astenosfera se encuentra entre los 100km de contacto con la Litosfera hasta incluso los 600km de profundidad. Se presenta en un estado menos rígido, sobre todo hacia su parte superior. Esta capa más blanda permite el movimiento de las placas litosféricas de forma relativamente libre sobre ella.
Por debajo de la Astenosfera encontramos la Mesosfera (la parte inferior del Manto) y que acaba en la superficie del Núcleo (desde los aproximadamente 600 km a los 2900 km). Aunque está en discusión, probablemente se encuentran en estado dúctil a semi-fundido. Esta capa es donde se transmite el calor del Núcleo hacia niveles más altos y donde se generan tanto plumas de calor verticales como células convectivas que finalmente serán las causantes de mover las placas continentales.
El Núcleo Externo, desde los 2900 km y hasta los 5200 km de profundidad, está en estado líquido, a diferencia del Núcleo Interno (desde los 5.200 km hasta los 6.380km) que se encuentra en estado sólido. Se trata de un complejo núcleo metálico en el cual la parte exterior líquida rota en un sentido y la capa interior sólida rota en el sentido contrario. Este movimiento del núcleo interno y el núcleo externo que genera un efecto de enorme dinamo que produce nuestro campo magnético.
Y así llegamos al final de nuestro viaje, desde el espacio al corazón de la Tierra. Un camino que comenzamos a unos 10.000 kilómetros por encima de la superficie de la Tierra, desde el viento solar y la atmósfera hasta 6380 km en el interior de la Tierra.
Para que el viaje fuera relajado y rápido, no nos hemos detenido a indicar todas y cada una de las pruebas que nos permiten saber con razonable seguridad lo que nos encontramos a lo largo de este viaje. Como no podemos viajar realmente dentro de la Tierra, mucho de lo que sabemos de la composición interna del planeta tiene que ver con los meteoritos encontrados sobre la superficie del planeta y con algunos pedazos (pocos) del interior del planeta que han llegado a la superficie. Mucho de lo que sabemos de la estructura de capas del interior del planeta tiene que ver con el estudio de las ondas sísmicas generadas por los terremotos y de las variaciones menores en los campos gravitatorio y magnético, pero todo eso es otra historia que contaremos en otro momento….
Para saber más…
Si tenéis curiosidad sobre los datos del agua en el planeta os recomendamos esta referencia:
Imagina un cuaderno de 4.600 millones de años. Sus páginas no son de papel, sino de roca, fósiles y paisajes extraordinarios. Un cuaderno en el que cada capítulo habla de océanos desaparecidos, de colisiones y rupturas de antiguos continentes, de extinciones masivas, de los primeros rastros de vida…
¿Quién se encarga de conservar este cuaderno? Su autora, la Tierra, en lugares excepcionales donde ha dejado escrita su historia.
Desde 2022, la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS) impulsa una misión: identificar y reconocer oficialmente esos capítulos esenciales de la historia de la Tierra. Lo hace a través de los Sitios del Patrimonio Geológico de la IUGS.
¿Qué son exactamente los Sitios del Patrimonio Geológico?
No se trata simplemente de paisajes bonitos, aunque muchos lo sean. Son algunos de los archivos científicos más importantes del planeta. Se trata de lugares que cumplen uno o varios de estos criterios:
Cuna de la ciencia: sitios donde se hicieron descubrimientos que cambiaron para siempre nuestra comprensión de la Tierra.
Modelo natural (in situ): las mejores demostraciones del mundo de un proceso geológico, como un volcán, un glaciar o una falla, o de una característica concreta: un tipo de roca o una estructura.
Ventana al pasado: lugares con fósiles o rocas que preservan hitos únicos de la historia de la vida y del planeta.
En pocas palabras, son los lugares imprescindibles de la geología mundial. Y aunque se empezó por 100, de hecho, ya vamos por 200 y se sumarán más.
Los Primeros y Segundos 100: Un Proyecto Global
Los Primeros 100 fueron anunciados en 2022 en un lugar ya de por sí espectacular: Zumaia, en el Geoparque Mundial de la UNESCO de la Costa Vasca (España), durante el 60º aniversario de la IUGS. La elección del lugar no fue casual, ya que simboliza muy bien la unión entre ciencia y patrimonio local.
Los Segundos 100 se dieron a conocer en agosto de 2024, durante el 37.º Congreso Geológico Internacional celebrado en Busan (Corea del Sur). Con estas dos selecciones contamos ya con una primera lista global representativa de la extraordinaria diversidad geológica de la Tierra.
El objetivo de la IUGS no es solo elaborar un listado. También pretende dar visibilidad internacional a estos sitios, crear un estándar científico de referencia y fomentar su conservación. Para ello, busca colaborar con instituciones nacionales, organizaciones como la UICN (Unión Internacional para la Conservación de la Naturaleza), universidades, redes locales… porque la mejor protección nace del conocimiento y del orgullo de las comunidades.
España en el Mapa del Patrimonio Geológico Mundial
España, por su extraordinaria diversidad geológica, está representada en ambas listas. Aquí van algunos ejemplos:
El flysch de Zumaia (registro de la Costa Vasca, figura 1).
Es el lugar donde se presentó la primera lista. Sus espectaculares acantilados funcionan como un gigantesco código de barras de 60 millones de años. Cada capa es una página que registra, con enorme precisión, cambios climáticos globales y episodios tan importantes como la extinción de los dinosaurios.
Figura 1: El Flysch de Zumaia (Costa Vasca – España) (Fuente: wikipedia)
La Caldera de Taburiente (La Palma, Islas Canarias): El Origen de una Palabra Universal (Figura 2)
Si hay un lugar que representa a la perfección cómo la observación de un paisaje puede dar nombre a un concepto científico mundial, ese es la Caldera de Taburiente, en el corazón de la isla de La Palma. Esta imponente estructura de 8 kilómetros de diámetro y más de 2.000 metros de profundidad no es solo un hito geológico; es, literalmente, el lugar que dio nombre a las «calderas volcánicas» en todo el mundo. A principios del siglo XIX, los primeros naturalistas que exploraron las islas Canarias quedaron tan impresionados por esta enorme estructura de paredes casi verticales que adoptaron el término local que los habitantes de la isla usaban para referirse a ella: caldera. Desde entonces, la palabra ha viajado por todo el planeta y hoy se utiliza en todos los idiomas para describir estas grandes depresiones volcánicas.
Pero la importancia de Taburiente va mucho más allá de su legado científico. Es un libro abierto donde se puede leer la evolución completa de una isla volcánica oceánica. En sus paredes y profundidades se han podido estudiar desde los inicios submarinos de la isla, con rocas que se formaron bajo el mar hace millones de años, hasta la construcción de los grandes volcanes que emergieron sobre la superficie. También se observan los efectos del calor del magma transformando las rocas circundantes y, por último, los procesos más destructivos: los gigantescos deslizamientos de tierra y la intensa erosión fluvial que, a través del barranco de Las Angustias, han ido esculpiendo la morfología actual de esta caldera.
Figura 2: Vista de la caldera de Taburiente (fuente Wikipedia)
Estructura tectónica del macizo de Monte Perdido (Figura 3)
Hay un lugar que permite entender cómo nacen las grandes cordilleras, ese es el macizo de Monte Perdido, en el corazón de los Pirineos. Este imponente conjunto de montañas, declarado Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO, es una ventana excepcional a los procesos que construyen las cadenas montañosas. Su valor radica en que muestra, de forma extraordinariamente clara, la relación entre dos fenómenos simultáneos: el crecimiento de la cordillera (la orogenia) y la formación de cuencas sedimentarias donde se acumulan los sedimentos arrastrados por la erosión. La acción del hielo durante las glaciaciones ha dejado al descubierto un apilamiento espectacular de estructuras tectónicas, como si las páginas de un libro de geología se hubieran abierto para que pudiéramos leerlas. En una sola sucesión de más de 1.500 metros de espesor se conserva un registro de 35 millones de años de historia, que documenta paso a paso cómo se levantaron estas montañas.
Pero Monte Perdido no solo cuenta la historia de los Pirineos; es un modelo de referencia mundial para entender cómo se forman las cordilleras. Aquí se pueden observar los grandes cabalgamientos, enormes bloques de roca que se desplazan unos sobre otros, responsables de elevar el macizo calizo más alto de Europa Occidental. Estas estructuras tectónicas afectan a rocas de diferentes edades, desde el Paleozoico hasta el Paleógeno. Por su excepcional valor científico y espectacularidad, este territorio está protegido no solo como Patrimonio Mundial, sino también como Reserva de la Biosfera, y además es un Geoparque Mundial de la UNESCO, lo que lo convierte en un recurso didáctico inmejorable para acercar a los estudiantes a los procesos que han modelado nuestro planeta.
Figura 3: Circo de Soaso y macizo del Monte Perdido, en el valle de Ordesa (Fuente: Wikipedia)
Iconos Mundiales de la Ciencia: Del «Tiempo Profundo» a la Fuerza de la Naturaleza
La lista está llena de lugares que son auténticas piedras angulares de la geología. Por ejemplo, entre los Primeros 100 se encuentra Siccar Point (Escocia). Este acantilado costero es nada menos que uno de los lugares donde nació la idea del tiempo profundo o tiempo geológico.
En 1788, James Hutton, considerado uno de los padres de la geología, observó allí cómo unos estratos rocosos verticales quedaban cubiertos por otros horizontales. Comprendió entonces que entre ambos episodios tuvieron que transcurrir periodos inmensos de erosión, sedimentación y levantamiento (figura 4). Aquella observación demostró que la Tierra debía de ser mucho más antigua de lo que se pensaba hasta entonces. Es, literalmente, una de las cunas del pensamiento geológico moderno.
Figura 4. Fotografía de Siccar Point (Fuente: Wikipedia)
Cruzando el Atlántico, Brasil aporta una trilogía geológica espectacular reconocida en estas listas:
El Pan de Azúcar y los Morros de Río de Janeiro (Figura 5)
Este icono mundial no es solo un paisaje hermoso. Es también un ejemplo clásico y muy didáctico de relieves graníticos y gnéisicos modelados por la erosión diferencial durante millones de años. Constituye una magnífica lección sobre cómo el clima tropical da forma a las rocas más resistentes.
Figura 5. El Pan de Azúcar y los Morros de Río de Janeiro – Brasil (Fuente: Wikipedia)
Las Formaciones de Hierro Bandado (BIFs) del Cuadrilátero Ferrífero (Minas Gerais) (Figura 6).
Estas rocas, que alternan capas ricas en óxidos de hierro con capas silíceas, son una prueba extraordinaria de cómo era la Tierra primitiva. Se formaron en los océanos arcaicos, hace más de 2.400 millones de años, y ayudan a entender la Gran Oxidación, uno de los acontecimientos más importantes en la historia de la biosfera. Además, constituyen una fuente fundamental de hierro, un elemento clave para el desarrollo de nuestra civilización.
Figura 6. Formaciones de Hierro Bandado (BIFs) (Fuente: Wikipedia)
Las Cataratas del Iguazú (Paraná) (Figura 7).
Más allá de su indudable belleza, son un laboratorio activo de geomorfología y evolución del paisaje. El enorme caudal del río Iguazú erosiona de forma intensa los basaltos de la Formación Serra Geral, lo que permite estudiar el retroceso de las cataratas y la formación de cañones casi en tiempo real. Son geodinámica en acción.
Figura 7. Las Cataratas del Iguazú (Paraná – Brasil) (Fuente: Wikipedia)
Los libros de los 100 Sitios del Patrimonio Geológico: recursos didácticos de primer orden
Estos lugares conectan directamente con el currículo de Biología y Geología, así como con el de Geografía e Historia. No son algo abstracto:
Contextualiza: enseñar la erosión y el modelado del relieve encuentra un ejemplo perfecto en el Pan de Azúcar. Hablar de la historia temprana de la Tierra y de los recursos minerales se vuelve mucho más tangible con las BIFs de Minas Gerais. Explicar la energía de los sistemas fluviales se visualiza muy bien con Iguazú.
Humaniza la ciencia: contar la historia de Hutton en Siccar Point muestra cómo la observación del terreno puede generar auténticas revoluciones intelectuales. La geología deja de ser una lista de nombres de rocas para convertirse en una forma de pensar.
Localiza la ciencia global: demuestra que lugares como los ejemplos que hemos visto (España, Brasil o Escocia) no son meros receptores de conocimiento, sino protagonistas en la construcción de la historia de la geología mundial. Eso genera orgullo, pertenencia y compromiso.
Fomenta la conservación: entender que un paisaje como Iguazú es un laboratorio activo, o que las BIFs son un archivo de la vida primitiva, ayuda a construir una ética de conservación mucho más sólida que la basada solo en la estética.
Los libros (figura 8) los puedes descargar en la web (Primeros 100 y Segundos 100). Estos primeros y segundos 100 Sitios del Patrimonio Geológico son una invitación a leer el gran libro de la Tierra, y a conocer nuestra herencia común, que trasciende fronteras y que nos cuenta nuestra historia más profunda: la del planeta donde vivimos.
Figura 8: Los libros de los 100 Sitios del Patrimonio Geológico (Fuente: IUGS)
Dedicamos esta abecevida a Josefina Castellví i Piulachs (Barcelona, 1935-2026), una de las figuras más relevantes de la investigación polar española. Su trayectoria combinó la investigación básica, la gestión científica y la divulgación del valor ecológico y climático de los ecosistemas polares. Como otros años, con este retrato alfabéticoqueremos participaren la iniciativa de escritura creativa del mes de febrero 2026 de Café Hypatia: mujer y ciencia. #PVmujerciencia26 #11F #Polivulgadoras
Amaba Barcelona, la ciudad donde nació y desarrolló su formación científica inicial.
Base Antártica Española Juan Carlos I es la estación científica que dirigió entre 1989 y 1993, participando posteriormente en la consolidación del programa antártico español.
En 1988 participó junto con Antoni Ballester en la instalación de la Base Antártica Española Juan Carlos I, que dirigió entre 1989 y 1993. Entre 1989 y 1995 fue Directora del Programa Nacional de Investigación Antártica. Créditos: ICM-CSIC.
Ciencias del Mar es el nombre del instituto del CSIC donde desarrolló más de cuatro décadas de investigación en oceanografía biológica y microbiología marina.
Durante décadas se dedicó a reivindicar la conservación de la Antártida por ser un lugar clave para entender el clima y la vida a escala planetaria.
Estudió Biología en la Universidad de Barcelona, donde se doctoró en 1969 con una tesis considerada pionera en la oceanografía biológica española.
Josefina Castellví i Piulachs comenzó a trabajar en el Instituto de Ciencias del Mar en 1960 (entonces conocido como Instituto de Investigaciones Pesqueras) el cual llegó a dirigir entre los años 1994 y 1995. Créditos: ICM-CSIC.
Hizo estudios con microorganismos extremófilos, anticipando aspectos de la astrobiología moderna.
Isla Livingston fue el lugar donde el 27 de diciembre de 1986 ayudó a montar la primera base científica polar española.
Primera instalación científica española en la isla Livingston durante el verano austral 1986-1987. Créditos: ICM-CSIC.
Junto con Marta Estrada Miyares, fue en 1984 la primera española en participar en una expedición internacional en la Antártida.
Katabatic Wind es como se llama el viento frío extremo que barre la Antártida condicionando las operaciones científicas y logísticas, pero que no amedrentó su determinación exploradora.
Medicina es la primera carrera que intentó estudiar, siguiendo los pasos de su padre, pero perdió la vocación. Para compensar el tiempo perdido completó dos cursos de Biología en un solo año antes de licenciarse en 1957.
Placa conmemorativa del primer campamento español en Isla Livingston. Créditos: ICM-CSIC.
Naturalista en el más amplio sentido de la palabra, además de estudiar el microbioma polar, se interesó por el estudio del paleoclima y los ciclos biogeoquímicos.
Observaba la naturaleza con curiosidad y respeto. Se abstraía contemplando los icebergs y la encantaban los pingüinos.
Josefina Castellví trabajando en la Antártida. Créditos: ICM-CSIC.
Participó en más de 30 campañas oceanográficas y fue la primera mujer en dirigir una base científica en la Antártida.
Se enamoró del mar cuando siendo niña sus padres la llevaron a la playa de Castelldefels.
Trabajó con Ramón Margalef, primer catedrático de Ecología en España, quien estimuló su vocación por la investigación científica.
Una montaña de la Isla Livingston se llama Pico Castellví en su honor.
El pico Castellvi se eleva a 350 m en la península Hurd, Isla Livingston. Fuente: Wikipedia Commons.
Volvió a la Antártida con casi 80 años de edad para rodar el documental Los recuerdos del hielo, con el equipo del cineasta Albert Solé.
Women in Science: su trabajo abrió camino a generaciones de investigadoras de todo el mundo, rompiendo el techo de cristal en un entorno históricamente masculino.
Xenófila por vocación, su amplitud de miras y capacidad de trabajo fueron claves para integrar a España en el Tratado Antártico.
Yo he vivido en la Antártidaes el libro que escribió junto a la ilustradora Yolanda González en 2023, donde reflexiona: “Me pregunto si esta experiencia de vida en la Antártida, por lo menos la que yo he vivido, no puede considerarse como un experimento sobre un modelo de sociedad, deseable para el futuro de la humanidad, que estuviera basado en la paz, la tolerancia, la comprensión y el respeto a la vida natural”.
Zonas heladas con vientos extremos forjaron la personalidad antártica de Pepita Castellví.
Mapas de situación de Isla Livingtone, la Base Antártica Española Juan Carlos I y el Pico Castellví. Fuente: Wikipedia Commons y Manfred Wörner Foundation, 2017
El agua es un líquido vital. Constituye aproximadamente el 60 % del cuerpo humano, cubre en torno al 71 % de la superficie de nuestro planeta y es imprescindible para que tengan lugar las reacciones metabólicas en el interior de las células. Su presencia es, por tanto, un criterio fundamental a la hora de valorar si en un planeta existe o ha existido vida. Quizá por ello solemos decir que “donde hay agua, hay vida”, aunque sería más preciso afirmar que “donde hay vida, hay agua”.
Como ya explicamos en el post dedicado a la formación de los océanos, existen varias hipótesis sobre el origen del agua en la Tierra. Algunas proponen un aporte externo mediante cometas o meteoritos, mientras que otras plantean que los impactos a alta velocidad habrían favorecido la combinación de átomos de oxígeno e hidrógeno durante las primeras etapas de formación del planeta.
¿POR QUÉ ES UN LÍQUIDO ESPECIAL?
Las propiedades del agua como sustancia son especialmente singulares. Analizar algunas de ellas, como su densidad anómala (fig. 1), permite comprender fenómenos tan llamativos como la formación de los icebergs. A diferencia de la mayoría de las sustancias, el agua en estado líquido es más densa que en estado sólido, alcanzando su densidad máxima a 4 °C.
Figura 1. Densidad anómala del agua. El agua alcanza su densidad máxima a 4 °C, de modo que el hielo (agua en estado sólido) es menos denso y flota sobre el agua líquida. Este comportamiento anómalo explica la formación de icebergs y permite que, bajo la capa de hielo superficial, el agua permanezca líquida, posibilitando la vida acuática en ambientes fríos.
Otra propiedad destacable es la elevada cohesión entre sus moléculas, lo que le aporta una alta tensión superficial (fig. 2). Los enlaces covalentes del agua, reforzados por los puentes de hidrógeno (fuerzas de Van der Waals), hacen que las moléculas se mantengan fuertemente unidas. Gracias a esta cohesión, algunos insectos, como los zapateros (Gerris lacustris), pueden desplazarse sobre la superficie del agua sin hundirse.
Figura 2. Tensión superficial del agua. La fuerte cohesión entre las moléculas de agua, debida a los enlaces covalentes y reforzada por los puentes de hidrógeno, genera una elevada tensión superficial. Esta propiedad permite que pequeños organismos, como los insectos zapateros, puedan desplazarse sobre la superficie del agua sin hundirse.
Asimismo, el agua presenta una notable capacidad de adhesión a otras superficies. Este fenómeno que llamamos capilaridad (fig. 3), puede observarse, por ejemplo, en las paredes de un tubo de ensayo o en los vasos conductores de las plantas, por los que la savia bruta asciende desde las raíces hasta las hojas.
Figura 3. Capilaridad del agua. La combinación de las fuerzas de cohesión entre las moléculas de agua y de adhesión a las superficies sólidas permite el ascenso del agua por conductos estrechos. Este fenómeno, conocido como capilaridad, resulta esencial en las plantas, ya que posibilita el transporte de la savia bruta desde las raíces hasta las hojas.
Por último, y no menos importante, destaca su gran poder disolvente. Debido al carácter dipolar de la molécula de agua, la carga eléctrica se distribuye de manera desigual, con una región ligeramente positiva y otra negativa. Esta característica permite disolver compuestos iónicos y polares, lo que convierte al agua en un medio fundamental para el transporte de sustancias. Por ejemplo la sal común (NaCl) en agua, se disuelve liberando iones Na⁺ y Cl⁻ (fig. 4).
Figura 4. Gran poder disolvente del agua. El carácter dipolar de la molécula de agua, con una distribución desigual de cargas eléctricas, permite la atracción y estabilización de iones con carga positiva y negativa. Esta propiedad facilita la disolución de compuestos iónicos, como el cloruro sódico, al rodear y separar los iones sodio (Na⁺) y cloruro (Cl⁻), haciendo posible su transporte en disolución.
¿Sabías que… …un ion es un átomo o molécula que ha ganado electrones —adquiriendo carga negativa y denominándose anión— o que ha perdido electrones —adquiriendo carga positiva y llamándose catión (fig. 5)? En el agua, las moléculas de H₂O pueden autoionizarse formando iones de hidrógeno (H⁺) y de hidroxilo (OH⁻). Estos iones generan fuerzas de atracción que favorecen la disolución de los compuestos.
Figura 5. Formación de cationes y aniones. Un ion es un átomo o molécula que adquiere carga eléctrica al ganar o perder electrones. Cuando un átomo pierde uno o más electrones, queda con carga positiva y se denomina catión; cuando los gana, adquiere carga negativa y se denomina anión. Este proceso es fundamental para comprender la disolución de sales y la composición química de las aguas naturales.
EL RECORRIDO DE UNA GOTA DE AGUA
Tras la evaporación del agua de los océanos, el vapor se condensa y forma nubes que precipitan sobre la superficie terrestre. Parte de esta agua se infiltra en el subsuelo, empapando las rocas y dando lugar a los acuíferos. Un acuífero es una formación geológica capaz de almacenar y transmitir agua a través de sus poros y fracturas.
La infiltración del agua de lluvia hasta los acuíferos es un proceso lento que atraviesa los distintos horizontes del suelo. Aunque el agua no es completamente pura —puede contener partículas en suspensión, microorganismos o gases disueltos—, durante su recorrido subterráneo interactúa con los materiales que encuentra, modificando progresivamente su composición química. De este modo, cuando el ciclo natural del agua (fig. 6) se ve interrumpido por la captación humana mediante fuentes o pozos, el agua puede utilizarse, entre otros usos, como agua para consumo humano.
Figura 6. El ciclo natural del agua. Esquema del ciclo hidrológico que muestra los principales procesos de circulación del agua entre la atmósfera, la superficie terrestre y el subsuelo, incluyendo evaporación, condensación, precipitación, escorrentía, infiltración y flujo subterráneo. Este ciclo continuo regula la distribución del agua en la Tierra y es esencial para el mantenimiento de los ecosistemas y de la vida. Modificado de U.S. Geological Survey (USGS).
Cuando el agua subterránea aflora de forma natural en un manantial y cumple las condiciones adecuadas para el consumo humano, recibe la denominación de agua mineral natural. Aunque la fórmula química del agua es H2O, su elevado poder disolvente hace que el agua que bebemos contenga diversos elementos disueltos en forma iónica.
Estos iones permiten clasificar las aguas minerales según su composición química. Entre las más habituales se encuentran las aguas cálcicas, sódicas, magnésicas, bicarbonatadas, cloruradas o combinaciones iónicas varias.
¿QUÉ BEBEMOS CUANDO BEBEMOS AGUA?
Según la cantidad total de iones disueltos, las aguas minerales se clasifican en aguas de mineralización muy débil, débil, media o fuerte, en función del residuo seco (BOE n.º 16, de 19 de enero de 2011). Si el agua estuviera compuesta exclusivamente por H₂O, sería un líquido inodoro e insípido; sin embargo, el agua que consumimos presenta determinadas propiedades organolépticas. De este modo, la mineralización establece un vínculo directo entre la química del agua y su sabor u olor.
Las etiquetas de las botellas de agua mineral (fig. 7) proporcionan información detallada sobre el producto. Además de indicar la localización y denominación del manantial, las empresas embotelladoras están obligadas a realizar análisis periódicos de control de calidad, en los que se especifica la concentración de las sustancias disueltas y el laboratorio responsable del análisis.
Figura 7. Etiqueta de agua mineral natural y composición química. Ejemplo de etiqueta de agua mineral en la que se detalla el residuo seco y la concentración de los principales iones disueltos, expresados en mg/L, junto con la fecha y el laboratorio responsable del análisis, así como la localización del manantial de origen. Esta información permite conocer el grado de mineralización del agua y relacionar su composición química con sus propiedades organolépticas.
El residuo seco es uno de los parámetros más relevantes y se refiere al peso del material obtenido tras evaporar un litro de agua, generalmente a unos 180 °C. Se expresa en mg/L y constituye un indicador directo del grado de mineralización, influyendo de forma notable en el sabor del agua (tabla 1).
MINERALIZACIÓN DEL AGUA MINERAL
RESIDUO SECO (mg/L)
Muy débil
Hasta 50
Débil
50-500
Media
500-1500
Fuerte
más de 1500
Tabla 1: tipo de mineralización del agua mineral en función del residuo seco (mg/L), según BOE de 16 de enero de 2011.
¿Sabías que… …el oficio de catador o catadora consiste en evaluar la calidad sensorial de alimentos y bebidas? Aunque es más conocido en productos como el vino —donde reciben el nombre de sumilleres—, también existen especialistas en queso, café, chocolate o yogur. De forma mucho menos habitual, existen catadores y catadoras de agua capaces de distinguir hasta un centenar de tipos diferentes.
Otro parámetro relacionado con el contenido mineral es la dureza del agua, definida como su capacidad para consumir jabón o producir incrustaciones. La dureza depende principalmente de la concentración de iones alcalinotérreos, especialmente calcio y magnesio, y está relacionada con la presencia de carbonatos disueltos. Es un parámetro utilizado en las instrucciones de las lavadoras, con diferencias en todo el territorio español (fig. 8) influenciadas en parte por la naturaleza geológica del terreno.
Figura 8. Mapa de dureza estimada del agua de distribución pública de España, similar al que incluyen las instrucciones de una lavadora doméstica. Modificado de Idris
Las aguas de mineralización media o fuerte se denominan aguas duras, mientras que las de mineralización débil se conocen como aguas blandas. Estos conceptos son habituales en ámbitos como la fontanería, ya que la dureza del agua influye en la formación de cal en las tuberías y en la eficacia de los detergentes; un agua dura dificulta la acción del jabón, lo que obliga a aumentar la cantidad de detergente para lograr una limpieza adecuada (fig. 9).
Figura 9. Relación entre la dureza del agua y la dosificación de detergente. Ejemplo de recomendaciones de dosificación de detergente en función de la dureza del agua y del grado de suciedad de la ropa. Las aguas duras, con mayor contenido en calcio y magnesio, requieren una mayor cantidad de detergente para lograr una limpieza eficaz, mientras que las aguas blandas permiten reducir la dosis necesaria.
¿PERO DE DÓNDE VIENEN ESOS MINERALES DISUELTOS?
Antes de ser embotellada, el agua de un manantial ha circulado por formaciones rocosas denominadas acuíferos, disolviendo minerales a lo largo de su recorrido, los componentes de la roca. No obstante, no existe una relación directa y sencilla entre el tipo de roca y la composición química del agua, ya que esta interacción depende además de numerosos factores, entre ellos:
las condiciones climáticas
el grado de alteración de la roca
el tiempo de contacto agua-roca
la permeabilidad del material
la longitud del recorrido subterráneo
la alterabilidad de los minerales
En términos generales, el paso del agua por las rocas deja una “huella” en forma de iones disueltos. Aunque es difícil establecer valores exactos, puede enunciarse una relación cualitativa: rocas duras suelen dar lugar a aguas blandas, mientras que rocas más alterables generan aguas más duras. Cuanto más fácilmente se altera una roca, mayor es la cantidad de iones que puede ceder al agua (fig. 10).
Figura 10: Esquema que relaciona la alterabilidad de la roca (de menor a mayor) con la mineralización del agua (de menor a mayor): tres rocas en la parte superior y tres gotas de agua debajo; a mayor alterabilidad, el agua aparece más mineralizada (más “cargada” de sales).
Sin embargo, esta distinción no es absoluta. Existen calizas o areniscas muy compactas que se alteran con dificultad, de forma similar a algunas rocas ígneas o metamórficas. Además, diferentes tipos de roca pueden originar composiciones hidroquímicas similares, como ocurre con calizas y mármoles, ambos ricos en carbonatos.
¿ Sabías que… …al hablar de acuíferos, es importante señalar que las rocas que los componen pueden diferir de las rocas que se observan en la superficie. Conocer el recorrido completo del agua, desde la zona de infiltración hasta su captación, requiere estudios hidrogeológicos que integran mapas geológicos, columnas estratigráficas y análisis químicos, sobre todo si se quieren para consumo humano. Estos estudios permiten determinar el flujo de agua, junto con datos de la porosidad y la permeabilidad de las rocas (como te contamos en el post sobre los manantiales de Ulaca).
Si unimos las rocas por donde pasa el agua con las propiedades derivadas de los iones disueltos que contiene, se puede aplicar ciertas conclusiones en muchos fenómenos relacionados con la calcificación de conducciones de aguas, descalcificadores domésticos o el uso del jabón para lavadoras. El sabor del agua es otra de las características que pueden ser utilizadas para realizar experiencias didácticas como catas de agua que pueden tener un objetivo didáctico más o menos avanzado en conocimientos geológicos (Gassiot, 2002; García-Frank et al., 2017).
DISTINTAS ROCAS, DISTINTAS HUELLAS
Se han escogido cuatro marcas de agua mineral representativas de la relación con los diferentes tipos de rocas. En el Sistema Central, aguas relacionadas con rocas ígneas, en el Sistema Bético, aguas procedentes de rocas metamórficas, en el Sistema Ibérico con rocas calcáreas y en la Comarca de La Moraña con rocas sedimentarias.
En la figura 11 se muestra como las aguas relacionadas con acuíferos detríticos de la comarca de La Moraña dejan un residuo seco considerablemente superior (315 mg/L), que las aguas relacionadas con acuíferos calcáreos del Sistema Ibérico (238 mg/L) y muy superior sobre todo a las aguas procedentes de rocas cristalinas como los granitos y los esquistos del Sistema Central o la Cordillera Bética, que dan aguas más blandas (menos de 100 mg/L de residuo seco).
Figura 11. Residuo Seco de aguas minerales procedentes de diferentes áreas. Las rocas sedimentarias de la Comarca de La Moraña imprimen una huella mineral mayor que las aguas procedentes de rocas calcáreas del Sistema Ibérico y que las rocas cristalinas del Sistema Central y la Cordillera Bética.
Un análisis más pormenorizado de los iones mayoritarios en estas aguas nos da más información (fig. 12). Las rocas ígneas plutónicas, como los granitos del Sistema Central, suelen dar aguas de baja mineralización, con predominio del ion bicarbonato (HCO₃⁻), sodio (Na⁺) y calcio (Ca²⁺), además de cantidades significativas de sílice disuelta. Por otra parte, las rocas metamórficas, muestran una gran variedad composicional, dando lugar a aguas con mayor mineralización aunque mayor contenido absoluto de bicarbonato que las rocas plutónicas, como ocurre con los los esquistos de la Cordillera Bética. Las aguas procedentes de acuíferos carbonatados, como los del Sistema Ibérico, ceden mayor proporción de ion bicarbonato y calcio. Por último, las rocas sedimentarias areno arcillosas al ser más porosas, son más alterables por el agua y dan mayor mineralización de sodio y cloruro, como se puede ver en el agua de la comarca de La Moraña.
Figura 12. Contenido de los iones mayoritarios de aguas con origen relacionado con granitos del sistema central (a), esquistos de la Cordillera Bética (b), calizas del Sistema Ibérico (c) y rocas sedimentarias detríticas de la Comarca abulense de La Moraña (d). El ion más abundante de forma relativa es el bicarbonato (HCO3–), le sigue el sodio (Na+), el calcio (Ca2+) y en menor grado el cloro (Cl–) aunque de forma absoluta las concentraciones son muy diferentes, presentando una mayor mineralización las aguas procedentes de rocas alterables, como las carbonáticas (c) y sedimentarias (d).
La próxima vez que bebas agua mineral, puedes fijarte en la etiqueta de la botella e interpretar la huella de las rocas por donde ha circulado y donde se ha almacenado. Sabrás si se trata de agua dura o blanda, además de tener una idea de los iones que tienes en tu vaso. Verás que es mucho más que simplemente H2O.
BIBLIOGRAFÍA
Custodio, E. y Llamas, R. 1996. Hidrología Subterránea. Ed. Omega.
Gassiot, X. 2002. Análisis y cata de aguas. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 10(1): 47-51.
García-Frank, A. y Fesharaki, O (2017). Cata de aguas a ciegas: un taller inclusivo sobre aguas minerales y geología. Livro de Resumos da XXII Bienal da RSEHN, Coimbra.
La educación científica no utiliza ningún equivalente al museo de arte o a la biblioteca de libros clásicos y el resultado es una distorsión, a veces muy drástica, de la percepción que tiene el científico del pasado de su disciplina.
La estructura de las revoluciones científicas. Thomas S. Kuhn, 1962.
Durante décadas, la hipótesis del Gran Impacto ha sido el modelo dominante para explicar el origen de la Luna. Sin embargo, los avances en geoquímica isotópica y en simulaciones numéricas de alta resolución han revelado inconsistencias profundas entre los modelos y los datos. Lejos de tratarse de un problema cerrado, la formación de la Luna se ha convertido en uno de los ejemplos más reveladores de cómo progresa la geología planetaria: mediante hipótesis provisionales, anomalías inesperadas y revisiones de paradigma.
Anatomía de un olvido
La siguiente frase forma parte de la historia de la ciencia:
La explosión eviscerante [que formó la Luna] fue provocada por la colisión [contra la Tierra] de un planetoide que llegó con gran velocidad.
Esta hipótesis sobre la formación de nuestro satélite fue propuesta por el geólogo canadiense Reginald Aldworth Daly (Figura 1) y publicada en 1946 en la revista Proceedings of the American Philosophical Society. Daly era un científico respetado y, hasta su jubilación, fue jefe del Departamento de Geología de la Universidad de Harvard. Además, en aquel trabajo abordaba un tema controvertido y de gran interés para astrónomos, astrofísicos y geólogos. Sin embargo, fue completamente ignorado por la comunidad científica hasta caer en el olvido. ¿Cómo pudo suceder algo así?
Figura 1. Geólogo visionario en muchos temas, Daly fue uno de los primeros en proponer la deriva continental (1926), el origen de la Luna como consecuencia de un gran impacto (1946), y que la estructura de Vredefort (Estado Libre de Sudáfrica) es un cráter de impacto gigante (1947). Fuente: Wikipedia Commons/Archivo de la Universidad de Harvard.
Desde Newton y Laplace el pensamiento dominante en el estudio de los astros era el uniformitarismo. Para la mecánica celeste el universo funcionaba como la maquinaria de un reloj exacto, y por tanto, predecible. Este paradigma impregnó otras ciencias, entre ellas la Geología, que encontró en el actualismo un marco de pensamiento para estudiar la Tierra. Si el presente es la clave del pasado, no es necesario recurrir a catástrofes bíblicas ni a intervenciones divinas para explicar la naturaleza de un paisaje o la presencia de un fósil en lo alto de una montaña. Por extensión, para conocer la naturaleza física de la Luna, solo había que observar con atención los procesos geológicos que actúan a nuestro alrededor. Cuando Daly publicó su artículo sobre el origen de la Luna, la comunidad científica asumía que los cráteres que podemos observar con un pequeño telescopio debían ser calderas de volcanes ya extintos.
Para aceptar los impactos como proceso geológico, era necesario identificarlos antes en la Tierra. Una de las contribuciones decisivas se la debemos al geofísico Alfred Wegener, padre de la teoría de la deriva continental. Wegener se interesó por el origen de los cráteres lunares tras su visita al campo de cráteres de impacto de Kaali, en la isla estonia de Saaremaa. Siguiendo el método hipotético-deductivo realizó diversos experimentos en el Instituto de Física de la Universidad de Marburgo (Alemania), generando cráteres de impacto sobre cemento en polvo. Con ello pudo establecer analogías entre lo observado en el campo, el resultado de sus experimentos y los cráteres de la Luna (Figura 2).
Figura 2. Cráter de impacto creado por Wegener en el laboratorio, visto desde tres puntos de vista distintos: cenital (izquierda), oblicua (centro) y en sección (derecha). Adaptado de Wegener (1921).
En 1921 publicó los resultados en un artículo que desde nuestra perspectiva podemos considerar histórico y visionario para la moderna geología planetaria. Solo hubo un problema: casi nadie se enteró. El artículo se escribió en alemán y Wegener moriría unos años después en Groenlandia durante una expedición. No fue hasta 1975, cuarenta y cinco años después de su muerte, que el artículo fue recuperado y traducido al inglés por el geólogo turco Ali Mehmet Celâl Sengör.
Desconocedores del artículo de Wegener, en el mundo anglosajón se considera que la incipiente revolución científica llegaría de la mano del astrónomo y empresario norteamericano Ralph Belknap Baldwin. Entre 1942 y 1943 publicó dos artículos en la revista Popular Astronomy donde defendía el origen por impacto de los cráteres lunares. Tanto Baldwin como Wegener eran intrusos en el campo de la Geología, por lo que sus ideas rondaron la marginalidad académica durante mucho tiempo. El impulso definitivo llegaría con la carrera espacial por alcanzar la Luna, gracias a los trabajos que realizaron los geólogos Robert Sinclair Dietzy Eugene Shoemaker.
Hoy concebimos el Sistema Solar como algo caótico donde los acontecimientos más asombrosos pueden haberse producido, especialmente al principio de la evolución (te lo contamos en esta entrada). Y esto es así porque la corriente de pensamiento que domina las actuales Ciencias de la Tierra es el neocatastrofismo, una visión del mundo que sostiene que los procesos geológicos de muy alta energía, como los impactos, han ocurrido con cierta regularidad en el trascurso de la historia de la Tierra.
Daly fue una víctima del paradigma de su tiempo. Cuando falleció en 1957 tenía 86 años, y por su labor científica y académica sendos cráteres en la Luna y Marte llevan su nombre.
Las tres hipótesis clásicas
Hasta mediados de la década de 1980 las enciclopedias y libros de texto de uso escolar recogían tres posibles hipótesis que trataban de explicar el origen de la Luna, tal y como veremos a continuación.
1.Hipótesis de la captura. Suponía que el satélite se formó en otro lugar del Sistema Solar y que en algún momento se desplazó de su órbita hasta ser apresado por la gravedad terrestre. La idea fue propuesta hacia 1909 por el astrónomo norteamericano Thomas Jefferson Jackson See y revisada en 1952 por el químico (y Premio Nobel) Harold Urey. Aunque en teoría la captura de un cuerpo tan grande es posible (recordemos que con un diámetro de 3.474 km nuestro satélite natural es el quinto en tamaño de todo el Sistema Solar), el proceso requiere de unas características orbitales tan precisas como poco probables (Figura 3.a).
Figura 3.a. Visión artística de la hipótesis de captura. Adaptado de Taylor (1994).
Esta hipótesis quedó relegada cuando los análisis isotópicos de las rocas traídas por las misiones Apolo demostraron que la Tierra y la Luna se formaron en la misma región del espacio (Figura 4).
Figura 4. El oxígeno posee tres isótopos estables, que se diferencian únicamente en su masa debido al número de neutrones. El isótopo más abundante es el ¹⁶O, mientras que el ¹⁷O y el ¹⁸O son mucho más escasos en el Sistema Solar. Aunque químicamente se comportan igual, sus ligeras diferencias de masa provocan fraccionamientos isotópicos medibles. Estas variaciones se expresan como desviaciones respecto a un valor estándar: el agua oceánica media (SMOW) de la Tierra.El concepto clave de este tipo de diagramas es la llamada línea de fraccionamiento terrestre, que es dependiente de la masa (línea diagonal). En 1976, Robert Clayton y sus colaboradores demostraron que las rocas de la Tierra y de la Luna se sitúan exactamente sobre esta misma línea, mientras que meteoritos y materiales procedentes de cuerpos como Marte o Vesta definen líneas paralelas desplazadas. Estas diferencias no pueden explicarse por procesos geoquímicos internos, sino que reflejan la existencia de reservorios isotópicos distintos en el sistema solar primitivo. La coincidencia isotópica entre la Tierra y la Luna demuestra un origen común en la misma región de la nebulosa solar, lo que descarta que la Luna se formara en otro lugar, lejos de la Tierra. Adaptado de Clayton et al. (1976).
¿Sabías que… … en 2024 investigadores de la Universidad de Penn State han rescatado la hipótesis de captura? Según su propuesta la Luna no viajaba sola, sino que formaba parte de un sistema binario. Al pasar cerca de nuestro planeta la gravedad terrestre pudo romper ese dúo, quedándose con la Luna y lanzando lejos al otro objeto. Este mecanismo de captura mediante intercambio es similar al propuesto para explicar la posible captura de Tritón por parte de Neptuno. La captura permitiría que la Luna se hubiera formado en la misma zona del espacio que la Tierra, lo que explicaría por qué los isótopos de oxígeno son idénticos en ambos cuerpos. Además, también explicaría por qué la órbita de la Luna está tan inclinada respecto al plano ecuatorial terrestre, algo típico de una captura. Aunque este nuevo modelo ha sido recogido por los medios de comunicación, no ha tenido una gran acogida por parte de la comunidad científica.
2.Hipótesis de la fisión. Este modelo defiende que bajo condiciones de una rotación extremadamente rápida (un giro completo cada dos horas y media), se habría podido desprender un fragmento del manto terrestre primitivo, masa a partir de la cual se habría formado la Luna (Figura 3.b).
Figura 3.b. Visión artística de la hipótesis de la fisión. Adaptado de Taylor (1994).
Fue propuesta hacia 1879 por el astrónomo George Howard Darwin (segundo hijo de Charles Darwin), y su principal problema era explicar cómo pudo la Tierra primigenia ganar semejante momento angular (velocidad de giro) y cómo lo perdió posteriormente. Por otro lado, las rocas traídas por los astronautas de las misiones Apolo mostraron importantes diferencias composicionales respecto a la Tierra, difíciles de explicar si realmente ambos cuerpos fueron el mismo en origen (Tabla I).
Tabla I. Comparación de la composición química de la Tierra y la Luna. Adaptado de Anguita y Castilla (2010).
3.Hipótesis de laacreción binaria. Inicialmente propuesta en 1795 por Pierre-Simon Laplace y actualizada en 1954 por el astrónomo holandés Gerald Kuiper. Supone que la Tierra y la Luna se habrían formado de manera simultánea a partir de una misma fracción de la nebulosa primigenia que daría lugar al Sistema Solar (Figura 3.c).
Figura 3.c. Visión artística de la hipótesis de acreción binaria. Adaptado de Taylor (1994).
En 1960 la hipótesis fue revisada por la astrónoma soviética Jewgenija Leonidowna Ruskol, quien propuso que la Luna se pudo originar como consecuencia de la acreción de pequeñas partículas que giraban en órbita terrestre. Esta idea se conoce con el nombre de hipótesis de precipitación, y era la que menos problemas ofrecía desde un punto de vista dinámico y de los isótopos de oxígeno. Sin embargo, no explica por qué la rotación terrestre llegó a ser de 24 horas, un giro más rápido que el predicho por los modelos de acumulación simple; ni tampoco explica cómo el anillo de partículas que orbitaban la Tierra pudo adquirir el suficiente momento angular para permanecer en órbita en vez de caer sobre ella.
El principal escollo fue (una vez más) las diferencias de composición entre ambos cuerpos. Si se originaron de forma independiente en la misma región de la nebulosa solar, ¿cómo se explica que nuestro satélite contenga unas cien veces menos elementos volátiles y un 50% más de elementos refractarios que su supuesto planeta hermano?
Nace un nuevo paradigma
El cambio comenzó a fraguarse de la mano del astrónomo soviético Viktor Safronov, padre de la teoría planetesimal. Según esta, los planetas se habrían formado por la acreción de incontables cuerpos menores, un escenario en el que los procesos de colisión tendrían un papel protagonista. Varios de sus trabajos llegaron a manos de dos jóvenes científicos estadounidenses, Donald Davis y William K. Hartmann, quienes supieron ver en ellos una nueva vía para abordar el problema.
Davis y Hartmann estudiaron ruso para poder leer todos los trabajos de Safronov, y en marzo de 1975 sorprendieron a los asistentes a la 6ª Conferencia de Ciencia Lunar y Planetaria en Houston (Texas, EE.UU.), proponiendo que la Luna era el resultado de la colisión de un planetesimal contra una recién formada Tierra. Así nació la hipótesis de la fisión inducida (Figura 5).
Figura 5. El gran impacto que produjo la fisión inducida, recreado artísticamente a partir de las versiones pictóricas de William Hartman, uno de los científicos que propuso esta idea. Creación propia.
El respaldo definitivo llegaría en 1984, en un congreso monográfico sobre el origen de la Luna convocado en Kona (Hawai, EE.UU.) La propuesta inicial era discutir hasta qué punto los datos geológicos y geoquímicos obtenidos por el Programa Apolo suponían una revisión de las ideas sobre el origen de nuestro satélite. Pero como la comunidad científica había estado rumiando la propuesta de Hartmann y Davis durante casi una década, todas las sesiones terminaron por centrarse en la hipótesis que consideraban más atractiva: el Gran Impacto.
A grandes rasgos la idea sería que un embrión planetario coorbital con la primitiva Tierra, chocó contra ella cuando ambos cuerpos estaban ya diferenciados en manto y núcleo. La colisión vaporizó y despidió una cantidad importante de material que no abandonó el campo gravitatorio terrestre, sino que formó un disco alrededor del planeta, y en un tiempo relativamente corto, las partículas del anillo se unieron para formar la Luna (Figura 6).
Figura 6. Evolución (de izquierda a derecha) del disco de partículas formado como consecuencia del Gran Impacto. Se llama Límite de Roche a la distancia mínima a la que un satélite puede orbitar un planeta sin desintegrarse por las fuerzas de marea. Dentro de ese límite, la gravedad diferencial del cuerpo primario supera a la cohesión gravitatoria del satélite, impidiendo que este se mantenga como un objeto único. Su valor depende de la densidad relativa de ambos cuerpos y de si el satélite se comporta como un cuerpo rígido o fluido. Los escombros que quedaron dentro del Límite de Roche impactaron contra la Tierra. En algunas simulaciones se forman dos satélites, que a veces, pero no siempre, se funden en uno solo. Solo hay un problema: el anillo debería formarse en el ecuador terrestre y no tan inclinado como la actual órbita de la Luna. Adaptado de Halliday y Drake (1999).
El mérito del Gran Impacto, en comparación con las tres hipótesis clásicas, radica en que propone soluciones más o menos convincentes a los 5 rasgos básicos que presenta nuestro satélite natural:
1. El elevado momento angular o cantidad de rotacióndel sistema Tierra-Luna quedaría explicado si el impacto hubiese sido oblicuo.
2. La distancia a la Tierra: la Luna se habría formado relativamente cerca, pero se habría ido alejando desde entonces como consecuencia de las fuerzas de marea.
3. La baja densidad de la Luna, consecuente a su baja concentración de metales, resultaría de su origen a partir del manto del planetoide impactor (~80%) y, en mucha menor medida, del manto terrestre.
4. La escasez de volátiles en las rocas lunares y su simétrica concentración de refractarios serían la huella más concreta del Gran Impacto: en el máximo térmico, los volátiles serían expulsados del sistema.
5. La identidad de la relación de isótopos de oxígeno entre la Tierra y la Luna queda resuelta si el cuerpo impactor era coorbital con la Tierra, ya que la relación isotópica de oxígeno parece depender de la distancia al Sol.
El Gran Impacto se informatiza
Desde 1975 la hipótesis del gran impacto ha ganado terreno hasta convertirse en el paradigma dominante. En este avance ha tenido una importancia decisiva la aparición de superordenadores, con su capacidad de modelizar sistemas formados por partículas individuales y estimar su comportamiento a través del tiempo.
Imaginemos que queremos saber qué pasa cuando dos coches se estrellan, pero no disponemos de presupuesto para destrozar coches reales. La solución obvia es crear un programa de ordenador donde se representa el coche no como una pieza sólida, sino como un conjunto de miles de puntos. A cada punto le asignamos las leyes de la física (gravedad, presión, temperatura). En el caso de la Luna se usa la llamada técnica SPH (siglas en inglés de Hidrodinámica de Partículas Suavizadas). En lugar de simular el planeta entero como una bola, el ordenador lo divide en miles de canicas virtuales. Luego, calcula cómo interactúa cada canica con sus vecinas miles de veces por segundo.
Los primeros modelos han evolucionado como los videojuegos: de los gráficos toscamente pixelados de los años 80, a la realidad virtual de hoy. Willy Benz y Alastair Cameron fueron pioneros en aplicar estos modelos al origen de la Luna. Sus primeras simulaciones tenían solo unos pocos miles de partículas de baja resolución. Hacia el año 2000 los modelos permitían la interacción de unas 20.000 partículas de una resolución aceptable. En la actualidad, y gracias a los superordenadores, las simulaciones usan decenas de millones de partículas, lo que nos permite ver turbulencias y mezclas que antes eran invisibles (Figura 7).
Figura 7. Esta simulación SPH recrea un gran impacto entre dos cuerpos planetarios de tamaño similar, en condiciones de baja velocidad y geometría casi simétrica. Tras un primer choque y una posterior fusión, el sistema resultante gira rápidamente y reorganiza su estructura interna, concentrando el hierro en el centro y formando brazos espirales de material caliente. Estos brazos acaban dispersándose y originan un disco de escombros con suficiente masa como para formar varias lunas. Un resultado clave es que la composición química del disco es prácticamente idéntica a la del planeta final, lo que refuerza la idea de que un impacto de este tipo puede explicar el origen de la Luna sin necesidad de composiciones muy distintas entre la Tierra y el cuerpo impactante. La escala de colores representa la temperatura de las partículas en Kelvin, según la barra de colores, donde el rojo indica temperaturas superiores a 6.440 K. El tiempo se expresa en horas y las distancias en unidades de 10³ km. Adaptado de Canup (2012).
Pero los modelos informáticos tienen un talón de Aquiles: la Ecuación de Estado. Para simular el impacto tenemos que decirle al ordenador cómo se comporta un mineral o una roca cuando se calienta a 5.000 grados y se comprime a presiones millones de veces superiores a como se encuentran de forma natural. El problema es que no tenemos laboratorios que lleguen a esas condiciones fácilmente y, por tanto, gran parte de los datos que metemos en el modelo son extrapolaciones. Y si nuestra receta es ligeramente incorrecta, la simulación resultante puede ser errónea: basura entra, basura sale.
Con frecuencia olvidamos que los modelos no nos dicen exactamente qué pasó ni demuestran nada, solo nos dicen qué es físicamente posible y qué no lo es; pero siempre según los datos físicos y las premisas de las que se parte. Es importante que recordemos esto la próxima vez que leamos el anuncio de un nuevo descubrimiento sobre el origen de la Luna.
¿Sabías que… … en el año 2000 el renombrado geoquímico británico Alexander Norman Halliday tuvo la ocurrencia de llamar Theia (madre de Selene según la mitología) al misterioso embrión protoplanetario del tamaño de Marte que chocó contra la protoTierra? Desde entonces el nombre ha tenido tanto éxito en el mundo de la divulgación científica y los medios de comunicación que incluso hay miembros de la comunidad científica que hablan de la hipótesis de Theia como nombre alternativo.
Los tres detalles esenciales
Hay tres preguntas que la ciencia trata de responder combinando los modelos con pruebas físicas procedentes de los minerales que forman las rocas lunares, principalmente:
1. ¿Cómo fue el Gran Impacto?
El impacto debió producirse a una velocidad de entre 11-15 km/s (bastante menor que la típica de los asteroides contra la Tierra, como es lógico para un cuerpo que compartía órbita con ella). La temperatura podría haber alcanzado unos 4.000 K a una distancia de hasta ocho radios terrestres respecto al punto de colisión.
2. ¿Cómo era Theia, suponiendo que existan pruebas físicas de su existencia?
La masa de Theia es uno de los temas más polémicos. Los primeros modelos estimaban que el impactor era del tamaño de Marte, hasta otros más voluminosos, de entre 0,3 y 0,5 veces la masa terrestre. La ventaja de impactores grandes es que así es más fácil alimentar el disco de escombros resultante, y por tanto formar la Luna; su inconveniente, que un choque más masivo impartiría demasiado momento angular al sistema.
En septiembre de 2025, científicos de la Universidad de Brown anunciaron el descubrimiento de isótopo de azufre exótico (33S) presente en muestras de troilita recogidas por la misión Apolo 17 en el valle de Taurus Littrow. Según el estudio publicado por James Dottin y sus colaboradores, esos isótopos podrían proceder de Theia. De ser cierto, se trataría de una prueba tangible de aquel impacto.
3. ¿Cuándo se formó la Luna?
La edad del impacto es un tema controvertido, porque no todos los sistemas de datación por isótopos arrojan el mismo resultado. Las dataciones mediante la técnica del Uranio-Plomorealizadas en un circón hallado en una roca muestreada por la misión Apolo 17 (misión en la que participó el geólogo Harrison Schmitt, hasta la fecha el único científico que ha pisado la Luna), señalan que la Luna terminó de formarse hace unos 4.460 millones de años. Quizá más fiable sea el método 182Hf–>182W, que proporciona una fecha para la diferenciación de la Luna en unos 4.530 millones de años, o sea 40 millones de años tras la formación del Sistema Solar.
Los modelos dicen que la construcción de la Luna tras el impacto es poco eficiente, lo que requiere un disco bastante más masivo que ella, entre 2,5 y 7 masas lunares. Estos discos masivos dan lugar a muchos satélites pequeños pero dinámicamente inestables, por lo que se acaba en un cuerpo único. Algunos modelos proponen que la acreción de la Luna a partir del disco de escombros pudo culminar en menos de un año. De ser así, la edad de la Luna señalaría también la edad del impacto.
Cuando la química pone a prueba los modelos
Imaginemos que la policía investiga un violento choque de vehículos. La física del accidente es clara: un coche rojo (llamémosle Theia) embistió a gran velocidad a un coche azul (la Tierra). Los peritos calculan las trayectorias y concluyen que, inevitablemente, los restos esparcidos por la carretera deberían ser una mezcla de chapa roja y azul. Sin embargo, cuando el laboratorio analiza los fragmentos, el resultado es desconcertante: solo hay chapa azul. No hay ni rastro químico del coche rojo. Pues bien: esta es, exactamente, la situación actual en la que se encuentra el modelo del Gran Impacto.
Para entender la naturaleza de esta crisis debemos fijarnos nuevamente en los isótopos. Si Theia vino de otro lugar, su química debió ser algo distinta de la terrestre. Por tanto, la Luna debería ser un cuerpo isotópicamente híbrido. Pero en 2016, un estudio liderado por E.D. Young y publicado en Science lanzó una bomba: a nivel isotópico la Tierra y la Luna son gemelas idénticas. La diferencia es indistinguible dentro del posible error analítico. Es como hacerse una prueba de ADN y descubrir que no compartes genes con tu madre, sino que eres un clon exacto de tu padre. Esto implica algo difícil de digerir: o Theia no existió, o Theia era químicamente idéntica a la Tierra (una probabilidad astronómica de menos del 1%), o bien ocurrió una mezcla tan perfecta que borró cualquier diferencia.
La sopa imposible y el calor infernal
Los defensores del modelo clásico intentaron argumentar que quizás la mezcla ocurrió en una nube de vapor superficial. Pero la geoquímica volvió a golpear, esta vez con el Titanio. Según estudios de Zhang et al. (2012) en Nature Geoscience, los isótopos de titanio (un elemento refractario, ultra-resistente al calor y difícil de vaporizar) también son idénticos entre ambos cuerpos. Si el oxígeno es el caldo de la sopa, el titanio son los tropezones sólidos. Mezclar caldos es fácil; homogeneizar los tropezones sólidos requiere una violencia que el modelo estándar de impacto difícilmente puede generar.
Además, la Luna nos muestra cicatrices de un nacimiento traumático. El análisis de isótopos de Potasio (41K) revela que la Luna es inusualmente pesada. Esto sugiere que se formó en un ambiente de presiones y temperaturas extremas, mucho mayores de lo previsto, donde los elementos ligeros se evaporaron masivamente.
La conclusión es inevitable: el paradigma dominante en los últimos 40 años empieza a tener grietas.
Una solución radical
No queda otra opción: si los datos no encajan en el modelo, hay que cambiar el modelo. En 2018, Simon J. Lock y Sarah T. Stewart propusieron en Journal of Geophysical Research una estructura nueva para explicar estas anomalías: la sinestia (Figura 8).
Figura 8. Nunca hemos visto una sinestia, pues se trata e objetos teóricos y efímeros que solo se forman tras un impacto gigante, y que apenas duran unos cientos de años (un parpadeo en el tiempo geológico) antes de enfriarse. Así pues, y hasta que no haya una confirmación astronómica de su existencia, la sinestia es un modelo plausible que podemos visualizar artísticamente con ayuda de la IA generativa. Fuente: elaboración propia a partir de Lock y Stewart (2018).
Su modelo sugiere que el impacto pudo ser frontal y tan energético que vaporizó completamente tanto a Theia como a la Tierra. El planeta dejó de ser una esfera y, debido a la rotación frenética, se expandió convirtiéndose en una estructura en forma de rosquilla gigante de roca vaporizada (Figura 9).
Figura 9. Secuencia de formación del sistema Tierra-Luna como consecuencia de una sinestia tras un gran impacto frontal. Adaptado de Lock y Stewart (2019).
En una sinestia no hay superficie, todo es una batidora continua de gas y magma a miles de grados. Dentro de este toroide, el material de Theia y la Tierra se habrían mezclado a nivel atómico, resolviendo el problema de la identidad química. Al enfriarse la estructura, la Luna se condensó a partir de una lluvia de magma dentro de esta nube vaporizada, heredando la misma composición exacta que la Tierra, que se reformaba en el centro.
Conclusión provisional
Las anomalías isotópicas del oxígeno, el titanio y el potasio están forzando un cambio de paradigma, como en su momento sucedió con los impactos. Las nuevas teorías nos pintan un cuadro mucho más dramático y complejo: la Luna no es una compañera adoptada. Es, en el sentido más literal y químico de la palabra, una parte de nosotros mismos que sobrevivió al fuego más grande que nuestro mundo ha conocido.
Y aquí surge un problema epistemológico: los acontecimientos únicos son difíciles de encajar en Ciencia. ¿Fue la génesis de la Luna un acontecimiento especial? Si atendemos al resultado, lo fue: En el Sistema Solar solo hay un planeta rocoso con un satélite gigante.
Lo cual nos lleva a nuevas preguntas fundamentales: ¿cómo sería la Tierra si su satélite gigante no se hubiese formado y sobrevivido?¿Pudo afectar el impacto de Theia al origen del agua en la Tierra? Los modelos señalan que la inclinación del eje de rotación terrestre es más estable gracias a la Luna, y en su ausencia las oscilaciones climáticas serían caóticas, con severas consecuencias para la vida. Así pues, ¿sería posible una civilización avanzada como la nuestra en un planeta sin Luna?
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Los tsunamis son unas manifestaciones fuertemente energéticas de la dinámica de nuestro planeta, espectaculares, pero también responsables de algunas de las catástrofes naturales recientes más tristes.
Los tsunamis de Japón en 2011 y del sudeste asiático en 2004 y su difusión a nivel global por redes cambiaron por completo nuestro imaginario colectivo al respecto de estos fenómenos (Fig. 1). Las estimaciones de víctimas mortales para ambos eventos son terroríficas, en Japón murieron cerca de 16.000 personas (hay todavía más de 2.500 desaparecidos) y en Indonesia fallecieron más de 280.000 personas.
Sus efectos nos resultan inquietantes. Un ejemplo claro es la película Lo imposible (2012), dirigida por J. A. Bayona, que narra la historia real de una familia que sobrevivió al devastador tsunami de 2004. Otro ejemplo es la preocupación por que se pueda repetir una catástrofe como la sucedida en la central nuclear de Fukushima, dañada por el tsunami de 2011, y que continúa generando contaminación y riesgo debido a los problemas aún no resueltos en su control.
La mayor parte de los tsunamis se generan como un efecto colateral de un gran terremoto.
¿Qué necesitamos para que se produzca un tsunami? Dos cosas:
Un terremoto tan grande como para modificar la superficie del planeta
Que el terremoto ocurra bajo el mar.
Cuando se genera un terremoto de gran magnitud (Fig. 2), si se produce cerca de la superficie de nuestro planeta pasan dos cosas, por un lado una rotura y desplazamiento de la superficie del planeta y por otro las conocidas ondas sísmicas que se propagan desde la zona de rotura y hacen vibrar el terreno.
Figura 2. Esquema temporal del proceso de generación de un Tsunami. Necesitamos un terremoto que deforme la superficie del fondo del mar, de forma que desplace hacia arriba el agua del mar. Esta agua desplazada, al buscar su equilibrio gravitacional genera una onda que se propaga por el océano hasta llegar a la costa. Al llegar al litoral el tren de ondas se frena con el fondo marino más superficial y construye el tsunami. A mayor masa de agua desplazada por el terremoto, mayor velocidad de las ondas y mayor el tsunami resultante. Grafico: Javier Elez.
En geología llamamos falla a la fractura por la que se produce el desplazamiento del terreno. Para que os hagáis una idea el terremoto de Japón de 2011 desplazo hasta 2,4 metros la isla de Honshu, la mayor del archipiélago Japonés.
Si el desplazamiento de la corteza terrestre durante un terremoto ocurre bajo una gran masa de agua, como en el fondo del océano, el movimiento del suelo marino empuja la columna de agua que tiene encima. Si esto sucede a una profundidad de unos 4.000 metros, implica que se están moviendo cuatro kilómetros de columna de agua.
Cuanto mayor sea la magnitud del terremoto, más extensa será la zona afectada y mayor la cantidad de agua desplazada.
En ese momento el agua sube sobre su nivel habitualy luego por gravedad baja, oscilando de forma similar a cuando tiramos una piedrita a un lago y se forman las típicas ondas. La consecuencia de este movimiento oscilatorio es una onda estacionaria en el mar (Fig. 3).
Figura 3. Ondas en el agua que se propagan de forma concéntrica al origen, igual que un tsunami. Fuente Wikipedia.
Estas ondas se mueven por los océanos a velocidades de cientos de km/h. En el océano abierto no son peligrosas, los barcos en muchas ocasiones ni siquiera las notan porque tienen longitudes de onda muy largas (de hasta 300 km) y amplitudes muy pequeñas (menores a un metro). Pueden cruzar el Océano Pacífico de Japón a California en unas 9 horas.
Pero cuando llegan a la costa la cosa cambia, al disminuir la profundidad la onda roza con el fondo, se frena, crece en la vertical y acumula agua y presión. Como el tren de ondas es continuo llega un momento en el que el agua amontonada en la zona litoral crece tanto que se cae hacia el continente inundando las zonas costeras en muchas ocasiones de forma violenta y generando los daños que tenemos todos en la retina.
En japonés, tsunami significa “Ola de Puerto” haciendo referencia a la dinámica del fenómeno, pues en mar abierto no se aprecia y solo cuando llega a la costa es cuando vemos las grandes olas.
En España tenemos registro geológico de Tsunamis, siendo los más recientes en la costa atlántica de Andalucía. El más conocido fue causado por el terremoto de Lisboa en 1755, con más de mil víctimas mortales solo en Andalucía. Este terremoto provocó en las costas andaluzas un tsunami con olas de 10 a 12 m de altura (equivalente a un edificio de cuatro plantas), con tiempos de inundación máximos superiores a los 8 minutos, llegando a inundar zonas situadas a más de 5 km hacia el interior de la costa.
Pero no ha sido el único. En la costa atlántica de Andalucía tenemos registro de siete grandes tsunamis en los últimos 7.000 años, de ellos cuatro se consideran que responden a terremotos de magnitudes muy importantes (mayores a 8)
¿Qué hacer en caso de tsunami? En caso de riesgo de tsunami, debes seguir únicamente las indicaciones oficiales y acudir a fuentes fiables como la Instituto Geográfico Nacional (IGN) o la Dirección General de Protección Civil y Emergencias. Ve a un lugar seguro: aléjate de la costa, desembocaduras y ríos, y sube a una zona alta o planta elevada si ya estás en el agua. Evacúa inmediatamente si escuchas una alerta oficial, sientes un terremoto intenso o prolongado, observas una retirada rápida del mar o escuchas un rugido fuerte como de tren. Mantén la calma, no regreses hasta que las autoridades lo indiquen y conserva una radio a pilas, linterna y suministros básicos.
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 efectoalbedo) 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.
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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 medianteisótopos (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 cataclismolunar 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.
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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. 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. 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 lasilusiones 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. 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. 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. Diamante encontrado en la República Centroafricana, con presencia de inclusiones minerales (manchas oscuras) de ringwoodita y circón. En Lorenzon et al. (2022).
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 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. 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. 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. 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. 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. 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).
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.
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):
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.
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.
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