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El origen de la Luna: impactos gigantes, anomalías isotópicas y la crisis de un paradigma científico

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Por Gabriel Castilla Cañamero

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?

Retrato en blanco y negro de Reginald Aldworth Daly, mayor con el pelo claro peinado hacia atrás, vestido con traje oscuro, camisa blanca y corbata; aparece de medio cuerpo, mirando a la cámara con expresión seria, y bajo la fotografía se ve una firma manuscrita.
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).

Composición en blanco y negro con tres fotografías del mismo cráter de impacto experimental: a la izquierda, vista cenital de una depresión circular con borde elevado; en el centro, vista oblicua donde se aprecia el relieve del borde y el interior del cráter; a la derecha, un corte en sección que muestra la cavidad y las capas del material deformadas; en las tres imágenes aparece una regla de escala en la parte inferior.
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 Dietz y 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).

Ilustración del espacio: la Tierra aparece a la derecha, con nubes y continentes visibles, y a la izquierda se ve un cuerpo gris similar a la Luna; varias líneas curvas alrededor de la Tierra representan trayectorias orbitales, sugiriendo un escenario de captura gravitatoria.
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).

Gráfico de dispersión titulado “Relación de isótopos de oxígeno en muestras de la Tierra, Luna, Marte y Vesta”. El eje horizontal muestra ¹⁸O/¹⁶O y el vertical ¹⁷O/¹⁶O, ambos como desviaciones respecto a un estándar; una línea diagonal representa la línea de fraccionamiento terrestre. Los datos de la Luna (círculos) se agrupan sobre la misma línea que la Tierra, mientras que los de Marte (rombos) y Vesta (triángulos) forman grupos separados y aproximadamente paralelos, desplazados respecto a la línea terrestre. La idea visual principal es que Tierra y Luna coinciden isotópicamente, a diferencia de Marte y Vesta.
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).

Ilustración del espacio con un fondo oscuro lleno de estrellas. En el centro aparece un cuerpo celeste incandescente, de color naranja y aspecto fundido, con vetas luminosas que recuerdan a lava o grietas calientes en la superficie. Su forma es “de cacahuete” o de dos esferas unidas por un cuello estrecho, como si una masa mayor estuviera separándose en dos partes. La imagen sugiere un proceso de fisión o desprendimiento de material a partir de un objeto primitivo caliente.
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 titulada “Tabla I. Comparación respecto a elementos volátiles, refractarios y metálicos”, con dos columnas: Tierra (manto + corteza) y Luna. Los volátiles (por ejemplo Na₂O, K₂O y Rb) aparecen en valores más altos en la Tierra que en la Luna, mientras que varios refractarios (como Al₂O₃, CaO, TiO₂, U y Eu) son más altos en la Luna. En el bloque de metales (Ni, Ir y Mo), la Tierra muestra valores mayores que la Luna. Incluye una nota que define ppm (partes por millón) y ppb (partes por billón).
Tabla I. Comparación de la composición química de la Tierra y la Luna. Adaptado de Anguita y Castilla (2010).

3. Hipótesis de la acreción 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).

Ilustración del espacio con un fondo oscuro lleno de estrellas y numerosas partículas rocosas pequeñas dispersas. En la parte derecha destaca un cuerpo esférico grande, rojizo, con un halo brillante y una banda tenue que lo cruza, como un anillo o una zona de material en órbita. En la parte inferior izquierda aparece un segundo cuerpo similar pero más pequeño, también rojizo y rodeado por un halo. Varias franjas curvas de polvo y fragmentos conectan visualmente ambas zonas, sugiriendo que los dos cuerpos crecen a la vez al acumular material cercano (acreción binaria).
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).

Ilustración del espacio profundo con un fondo negro salpicado de estrellas y varias galaxias difusas. En el centro aparece un planeta grande, oscuro y rojizo, con aspecto rocoso y zonas que parecen agrietadas o calentadas. En su borde superior izquierdo impacta un cuerpo más pequeño y muy brillante, de tonos amarillos y naranjas, como una masa incandescente. El choque genera un destello blanco intenso y una gran explosión de fuego y material fundido que se abre en abanico hacia el exterior, con fragmentos y chispas expulsados alrededor del punto de contacto. La escena transmite un evento extremadamente violento, una colisión planetaria a gran escala.
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).

Secuencia de tres viñetas (de izquierda a derecha) sobre un fondo negro espacial que muestra la evolución de un disco de escombros alrededor de un planeta anaranjado (la Tierra primitiva). En la primera viñeta el planeta aparece rodeado por una nube muy densa de fragmentos y polvo, formando un anillo ancho; varias curvas de colores marcan trayectorias orbitales y límites alrededor del planeta. En la segunda viñeta el anillo de partículas es menos extenso y se concentra en torno al planeta, con fragmentos más separados y las mismas curvas orbitales superpuestas. En la tercera viñeta el planeta queda a la derecha y, a su izquierda, aparece una esfera gris pequeña (un satélite en formación) en una órbita marcada por líneas curvas; todavía se observan restos del anillo cerca del planeta, y en la parte superior derecha se ve un punto rojo brillante como una estrella.
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 rotación del 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).

Secuencia de seis paneles de una simulación numérica (SPH) del impacto entre dos cuerpos planetarios, sobre fondo azul oscuro con ejes y marcas de distancia. En el primer panel (tiempo ≈ 0,11 h) se ven dos esferas grandes azul claro que se tocan, con una zona estrecha de colores cálidos (amarillo-rojo) en el punto de contacto, indicando el calentamiento inicial. En el segundo (≈ 1,40 h) las dos masas ya se han deformado y alargado, unidas por un “puente” de material; aparecen amplias regiones verde-amarillas y un núcleo rojo intenso en la zona más caliente. En el tercero (≈ 3,23 h) el conjunto es más compacto y turbulento, con remolinos y concentraciones rojas y naranjas alrededor de un centro en formación. En el cuarto (≈ 6,46 h) la estructura se estira en forma de “S”, como dos brazos curvados de material muy caliente que se arrollan alrededor del centro. En el quinto (≈ 8,61 h) se distingue un cuerpo central rojo rodeado por un brazo espiral verdoso que sugiere un disco de escombros en rotación. En el sexto (≈ 26,90 h) queda un objeto central rojo bien definido, envuelto por una nube amplia de partículas más frías (verdes y amarillas), indicando un sistema estabilizado tras la fusión y la dispersión del material. En la parte inferior hay una barra de colores de temperatura (aprox. 2500 a 6440 K): los tonos azules representan temperaturas más bajas y los rojos las más altas; en cada panel el tiempo se indica en horas y las distancias están en unidades de 10³ km.
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-Plomo realizadas 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).

Ilustración del espacio con un fondo negro lleno de estrellas y pequeñas galaxias difusas. En la mitad inferior de la imagen domina una estructura enorme y aplanada, de color naranja y rojo brillante, con aspecto de nube incandescente en forma de disco o “donut” muy ancho. El borde exterior es irregular y turbulento, como llamas o remolinos de gas caliente, y hacia el centro la materia parece arremolinarse en espiral. En el núcleo hay una zona muy luminosa, casi blanca, que sugiere el punto más caliente y denso, rodeado por un anillo de material resplandeciente. La escena representa un objeto transitorio formado por material vaporizado tras un gran impacto, con un cuerpo central envuelto por una estructura discoidal extendida.
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).

Infografía en cuatro paneles horizontales, sobre un fondo negro estrellado, que muestra una secuencia de formación del sistema Tierra-Luna; cada panel lleva un rótulo en la esquina izquierda. 1. “APROXIMACIÓN”: un planeta grande rojizo y agrietado aparece a la derecha, y un cuerpo menor incandescente se acerca desde la izquierda dejando una estela luminosa. 2. “GRAN IMPACTO”: ambos cuerpos colisionan y la escena queda dominada por una explosión muy brillante, con chorros y fragmentos de material al rojo vivo expulsados en varias direcciones. 3. “FORMACIÓN DE UNA SINESTIA”: la explosión da paso a una estructura ancha, aplanada y turbulenta, como un disco o anillo de gas y roca vaporizada, con un centro blanco muy luminoso y bordes anaranjados en remolino. 4. “SISTEMA TIERRA-LUNA”: el planeta vuelve a verse como una esfera rojiza a la izquierda y, a cierta distancia, aparece una luna gris más pequeña orbitando a su derecha, representando el sistema estabilizado tras el proceso.
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?

Bibliografía

I. El paradigma

Baldwin, R.B. (1942). The meteoritic origin of lunar craters. Popular Astronomy, Vol.50 (7) (agosto), pp. 365-369.

Baldwin, R.B. (1943). The Meteoritic Origin of Lunar Structures. Popular Astronomy, Vol. 51 (3) (marzo), pp.117-127.

Daly, R.A. (1946). Origin of the Moon and Its Topography. Proceedings of the American Philosophical Society, Vol. 90, No. 2, pp. 104-119.

Dietz, R.S. (1963). Astroblemes: Ancient Meteorite-Impact Structures on the Earth. En The Moon, Meteorites and Comets, pp. 285- 299. Middlehurst y Kuiper (Editores). The University of Chicago Press.

Shoemaker, E.M. (1963). Impact Mechanics at Meteor Crater, Arizona. En The Moon, Meteorites and Comets, pp. 301-336. Middlehurst y Kuiper (Eds). The University of Chicago Press.

Wegener, A. (1975). The origin of lunar craters. The Moon, 14 (2), pp. 211-236.

II. Fundamentos del Gran Impacto

Cameron, A. G. W., y Ward, W. R. (1976). The origin of the Moon. Lunar Science, VII, pp. 120-122.

Canup, R.M. y Aspaugh, E. (2001). Origin of the Moon in a giant impact near the end of the Earth’s formation. Nature, VOL 412, pp. 708-709.

Canup, R. M. (2012). Forming a Moon with an Earth-like Composition via a Giant Impact. Science, 338 (6110), 1052-1055.

Halliday, A. N. (2000). Terrestrial accretion rates and the origin of the Moon. Earth and Planetary Science Letters, 176(1), pp.17–30.

Hartmann, W. K., y Davis, D. R. (1975). Satellite-sized planetesimals and lunar origin. Icarus, 24(4), pp. 504-515.

Hartmann, W. K., Phillips, R. J., y Taylor, G. J. (Eds.). (1986). Origin of the Moon. Lunar and Planetary Institute.

Hopp, T. et al. (2025) The Moon-forming Impactor Theia Originated from the Inner Solar System. Science, 390 (6775), pp. 819-823.

III. Los isótopos

Clayton, R. N., Onuma, N., y Mayeda, T. K. (1976). A classification of meteorites based on oxygen isotopes. Earth and Planetary Science Letters, 30(1), pp.10-18. 

Touboul, M., et al. (2007). Late formation and prolonged differentiation of the Moon inferred from W isotopes in lunar metals. Nature, 450, pp.1206-1209.

Wang, K., & Jacobsen, S. B. (2016). Potassium isotopic evidence for a high-energy giant impact origin of the Moon. Nature, 538, pp. 487-490.

Wiechert, U., et al. (2001). Oxygen Isotopes and the Moon-Forming Giant Impact. Science, 294(5541), pp. 345-348.

Young, E. D., et al. (2016). Oxygen isotopic evidence for vigorous mixing during the Moon-forming giant impact. Science, 351(6272), pp. 493-496.

Zhang, J., et al. (2012). The proto-Earth as a significant source of lunar material. Nature Geoscience, 5, pp. 251–255.

IV. La sinestia

Lock, S. J., Stewart, S. T., et al. (2018). The origin of the Moon within a terrestrial synestia. Journal of Geophysical Research: Planets, 123(4), pp.910-951.

Lock, S. J., Stewart, S. T. (2019). El origen de la Luna. Investigación y Ciencia (julio). Pp. 37-41.

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LAS CAUSAS DE LAS GLACIACIONES

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AUTORES-  Gabriel Castilla Cañamero y Javier Pérez Tarruella

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

Nando Parrado. Milagro en los Andes, 2006.

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

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

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

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

La búsqueda de sentido

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

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

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

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

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

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

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

Un bucle para enfriar el planeta…

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

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

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

1.- Las grandes erupciones volcánicas.

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

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

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

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

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

…Y otro bucle para calentarlo

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

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

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

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

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

Básicamente dos:

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

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

La redistribución del calor

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

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

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

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

Los cambios abruptos

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

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

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

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

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

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

Conclusión provisional

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

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

Bibliografía

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

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

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AUTOR – Gabriel Castilla Cañamero

La fantasía abandonada de la razón produce monstruos.

Francisco de Goya. Manuscrito del Prado, circa 1799.

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

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

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

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

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

El cataclismo lunar

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Un dato, dos hipótesis

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

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

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

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

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

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

¿Hubo un Bombardeo Terminal más allá de la Luna?

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

El modelo de Niza

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

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

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

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

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

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

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

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

¿Existió realmente el Bombardeo Intenso Tardío?

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

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

.  Una primera fase temprana,  producida por planetesimales sobrantes.

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

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

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

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

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

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

Bibliografía

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Alrededor de dos polos gira la existencia humana.

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

José Echegaray. Ciencia popular, 1905.

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

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

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

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

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

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

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

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

1.- ¿Cuánta agua hay en la Tierra?

2.-  ¿Cómo llegó hasta aquí?

3.-  ¿Cuándo se formó el primer océano?

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

La huella dactilar del agua

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

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

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

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

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

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

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

Un inesperado regalo del cinturón de asteroides

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Impactos a hipervelocidad

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

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

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

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

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

3. ¿Cuándo se formó el primer océano?

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

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

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

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

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

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

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

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

Bibliografía

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Geología planetaria,Noticias

Día Internacional de las Montañas 2020. Las montañas de la Luna

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Imagen y texto de Gabriel Castilla

«Las montañas albergan el 15% de la población mundial y aproximadamente la mitad de la reserva de la diversidad biológica del mundo. Además, suministran agua dulce para más de la mitad de la humanidad. Su conservación resulta clave, tal cual especifica el Objetivo 15 de los ODS«.

El 11 de diciembre fue declarado por la ONU Día Internacional de las Montañas.
Foto de Gabriel Castilla, tomada desde el centro de Madrid con una cámara Nikon Coolpix P900 sobre trípode.

Las montañas de la Luna

Con ayuda de un pequeño telescopio podemos observar, desde la comodidad de nuestra casa, los Montes Apenninus de la Luna. Se trata de una cordillera de 600 km de longitud situada justo en el borde sur de Mare Imbrium, pues tiene su origen en el gran impacto que hace 3850 millones de años golpeó el satélite.

La montaña más alta de la Luna es Mons Huygens (5500 m de altitud) y se localiza en esta cordillera, flanqueada por Mons Ampere (1300 m) y Mons Bradley (4200 m).

Descarga el par estereoscópico en PDF de esta imagen de la Luna para ver en 3D con tu estereoscopio casero. Si no tienes uno aún, aprende aquí cómo hacerlo, es fácil y barato: Geología en 3D con un estereoscopio casero.

Para saber más sobre la geología de la Luna: La Luna tiene colores: ¡Los de su geología!

Geología planetaria,Minerales y rocas

La Luna tiene colores: ¡Los de su geología!

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¿De qué color es la Luna?

La respuesta parece fácil: Blanca, con zonas grises quizá… Aparentemente este es su aspecto, en «blanco y negro» como en la retransmisión del Apolo 11. Pero la tecnología de imagen actual, incluso una cámara de fotos réflex de aficionado, nos permite descubrir que en realidad no es así.

Sí tiene colores, pero son muy débiles, con muy poca saturación. Sin saturación cualquier color se convierte en un tono de gris. Además, el hecho de que veamos la Luna de noche, habitualmente con poca luz y en contraste con el cielo oscuro, hace que percibamos menos los colores. A oscuras los «conos» (las células de la retina receptoras del color) no funcionan bien, y son los «bastones» (receptores de luz) los que nos proporcionan la mayor parte de la información.

Gracias a la información que puede recoger el sensor de una cámara a través de un telescopio, podemos vislumbrar los colores que en realidad esconde nuestro satélite. Y por supuesto… ¡El resultado nos cuenta su propia historia geológica!

Fotografía lunar, con su coloración exagerada unas 30 veces. @jpereztar

Antes de seguir leyendo, es recomendable conocer la historia geológica de la Luna «en blanco y negro» y así entender su aspecto general.

La historia de la Luna: 4.500 Millones de años en 5 minutos

Los colores de la Luna

Los colores que más destacan son dos: El azul y el naranja de los maria lunares, que además son complementarios y hacen que nuestro satélite vaya muy bien conjuntado.

Los maria están formados por basaltos de las erupciones volcánicas del periodo Ímbrico y su color depende de la proporción de hierro y titanio en sus minerales.

Las zonas con mayor cantidad de titanio son más oscuras y azules, pues abunda el mineral ilmenita.

Las zonas con menor proporción de titanio (mayor de hierro) son anaranjadas, por la mayor proporción de piroxeno y olivinos de tipo fayalita. Esta división por colores permite deducir diferentes fases del relleno de basalto que cubre los cráteres gigantes de la Luna.

La zona más azulada, el «Mare Tranquilitatis» tiene una concentración de titanio 10 veces superior (hasta un 13%) a la mayor hallada en la Tierra. Esto lo convierte en un candidato ideal para el establecimiento de un asentamiento lunar, pues de la ilmenita podría extraerse hierro, titanio y oxígeno.

Recorte donde se observa el color azul vivo del Mare Tranquilitatis, las distintras fases de relleno del Mare Imbrium (izquierda) y el brillo de los impactos meteoríticos más recientes.

Las zonas de las tierras altas, con más cantidad de feldespato plagioclasa, tienen un color más claro, rosado-verdoso.

Mientras que los cráteres de impactos meteoríticos más recientes y sus eyectas aparecen como manchas realmente blancas, pues la roca que funden al impactar se convierte en un vidrio muy reflectante, que se va tornando opaco y oscuro con el paso del tiempo.

Actividades docentes relacionadas

PRÁCTICA RECOMENDADA. Realizar un mapa mineralógico de la Luna a partir de una fotografía.

Referencias

Geología planetaria,Geomorfología,Minerales y rocas,Riesgos

Cráteres de impacto: Las cicatrices que dejan los meteoritos en nuestro planeta y cómo encontrarlas

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En nuestro planeta existen cerca de 200 estructuras confirmadas como cráteres de impacto, es decir, cráteres producidos por el impacto de un meteorito. Parecen pocos comparados con los miles que plagan la superficie lunar. Sin embargo la Tierra ha recibido muchos más impactos que su satélite por su mayor gravedad y tamaño.

La mayor parte han sido borrados por los efectos de la meteorización y la tectónica de placas, otros han quedado sepultados por rocas sedimentarias y algunos siguen expuestos en superficie conservando su estructura original, o no.

Pero… ¿Cómo saber que un cráter ha sido producido por un meteorito y no por una erupción volcánica u otro proceso?

A la izquierda, el cráter de impacto Barringer, también conocido como «Meteor Crater», fue la primera estructura de impacto confirmada en nuestro planeta. A la derecha la caldera volcánica del Tambora. Fuente: NASA Image Gallery.

El impacto y sus consecuencias

Un impacto meteorítico se produce a una gran velocidad, entre 20 y 60 km/s aproximadamente. La naturaleza explosiva de un contacto a más de 100.000 Km/h hace que la forma de los cráteres sea casi perfectamente circular, a pesar de que los impactos pueden producirse con ángulos bajos y no siempre perpendiculares a la superficie terrestre.

Este contacto genera una gran explosión y una gran compresión de la roca impactada (basamento). Se estima que el impacto que acabó con los dinosaurios ( Chicxulub), producido por un meteorito de 10-15 Km, generó momentáneamente una cavidad de 40 Km de profundidad en la corteza terrestre, suponiendo una energía igual a 7.000 millones de bombas de Hiroshima.

Inmediatamente después se produce la descompresión, un rebote elástico del terreno que es el que genera la mayor parte de la eyecta (material impulsado violentamente a la atmósfera) en los grandes impactos, lo que sería la metralla de estas explosiones cósmicas. La eyecta está compuesta por:

  • Roca fundida (tectitas), ya que se alcanzan más de 2000 ºC durante el impacto.
  • Aerosoles producto de la vaporización total de las rocas que han alcanzado una presión de más de 100 Gpa (1.000.000 atm) durante el impacto.
  • Fragmentos de la roca impactada (depositada en forma de brecha).
  • Y en menor medida fragmentos del propio meteorito.

Evidencias del impacto

Fue en 1960 cuando se produjo la primera confirmación de una estructura de impacto en nuestro planeta, la del Cráter Barringer por parte del geólogo Eugene Shoemaker, quien revolucionó las ciencias planetarias. Hasta entonces se asumía un origen volcánico de la mayoría de cráteres, incluso se planteaba para los de la Luna.

Una de las evidencias principales del impacto suele ser la eyecta, que puede encontrarse en la zona del cráter o incluso a miles de kilómetros de distancia en los grandes impactos. Ésta puede estar formada por pequeños fragmentos de roca alterada por el calor y la presión del impacto: fundidos vítreos (tectitas), esférulas de carbono, agregados de restos minerales pulverizados y otras partículas como cuarzo chocado o nanodiamantes .

Por otra parte existen unas estructuras muy comunes en el basamento llamadas conos astillados (shatter cones) que son también habituales evidencias de impacto.

A) Esférula de Carbono microscópica (Wittke et al. 2013); B) Conos astillados en muestra de mano (Johannes Baier); C) Cuarzo chocado visto en lámina delgada al microscopio óptico (Martin Schmieder); D) Tectitas en muestra de mano (BrokenInAGlory).

La geoquímica también puede ser clave para identificar un impacto meteorítico. Así, concentraciones anómalas de elementos raros en zonas de la superficie terrestre o en las rocas sedimentarias como Platino, Iridio u Oro han servido para constatar impactos meteoríticos, incluso cuando su estructura original ha desaparecido por completo.

No todos los cráteres son iguales

A grandes rasgos, existen dos tipos principales de cráteres de impacto:

  • Cráteres simples: Es el primero que nos imaginamos, con forma de cuenco y con los bordes elevados sobre el terreno circundante. De este tipo son los cráteres de pequeño tamaño, pueden tener desde metros hasta pocos kilómetros. El famoso «Meteor Crater» o Cráter Barringer de Arizona es de este tipo.
  • Cráteres complejos: En los cráteres complejos existe, al menos, una elevación central producida por la descompresión y rebote elástico posteriores al impacto, lo que en los cráteres lunares se bautizó como «central peak«. De este tipo son los grandes cráteres del planeta y los más vistosos de la Luna (Tycho y Copernicus). Su estructura puede ser mucho más compleja y a veces presentan varios anillos de elevaciones además de la elevación central, sistemas de fallas y otras estructuras de deformación frágil y dúctil.
Ilustración: Javier Pérez Tarruella

¡Explora nuestro mapa de cráteres de impacto en la Tierra!

En este mapa puedes encontrar más de 80 estructuras de impacto confirmadas. Haciendo clic en ellas encontrarás curiosidades sobre su formación, su descubrimiento o las consecuencias que tuvieron. Algunos cambiaron por completo la vida en nuestro planeta. Los marcados en azul son los que consideramos más interesantes, ¡pero merece la pena explorarlos todos!

Sabías qué… Las cenizas de Eugene Shoemaker, geólogo pionero de las Ciencias Planetarias, descansan en un cráter cerca del polo Sur de la Luna llamado cráter Shoemaker. Son los únicos restos humanos que hay en nuestro satélite. Existe otro gran cráter en Australia llamado Shoemaker en su honor. Eugene no sólo demostró y destacó la importancia de los impactos meteoríticos en la historia de nuestro planeta, también estudió asteroides y cometas, siendo el descubridor principal del cometa Shoemaker-Levy 9, que en julio de 1994 impactó contra Júpiter, un suceso que es considerado el evento astronómico más importante del siglo XX.

Si quieres saber mucho más sobre Cráteres de impacto

En esta charla en directo te cuento muchas más curiosidades!

Referencias

  • French B.M. (1998). Traces of Catastrophe: A Handbook of Shock-Metamorphic Effects in Terrestrial Meteorite Impact Structures. 119pp. Lunar and Planetary Institute. Houston.
  • Grieve R.A.; Shoemaker, E.M. (1994). The Record of Past Impacts on Earth in Hazards due to Comets and Asteroids, T. Gehrels, Ed.; University of Arizona Press, Tucson, AZ, pp. 417–464.
  • Wittke, J. H., Weaver, J. C., Bunch, T. E., Kennett, J. P., Kennett, D. J., Moore, A. M. T., … Firestone, R. B. (2013). Evidence for deposition of 10 million tonnes of impact spherules across four continents 12,800 y ago. Proceedings of the National Academy of Sciences, 110(23)
  • NASA Image Gallery