Imagina un cuaderno de 4.600 millones de años. Sus páginas no son de papel, sino de roca, fósiles y paisajes extraordinarios. Un cuaderno en el que cada capítulo habla de océanos desaparecidos, de colisiones y rupturas de antiguos continentes, de extinciones masivas, de los primeros rastros de vida…
¿Quién se encarga de conservar este cuaderno? Su autora, la Tierra, en lugares excepcionales donde ha dejado escrita su historia.
Desde 2022, la Unión Internacional de Ciencias Geológicas (IUGS) impulsa una misión: identificar y reconocer oficialmente esos capítulos esenciales de la historia de la Tierra. Lo hace a través de los Sitios del Patrimonio Geológico de la IUGS.
¿Qué son exactamente los Sitios del Patrimonio Geológico?
No se trata simplemente de paisajes bonitos, aunque muchos lo sean. Son algunos de los archivos científicos más importantes del planeta. Se trata de lugares que cumplen uno o varios de estos criterios:
Cuna de la ciencia: sitios donde se hicieron descubrimientos que cambiaron para siempre nuestra comprensión de la Tierra.
Modelo natural (in situ): las mejores demostraciones del mundo de un proceso geológico, como un volcán, un glaciar o una falla, o de una característica concreta: un tipo de roca o una estructura.
Ventana al pasado: lugares con fósiles o rocas que preservan hitos únicos de la historia de la vida y del planeta.
En pocas palabras, son los lugares imprescindibles de la geología mundial. Y aunque se empezó por 100, de hecho, ya vamos por 200 y se sumarán más.
Los Primeros y Segundos 100: Un Proyecto Global
Los Primeros 100 fueron anunciados en 2022 en un lugar ya de por sí espectacular: Zumaia, en el Geoparque Mundial de la UNESCO de la Costa Vasca (España), durante el 60º aniversario de la IUGS. La elección del lugar no fue casual, ya que simboliza muy bien la unión entre ciencia y patrimonio local.
Los Segundos 100 se dieron a conocer en agosto de 2024, durante el 37.º Congreso Geológico Internacional celebrado en Busan (Corea del Sur). Con estas dos selecciones contamos ya con una primera lista global representativa de la extraordinaria diversidad geológica de la Tierra.
El objetivo de la IUGS no es solo elaborar un listado. También pretende dar visibilidad internacional a estos sitios, crear un estándar científico de referencia y fomentar su conservación. Para ello, busca colaborar con instituciones nacionales, organizaciones como la UICN (Unión Internacional para la Conservación de la Naturaleza), universidades, redes locales… porque la mejor protección nace del conocimiento y del orgullo de las comunidades.
España en el Mapa del Patrimonio Geológico Mundial
España, por su extraordinaria diversidad geológica, está representada en ambas listas. Aquí van algunos ejemplos:
El flysch de Zumaia (registro de la Costa Vasca, figura 1).
Es el lugar donde se presentó la primera lista. Sus espectaculares acantilados funcionan como un gigantesco código de barras de 60 millones de años. Cada capa es una página que registra, con enorme precisión, cambios climáticos globales y episodios tan importantes como la extinción de los dinosaurios.
Figura 1: El Flysch de Zumaia (Costa Vasca – España) (Fuente: wikipedia)
La Caldera de Taburiente (La Palma, Islas Canarias): El Origen de una Palabra Universal (Figura 2)
Si hay un lugar que representa a la perfección cómo la observación de un paisaje puede dar nombre a un concepto científico mundial, ese es la Caldera de Taburiente, en el corazón de la isla de La Palma. Esta imponente estructura de 8 kilómetros de diámetro y más de 2.000 metros de profundidad no es solo un hito geológico; es, literalmente, el lugar que dio nombre a las «calderas volcánicas» en todo el mundo. A principios del siglo XIX, los primeros naturalistas que exploraron las islas Canarias quedaron tan impresionados por esta enorme estructura de paredes casi verticales que adoptaron el término local que los habitantes de la isla usaban para referirse a ella: caldera. Desde entonces, la palabra ha viajado por todo el planeta y hoy se utiliza en todos los idiomas para describir estas grandes depresiones volcánicas.
Pero la importancia de Taburiente va mucho más allá de su legado científico. Es un libro abierto donde se puede leer la evolución completa de una isla volcánica oceánica. En sus paredes y profundidades se han podido estudiar desde los inicios submarinos de la isla, con rocas que se formaron bajo el mar hace millones de años, hasta la construcción de los grandes volcanes que emergieron sobre la superficie. También se observan los efectos del calor del magma transformando las rocas circundantes y, por último, los procesos más destructivos: los gigantescos deslizamientos de tierra y la intensa erosión fluvial que, a través del barranco de Las Angustias, han ido esculpiendo la morfología actual de esta caldera.
Figura 2: Vista de la caldera de Taburiente (fuente Wikipedia)
Estructura tectónica del macizo de Monte Perdido (Figura 3)
Hay un lugar que permite entender cómo nacen las grandes cordilleras, ese es el macizo de Monte Perdido, en el corazón de los Pirineos. Este imponente conjunto de montañas, declarado Patrimonio de la Humanidad por la UNESCO, es una ventana excepcional a los procesos que construyen las cadenas montañosas. Su valor radica en que muestra, de forma extraordinariamente clara, la relación entre dos fenómenos simultáneos: el crecimiento de la cordillera (la orogenia) y la formación de cuencas sedimentarias donde se acumulan los sedimentos arrastrados por la erosión. La acción del hielo durante las glaciaciones ha dejado al descubierto un apilamiento espectacular de estructuras tectónicas, como si las páginas de un libro de geología se hubieran abierto para que pudiéramos leerlas. En una sola sucesión de más de 1.500 metros de espesor se conserva un registro de 35 millones de años de historia, que documenta paso a paso cómo se levantaron estas montañas.
Pero Monte Perdido no solo cuenta la historia de los Pirineos; es un modelo de referencia mundial para entender cómo se forman las cordilleras. Aquí se pueden observar los grandes cabalgamientos, enormes bloques de roca que se desplazan unos sobre otros, responsables de elevar el macizo calizo más alto de Europa Occidental. Estas estructuras tectónicas afectan a rocas de diferentes edades, desde el Paleozoico hasta el Paleógeno. Por su excepcional valor científico y espectacularidad, este territorio está protegido no solo como Patrimonio Mundial, sino también como Reserva de la Biosfera, y además es un Geoparque Mundial de la UNESCO, lo que lo convierte en un recurso didáctico inmejorable para acercar a los estudiantes a los procesos que han modelado nuestro planeta.
Figura 3: Circo de Soaso y macizo del Monte Perdido, en el valle de Ordesa (Fuente: Wikipedia)
Iconos Mundiales de la Ciencia: Del «Tiempo Profundo» a la Fuerza de la Naturaleza
La lista está llena de lugares que son auténticas piedras angulares de la geología. Por ejemplo, entre los Primeros 100 se encuentra Siccar Point (Escocia). Este acantilado costero es nada menos que uno de los lugares donde nació la idea del tiempo profundo o tiempo geológico.
En 1788, James Hutton, considerado uno de los padres de la geología, observó allí cómo unos estratos rocosos verticales quedaban cubiertos por otros horizontales. Comprendió entonces que entre ambos episodios tuvieron que transcurrir periodos inmensos de erosión, sedimentación y levantamiento (figura 4). Aquella observación demostró que la Tierra debía de ser mucho más antigua de lo que se pensaba hasta entonces. Es, literalmente, una de las cunas del pensamiento geológico moderno.
Figura 4. Fotografía de Siccar Point (Fuente: Wikipedia)
Cruzando el Atlántico, Brasil aporta una trilogía geológica espectacular reconocida en estas listas:
El Pan de Azúcar y los Morros de Río de Janeiro (Figura 5)
Este icono mundial no es solo un paisaje hermoso. Es también un ejemplo clásico y muy didáctico de relieves graníticos y gnéisicos modelados por la erosión diferencial durante millones de años. Constituye una magnífica lección sobre cómo el clima tropical da forma a las rocas más resistentes.
Figura 5. El Pan de Azúcar y los Morros de Río de Janeiro – Brasil (Fuente: Wikipedia)
Las Formaciones de Hierro Bandado (BIFs) del Cuadrilátero Ferrífero (Minas Gerais) (Figura 6).
Estas rocas, que alternan capas ricas en óxidos de hierro con capas silíceas, son una prueba extraordinaria de cómo era la Tierra primitiva. Se formaron en los océanos arcaicos, hace más de 2.400 millones de años, y ayudan a entender la Gran Oxidación, uno de los acontecimientos más importantes en la historia de la biosfera. Además, constituyen una fuente fundamental de hierro, un elemento clave para el desarrollo de nuestra civilización.
Figura 6. Formaciones de Hierro Bandado (BIFs) (Fuente: Wikipedia)
Las Cataratas del Iguazú (Paraná) (Figura 7).
Más allá de su indudable belleza, son un laboratorio activo de geomorfología y evolución del paisaje. El enorme caudal del río Iguazú erosiona de forma intensa los basaltos de la Formación Serra Geral, lo que permite estudiar el retroceso de las cataratas y la formación de cañones casi en tiempo real. Son geodinámica en acción.
Figura 7. Las Cataratas del Iguazú (Paraná – Brasil) (Fuente: Wikipedia)
Los libros de los 100 Sitios del Patrimonio Geológico: recursos didácticos de primer orden
Estos lugares conectan directamente con el currículo de Biología y Geología, así como con el de Geografía e Historia. No son algo abstracto:
Contextualiza: enseñar la erosión y el modelado del relieve encuentra un ejemplo perfecto en el Pan de Azúcar. Hablar de la historia temprana de la Tierra y de los recursos minerales se vuelve mucho más tangible con las BIFs de Minas Gerais. Explicar la energía de los sistemas fluviales se visualiza muy bien con Iguazú.
Humaniza la ciencia: contar la historia de Hutton en Siccar Point muestra cómo la observación del terreno puede generar auténticas revoluciones intelectuales. La geología deja de ser una lista de nombres de rocas para convertirse en una forma de pensar.
Localiza la ciencia global: demuestra que lugares como los ejemplos que hemos visto (España, Brasil o Escocia) no son meros receptores de conocimiento, sino protagonistas en la construcción de la historia de la geología mundial. Eso genera orgullo, pertenencia y compromiso.
Fomenta la conservación: entender que un paisaje como Iguazú es un laboratorio activo, o que las BIFs son un archivo de la vida primitiva, ayuda a construir una ética de conservación mucho más sólida que la basada solo en la estética.
Los libros (figura 8) los puedes descargar en la web (Primeros 100 y Segundos 100). Estos primeros y segundos 100 Sitios del Patrimonio Geológico son una invitación a leer el gran libro de la Tierra, y a conocer nuestra herencia común, que trasciende fronteras y que nos cuenta nuestra historia más profunda: la del planeta donde vivimos.
Figura 8: Los libros de los 100 Sitios del Patrimonio Geológico (Fuente: IUGS)
La educación científica no utiliza ningún equivalente al museo de arte o a la biblioteca de libros clásicos y el resultado es una distorsión, a veces muy drástica, de la percepción que tiene el científico del pasado de su disciplina.
La estructura de las revoluciones científicas. Thomas S. Kuhn, 1962.
Durante décadas, la hipótesis del Gran Impacto ha sido el modelo dominante para explicar el origen de la Luna. Sin embargo, los avances en geoquímica isotópica y en simulaciones numéricas de alta resolución han revelado inconsistencias profundas entre los modelos y los datos. Lejos de tratarse de un problema cerrado, la formación de la Luna se ha convertido en uno de los ejemplos más reveladores de cómo progresa la geología planetaria: mediante hipótesis provisionales, anomalías inesperadas y revisiones de paradigma.
Anatomía de un olvido
La siguiente frase forma parte de la historia de la ciencia:
La explosión eviscerante [que formó la Luna] fue provocada por la colisión [contra la Tierra] de un planetoide que llegó con gran velocidad.
Esta hipótesis sobre la formación de nuestro satélite fue propuesta por el geólogo canadiense Reginald Aldworth Daly (Figura 1) y publicada en 1946 en la revista Proceedings of the American Philosophical Society. Daly era un científico respetado y, hasta su jubilación, fue jefe del Departamento de Geología de la Universidad de Harvard. Además, en aquel trabajo abordaba un tema controvertido y de gran interés para astrónomos, astrofísicos y geólogos. Sin embargo, fue completamente ignorado por la comunidad científica hasta caer en el olvido. ¿Cómo pudo suceder algo así?
Figura 1. Geólogo visionario en muchos temas, Daly fue uno de los primeros en proponer la deriva continental (1926), el origen de la Luna como consecuencia de un gran impacto (1946), y que la estructura de Vredefort (Estado Libre de Sudáfrica) es un cráter de impacto gigante (1947). Fuente: Wikipedia Commons/Archivo de la Universidad de Harvard.
Desde Newton y Laplace el pensamiento dominante en el estudio de los astros era el uniformitarismo. Para la mecánica celeste el universo funcionaba como la maquinaria de un reloj exacto, y por tanto, predecible. Este paradigma impregnó otras ciencias, entre ellas la Geología, que encontró en el actualismo un marco de pensamiento para estudiar la Tierra. Si el presente es la clave del pasado, no es necesario recurrir a catástrofes bíblicas ni a intervenciones divinas para explicar la naturaleza de un paisaje o la presencia de un fósil en lo alto de una montaña. Por extensión, para conocer la naturaleza física de la Luna, solo había que observar con atención los procesos geológicos que actúan a nuestro alrededor. Cuando Daly publicó su artículo sobre el origen de la Luna, la comunidad científica asumía que los cráteres que podemos observar con un pequeño telescopio debían ser calderas de volcanes ya extintos.
Para aceptar los impactos como proceso geológico, era necesario identificarlos antes en la Tierra. Una de las contribuciones decisivas se la debemos al geofísico Alfred Wegener, padre de la teoría de la deriva continental. Wegener se interesó por el origen de los cráteres lunares tras su visita al campo de cráteres de impacto de Kaali, en la isla estonia de Saaremaa. Siguiendo el método hipotético-deductivo realizó diversos experimentos en el Instituto de Física de la Universidad de Marburgo (Alemania), generando cráteres de impacto sobre cemento en polvo. Con ello pudo establecer analogías entre lo observado en el campo, el resultado de sus experimentos y los cráteres de la Luna (Figura 2).
Figura 2. Cráter de impacto creado por Wegener en el laboratorio, visto desde tres puntos de vista distintos: cenital (izquierda), oblicua (centro) y en sección (derecha). Adaptado de Wegener (1921).
En 1921 publicó los resultados en un artículo que desde nuestra perspectiva podemos considerar histórico y visionario para la moderna geología planetaria. Solo hubo un problema: casi nadie se enteró. El artículo se escribió en alemán y Wegener moriría unos años después en Groenlandia durante una expedición. No fue hasta 1975, cuarenta y cinco años después de su muerte, que el artículo fue recuperado y traducido al inglés por el geólogo turco Ali Mehmet Celâl Sengör.
Desconocedores del artículo de Wegener, en el mundo anglosajón se considera que la incipiente revolución científica llegaría de la mano del astrónomo y empresario norteamericano Ralph Belknap Baldwin. Entre 1942 y 1943 publicó dos artículos en la revista Popular Astronomy donde defendía el origen por impacto de los cráteres lunares. Tanto Baldwin como Wegener eran intrusos en el campo de la Geología, por lo que sus ideas rondaron la marginalidad académica durante mucho tiempo. El impulso definitivo llegaría con la carrera espacial por alcanzar la Luna, gracias a los trabajos que realizaron los geólogos Robert Sinclair Dietzy Eugene Shoemaker.
Hoy concebimos el Sistema Solar como algo caótico donde los acontecimientos más asombrosos pueden haberse producido, especialmente al principio de la evolución (te lo contamos en esta entrada). Y esto es así porque la corriente de pensamiento que domina las actuales Ciencias de la Tierra es el neocatastrofismo, una visión del mundo que sostiene que los procesos geológicos de muy alta energía, como los impactos, han ocurrido con cierta regularidad en el trascurso de la historia de la Tierra.
Daly fue una víctima del paradigma de su tiempo. Cuando falleció en 1957 tenía 86 años, y por su labor científica y académica sendos cráteres en la Luna y Marte llevan su nombre.
Las tres hipótesis clásicas
Hasta mediados de la década de 1980 las enciclopedias y libros de texto de uso escolar recogían tres posibles hipótesis que trataban de explicar el origen de la Luna, tal y como veremos a continuación.
1.Hipótesis de la captura. Suponía que el satélite se formó en otro lugar del Sistema Solar y que en algún momento se desplazó de su órbita hasta ser apresado por la gravedad terrestre. La idea fue propuesta hacia 1909 por el astrónomo norteamericano Thomas Jefferson Jackson See y revisada en 1952 por el químico (y Premio Nobel) Harold Urey. Aunque en teoría la captura de un cuerpo tan grande es posible (recordemos que con un diámetro de 3.474 km nuestro satélite natural es el quinto en tamaño de todo el Sistema Solar), el proceso requiere de unas características orbitales tan precisas como poco probables (Figura 3.a).
Figura 3.a. Visión artística de la hipótesis de captura. Adaptado de Taylor (1994).
Esta hipótesis quedó relegada cuando los análisis isotópicos de las rocas traídas por las misiones Apolo demostraron que la Tierra y la Luna se formaron en la misma región del espacio (Figura 4).
Figura 4. El oxígeno posee tres isótopos estables, que se diferencian únicamente en su masa debido al número de neutrones. El isótopo más abundante es el ¹⁶O, mientras que el ¹⁷O y el ¹⁸O son mucho más escasos en el Sistema Solar. Aunque químicamente se comportan igual, sus ligeras diferencias de masa provocan fraccionamientos isotópicos medibles. Estas variaciones se expresan como desviaciones respecto a un valor estándar: el agua oceánica media (SMOW) de la Tierra.El concepto clave de este tipo de diagramas es la llamada línea de fraccionamiento terrestre, que es dependiente de la masa (línea diagonal). En 1976, Robert Clayton y sus colaboradores demostraron que las rocas de la Tierra y de la Luna se sitúan exactamente sobre esta misma línea, mientras que meteoritos y materiales procedentes de cuerpos como Marte o Vesta definen líneas paralelas desplazadas. Estas diferencias no pueden explicarse por procesos geoquímicos internos, sino que reflejan la existencia de reservorios isotópicos distintos en el sistema solar primitivo. La coincidencia isotópica entre la Tierra y la Luna demuestra un origen común en la misma región de la nebulosa solar, lo que descarta que la Luna se formara en otro lugar, lejos de la Tierra. Adaptado de Clayton et al. (1976).
¿Sabías que… … en 2024 investigadores de la Universidad de Penn State han rescatado la hipótesis de captura? Según su propuesta la Luna no viajaba sola, sino que formaba parte de un sistema binario. Al pasar cerca de nuestro planeta la gravedad terrestre pudo romper ese dúo, quedándose con la Luna y lanzando lejos al otro objeto. Este mecanismo de captura mediante intercambio es similar al propuesto para explicar la posible captura de Tritón por parte de Neptuno. La captura permitiría que la Luna se hubiera formado en la misma zona del espacio que la Tierra, lo que explicaría por qué los isótopos de oxígeno son idénticos en ambos cuerpos. Además, también explicaría por qué la órbita de la Luna está tan inclinada respecto al plano ecuatorial terrestre, algo típico de una captura. Aunque este nuevo modelo ha sido recogido por los medios de comunicación, no ha tenido una gran acogida por parte de la comunidad científica.
2.Hipótesis de la fisión. Este modelo defiende que bajo condiciones de una rotación extremadamente rápida (un giro completo cada dos horas y media), se habría podido desprender un fragmento del manto terrestre primitivo, masa a partir de la cual se habría formado la Luna (Figura 3.b).
Figura 3.b. Visión artística de la hipótesis de la fisión. Adaptado de Taylor (1994).
Fue propuesta hacia 1879 por el astrónomo George Howard Darwin (segundo hijo de Charles Darwin), y su principal problema era explicar cómo pudo la Tierra primigenia ganar semejante momento angular (velocidad de giro) y cómo lo perdió posteriormente. Por otro lado, las rocas traídas por los astronautas de las misiones Apolo mostraron importantes diferencias composicionales respecto a la Tierra, difíciles de explicar si realmente ambos cuerpos fueron el mismo en origen (Tabla I).
Tabla I. Comparación de la composición química de la Tierra y la Luna. Adaptado de Anguita y Castilla (2010).
3.Hipótesis de laacreción binaria. Inicialmente propuesta en 1795 por Pierre-Simon Laplace y actualizada en 1954 por el astrónomo holandés Gerald Kuiper. Supone que la Tierra y la Luna se habrían formado de manera simultánea a partir de una misma fracción de la nebulosa primigenia que daría lugar al Sistema Solar (Figura 3.c).
Figura 3.c. Visión artística de la hipótesis de acreción binaria. Adaptado de Taylor (1994).
En 1960 la hipótesis fue revisada por la astrónoma soviética Jewgenija Leonidowna Ruskol, quien propuso que la Luna se pudo originar como consecuencia de la acreción de pequeñas partículas que giraban en órbita terrestre. Esta idea se conoce con el nombre de hipótesis de precipitación, y era la que menos problemas ofrecía desde un punto de vista dinámico y de los isótopos de oxígeno. Sin embargo, no explica por qué la rotación terrestre llegó a ser de 24 horas, un giro más rápido que el predicho por los modelos de acumulación simple; ni tampoco explica cómo el anillo de partículas que orbitaban la Tierra pudo adquirir el suficiente momento angular para permanecer en órbita en vez de caer sobre ella.
El principal escollo fue (una vez más) las diferencias de composición entre ambos cuerpos. Si se originaron de forma independiente en la misma región de la nebulosa solar, ¿cómo se explica que nuestro satélite contenga unas cien veces menos elementos volátiles y un 50% más de elementos refractarios que su supuesto planeta hermano?
Nace un nuevo paradigma
El cambio comenzó a fraguarse de la mano del astrónomo soviético Viktor Safronov, padre de la teoría planetesimal. Según esta, los planetas se habrían formado por la acreción de incontables cuerpos menores, un escenario en el que los procesos de colisión tendrían un papel protagonista. Varios de sus trabajos llegaron a manos de dos jóvenes científicos estadounidenses, Donald Davis y William K. Hartmann, quienes supieron ver en ellos una nueva vía para abordar el problema.
Davis y Hartmann estudiaron ruso para poder leer todos los trabajos de Safronov, y en marzo de 1975 sorprendieron a los asistentes a la 6ª Conferencia de Ciencia Lunar y Planetaria en Houston (Texas, EE.UU.), proponiendo que la Luna era el resultado de la colisión de un planetesimal contra una recién formada Tierra. Así nació la hipótesis de la fisión inducida (Figura 5).
Figura 5. El gran impacto que produjo la fisión inducida, recreado artísticamente a partir de las versiones pictóricas de William Hartman, uno de los científicos que propuso esta idea. Creación propia.
El respaldo definitivo llegaría en 1984, en un congreso monográfico sobre el origen de la Luna convocado en Kona (Hawai, EE.UU.) La propuesta inicial era discutir hasta qué punto los datos geológicos y geoquímicos obtenidos por el Programa Apolo suponían una revisión de las ideas sobre el origen de nuestro satélite. Pero como la comunidad científica había estado rumiando la propuesta de Hartmann y Davis durante casi una década, todas las sesiones terminaron por centrarse en la hipótesis que consideraban más atractiva: el Gran Impacto.
A grandes rasgos la idea sería que un embrión planetario coorbital con la primitiva Tierra, chocó contra ella cuando ambos cuerpos estaban ya diferenciados en manto y núcleo. La colisión vaporizó y despidió una cantidad importante de material que no abandonó el campo gravitatorio terrestre, sino que formó un disco alrededor del planeta, y en un tiempo relativamente corto, las partículas del anillo se unieron para formar la Luna (Figura 6).
Figura 6. Evolución (de izquierda a derecha) del disco de partículas formado como consecuencia del Gran Impacto. Se llama Límite de Roche a la distancia mínima a la que un satélite puede orbitar un planeta sin desintegrarse por las fuerzas de marea. Dentro de ese límite, la gravedad diferencial del cuerpo primario supera a la cohesión gravitatoria del satélite, impidiendo que este se mantenga como un objeto único. Su valor depende de la densidad relativa de ambos cuerpos y de si el satélite se comporta como un cuerpo rígido o fluido. Los escombros que quedaron dentro del Límite de Roche impactaron contra la Tierra. En algunas simulaciones se forman dos satélites, que a veces, pero no siempre, se funden en uno solo. Solo hay un problema: el anillo debería formarse en el ecuador terrestre y no tan inclinado como la actual órbita de la Luna. Adaptado de Halliday y Drake (1999).
El mérito del Gran Impacto, en comparación con las tres hipótesis clásicas, radica en que propone soluciones más o menos convincentes a los 5 rasgos básicos que presenta nuestro satélite natural:
1. El elevado momento angular o cantidad de rotacióndel sistema Tierra-Luna quedaría explicado si el impacto hubiese sido oblicuo.
2. La distancia a la Tierra: la Luna se habría formado relativamente cerca, pero se habría ido alejando desde entonces como consecuencia de las fuerzas de marea.
3. La baja densidad de la Luna, consecuente a su baja concentración de metales, resultaría de su origen a partir del manto del planetoide impactor (~80%) y, en mucha menor medida, del manto terrestre.
4. La escasez de volátiles en las rocas lunares y su simétrica concentración de refractarios serían la huella más concreta del Gran Impacto: en el máximo térmico, los volátiles serían expulsados del sistema.
5. La identidad de la relación de isótopos de oxígeno entre la Tierra y la Luna queda resuelta si el cuerpo impactor era coorbital con la Tierra, ya que la relación isotópica de oxígeno parece depender de la distancia al Sol.
El Gran Impacto se informatiza
Desde 1975 la hipótesis del gran impacto ha ganado terreno hasta convertirse en el paradigma dominante. En este avance ha tenido una importancia decisiva la aparición de superordenadores, con su capacidad de modelizar sistemas formados por partículas individuales y estimar su comportamiento a través del tiempo.
Imaginemos que queremos saber qué pasa cuando dos coches se estrellan, pero no disponemos de presupuesto para destrozar coches reales. La solución obvia es crear un programa de ordenador donde se representa el coche no como una pieza sólida, sino como un conjunto de miles de puntos. A cada punto le asignamos las leyes de la física (gravedad, presión, temperatura). En el caso de la Luna se usa la llamada técnica SPH (siglas en inglés de Hidrodinámica de Partículas Suavizadas). En lugar de simular el planeta entero como una bola, el ordenador lo divide en miles de canicas virtuales. Luego, calcula cómo interactúa cada canica con sus vecinas miles de veces por segundo.
Los primeros modelos han evolucionado como los videojuegos: de los gráficos toscamente pixelados de los años 80, a la realidad virtual de hoy. Willy Benz y Alastair Cameron fueron pioneros en aplicar estos modelos al origen de la Luna. Sus primeras simulaciones tenían solo unos pocos miles de partículas de baja resolución. Hacia el año 2000 los modelos permitían la interacción de unas 20.000 partículas de una resolución aceptable. En la actualidad, y gracias a los superordenadores, las simulaciones usan decenas de millones de partículas, lo que nos permite ver turbulencias y mezclas que antes eran invisibles (Figura 7).
Figura 7. Esta simulación SPH recrea un gran impacto entre dos cuerpos planetarios de tamaño similar, en condiciones de baja velocidad y geometría casi simétrica. Tras un primer choque y una posterior fusión, el sistema resultante gira rápidamente y reorganiza su estructura interna, concentrando el hierro en el centro y formando brazos espirales de material caliente. Estos brazos acaban dispersándose y originan un disco de escombros con suficiente masa como para formar varias lunas. Un resultado clave es que la composición química del disco es prácticamente idéntica a la del planeta final, lo que refuerza la idea de que un impacto de este tipo puede explicar el origen de la Luna sin necesidad de composiciones muy distintas entre la Tierra y el cuerpo impactante. La escala de colores representa la temperatura de las partículas en Kelvin, según la barra de colores, donde el rojo indica temperaturas superiores a 6.440 K. El tiempo se expresa en horas y las distancias en unidades de 10³ km. Adaptado de Canup (2012).
Pero los modelos informáticos tienen un talón de Aquiles: la Ecuación de Estado. Para simular el impacto tenemos que decirle al ordenador cómo se comporta un mineral o una roca cuando se calienta a 5.000 grados y se comprime a presiones millones de veces superiores a como se encuentran de forma natural. El problema es que no tenemos laboratorios que lleguen a esas condiciones fácilmente y, por tanto, gran parte de los datos que metemos en el modelo son extrapolaciones. Y si nuestra receta es ligeramente incorrecta, la simulación resultante puede ser errónea: basura entra, basura sale.
Con frecuencia olvidamos que los modelos no nos dicen exactamente qué pasó ni demuestran nada, solo nos dicen qué es físicamente posible y qué no lo es; pero siempre según los datos físicos y las premisas de las que se parte. Es importante que recordemos esto la próxima vez que leamos el anuncio de un nuevo descubrimiento sobre el origen de la Luna.
¿Sabías que… … en el año 2000 el renombrado geoquímico británico Alexander Norman Halliday tuvo la ocurrencia de llamar Theia (madre de Selene según la mitología) al misterioso embrión protoplanetario del tamaño de Marte que chocó contra la protoTierra? Desde entonces el nombre ha tenido tanto éxito en el mundo de la divulgación científica y los medios de comunicación que incluso hay miembros de la comunidad científica que hablan de la hipótesis de Theia como nombre alternativo.
Los tres detalles esenciales
Hay tres preguntas que la ciencia trata de responder combinando los modelos con pruebas físicas procedentes de los minerales que forman las rocas lunares, principalmente:
1. ¿Cómo fue el Gran Impacto?
El impacto debió producirse a una velocidad de entre 11-15 km/s (bastante menor que la típica de los asteroides contra la Tierra, como es lógico para un cuerpo que compartía órbita con ella). La temperatura podría haber alcanzado unos 4.000 K a una distancia de hasta ocho radios terrestres respecto al punto de colisión.
2. ¿Cómo era Theia, suponiendo que existan pruebas físicas de su existencia?
La masa de Theia es uno de los temas más polémicos. Los primeros modelos estimaban que el impactor era del tamaño de Marte, hasta otros más voluminosos, de entre 0,3 y 0,5 veces la masa terrestre. La ventaja de impactores grandes es que así es más fácil alimentar el disco de escombros resultante, y por tanto formar la Luna; su inconveniente, que un choque más masivo impartiría demasiado momento angular al sistema.
En septiembre de 2025, científicos de la Universidad de Brown anunciaron el descubrimiento de isótopo de azufre exótico (33S) presente en muestras de troilita recogidas por la misión Apolo 17 en el valle de Taurus Littrow. Según el estudio publicado por James Dottin y sus colaboradores, esos isótopos podrían proceder de Theia. De ser cierto, se trataría de una prueba tangible de aquel impacto.
3. ¿Cuándo se formó la Luna?
La edad del impacto es un tema controvertido, porque no todos los sistemas de datación por isótopos arrojan el mismo resultado. Las dataciones mediante la técnica del Uranio-Plomorealizadas en un circón hallado en una roca muestreada por la misión Apolo 17 (misión en la que participó el geólogo Harrison Schmitt, hasta la fecha el único científico que ha pisado la Luna), señalan que la Luna terminó de formarse hace unos 4.460 millones de años. Quizá más fiable sea el método 182Hf–>182W, que proporciona una fecha para la diferenciación de la Luna en unos 4.530 millones de años, o sea 40 millones de años tras la formación del Sistema Solar.
Los modelos dicen que la construcción de la Luna tras el impacto es poco eficiente, lo que requiere un disco bastante más masivo que ella, entre 2,5 y 7 masas lunares. Estos discos masivos dan lugar a muchos satélites pequeños pero dinámicamente inestables, por lo que se acaba en un cuerpo único. Algunos modelos proponen que la acreción de la Luna a partir del disco de escombros pudo culminar en menos de un año. De ser así, la edad de la Luna señalaría también la edad del impacto.
Cuando la química pone a prueba los modelos
Imaginemos que la policía investiga un violento choque de vehículos. La física del accidente es clara: un coche rojo (llamémosle Theia) embistió a gran velocidad a un coche azul (la Tierra). Los peritos calculan las trayectorias y concluyen que, inevitablemente, los restos esparcidos por la carretera deberían ser una mezcla de chapa roja y azul. Sin embargo, cuando el laboratorio analiza los fragmentos, el resultado es desconcertante: solo hay chapa azul. No hay ni rastro químico del coche rojo. Pues bien: esta es, exactamente, la situación actual en la que se encuentra el modelo del Gran Impacto.
Para entender la naturaleza de esta crisis debemos fijarnos nuevamente en los isótopos. Si Theia vino de otro lugar, su química debió ser algo distinta de la terrestre. Por tanto, la Luna debería ser un cuerpo isotópicamente híbrido. Pero en 2016, un estudio liderado por E.D. Young y publicado en Science lanzó una bomba: a nivel isotópico la Tierra y la Luna son gemelas idénticas. La diferencia es indistinguible dentro del posible error analítico. Es como hacerse una prueba de ADN y descubrir que no compartes genes con tu madre, sino que eres un clon exacto de tu padre. Esto implica algo difícil de digerir: o Theia no existió, o Theia era químicamente idéntica a la Tierra (una probabilidad astronómica de menos del 1%), o bien ocurrió una mezcla tan perfecta que borró cualquier diferencia.
La sopa imposible y el calor infernal
Los defensores del modelo clásico intentaron argumentar que quizás la mezcla ocurrió en una nube de vapor superficial. Pero la geoquímica volvió a golpear, esta vez con el Titanio. Según estudios de Zhang et al. (2012) en Nature Geoscience, los isótopos de titanio (un elemento refractario, ultra-resistente al calor y difícil de vaporizar) también son idénticos entre ambos cuerpos. Si el oxígeno es el caldo de la sopa, el titanio son los tropezones sólidos. Mezclar caldos es fácil; homogeneizar los tropezones sólidos requiere una violencia que el modelo estándar de impacto difícilmente puede generar.
Además, la Luna nos muestra cicatrices de un nacimiento traumático. El análisis de isótopos de Potasio (41K) revela que la Luna es inusualmente pesada. Esto sugiere que se formó en un ambiente de presiones y temperaturas extremas, mucho mayores de lo previsto, donde los elementos ligeros se evaporaron masivamente.
La conclusión es inevitable: el paradigma dominante en los últimos 40 años empieza a tener grietas.
Una solución radical
No queda otra opción: si los datos no encajan en el modelo, hay que cambiar el modelo. En 2018, Simon J. Lock y Sarah T. Stewart propusieron en Journal of Geophysical Research una estructura nueva para explicar estas anomalías: la sinestia (Figura 8).
Figura 8. Nunca hemos visto una sinestia, pues se trata e objetos teóricos y efímeros que solo se forman tras un impacto gigante, y que apenas duran unos cientos de años (un parpadeo en el tiempo geológico) antes de enfriarse. Así pues, y hasta que no haya una confirmación astronómica de su existencia, la sinestia es un modelo plausible que podemos visualizar artísticamente con ayuda de la IA generativa. Fuente: elaboración propia a partir de Lock y Stewart (2018).
Su modelo sugiere que el impacto pudo ser frontal y tan energético que vaporizó completamente tanto a Theia como a la Tierra. El planeta dejó de ser una esfera y, debido a la rotación frenética, se expandió convirtiéndose en una estructura en forma de rosquilla gigante de roca vaporizada (Figura 9).
Figura 9. Secuencia de formación del sistema Tierra-Luna como consecuencia de una sinestia tras un gran impacto frontal. Adaptado de Lock y Stewart (2019).
En una sinestia no hay superficie, todo es una batidora continua de gas y magma a miles de grados. Dentro de este toroide, el material de Theia y la Tierra se habrían mezclado a nivel atómico, resolviendo el problema de la identidad química. Al enfriarse la estructura, la Luna se condensó a partir de una lluvia de magma dentro de esta nube vaporizada, heredando la misma composición exacta que la Tierra, que se reformaba en el centro.
Conclusión provisional
Las anomalías isotópicas del oxígeno, el titanio y el potasio están forzando un cambio de paradigma, como en su momento sucedió con los impactos. Las nuevas teorías nos pintan un cuadro mucho más dramático y complejo: la Luna no es una compañera adoptada. Es, en el sentido más literal y químico de la palabra, una parte de nosotros mismos que sobrevivió al fuego más grande que nuestro mundo ha conocido.
Y aquí surge un problema epistemológico: los acontecimientos únicos son difíciles de encajar en Ciencia. ¿Fue la génesis de la Luna un acontecimiento especial? Si atendemos al resultado, lo fue: En el Sistema Solar solo hay un planeta rocoso con un satélite gigante.
Lo cual nos lleva a nuevas preguntas fundamentales: ¿cómo sería la Tierra si su satélite gigante no se hubiese formado y sobrevivido?¿Pudo afectar el impacto de Theia al origen del agua en la Tierra? Los modelos señalan que la inclinación del eje de rotación terrestre es más estable gracias a la Luna, y en su ausencia las oscilaciones climáticas serían caóticas, con severas consecuencias para la vida. Así pues, ¿sería posible una civilización avanzada como la nuestra en un planeta sin Luna?
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Los tsunamis son unas manifestaciones fuertemente energéticas de la dinámica de nuestro planeta, espectaculares, pero también responsables de algunas de las catástrofes naturales recientes más tristes.
Los tsunamis de Japón en 2011 y del sudeste asiático en 2004 y su difusión a nivel global por redes cambiaron por completo nuestro imaginario colectivo al respecto de estos fenómenos (Fig. 1). Las estimaciones de víctimas mortales para ambos eventos son terroríficas, en Japón murieron cerca de 16.000 personas (hay todavía más de 2.500 desaparecidos) y en Indonesia fallecieron más de 280.000 personas.
Sus efectos nos resultan inquietantes. Un ejemplo claro es la película Lo imposible (2012), dirigida por J. A. Bayona, que narra la historia real de una familia que sobrevivió al devastador tsunami de 2004. Otro ejemplo es la preocupación por que se pueda repetir una catástrofe como la sucedida en la central nuclear de Fukushima, dañada por el tsunami de 2011, y que continúa generando contaminación y riesgo debido a los problemas aún no resueltos en su control.
La mayor parte de los tsunamis se generan como un efecto colateral de un gran terremoto.
¿Qué necesitamos para que se produzca un tsunami? Dos cosas:
Un terremoto tan grande como para modificar la superficie del planeta
Que el terremoto ocurra bajo el mar.
Cuando se genera un terremoto de gran magnitud (Fig. 2), si se produce cerca de la superficie de nuestro planeta pasan dos cosas, por un lado una rotura y desplazamiento de la superficie del planeta y por otro las conocidas ondas sísmicas que se propagan desde la zona de rotura y hacen vibrar el terreno.
Figura 2. Esquema temporal del proceso de generación de un Tsunami. Necesitamos un terremoto que deforme la superficie del fondo del mar, de forma que desplace hacia arriba el agua del mar. Esta agua desplazada, al buscar su equilibrio gravitacional genera una onda que se propaga por el océano hasta llegar a la costa. Al llegar al litoral el tren de ondas se frena con el fondo marino más superficial y construye el tsunami. A mayor masa de agua desplazada por el terremoto, mayor velocidad de las ondas y mayor el tsunami resultante. Grafico: Javier Elez.
En geología llamamos falla a la fractura por la que se produce el desplazamiento del terreno. Para que os hagáis una idea el terremoto de Japón de 2011 desplazo hasta 2,4 metros la isla de Honshu, la mayor del archipiélago Japonés.
Si el desplazamiento de la corteza terrestre durante un terremoto ocurre bajo una gran masa de agua, como en el fondo del océano, el movimiento del suelo marino empuja la columna de agua que tiene encima. Si esto sucede a una profundidad de unos 4.000 metros, implica que se están moviendo cuatro kilómetros de columna de agua.
Cuanto mayor sea la magnitud del terremoto, más extensa será la zona afectada y mayor la cantidad de agua desplazada.
En ese momento el agua sube sobre su nivel habitualy luego por gravedad baja, oscilando de forma similar a cuando tiramos una piedrita a un lago y se forman las típicas ondas. La consecuencia de este movimiento oscilatorio es una onda estacionaria en el mar (Fig. 3).
Figura 3. Ondas en el agua que se propagan de forma concéntrica al origen, igual que un tsunami. Fuente Wikipedia.
Estas ondas se mueven por los océanos a velocidades de cientos de km/h. En el océano abierto no son peligrosas, los barcos en muchas ocasiones ni siquiera las notan porque tienen longitudes de onda muy largas (de hasta 300 km) y amplitudes muy pequeñas (menores a un metro). Pueden cruzar el Océano Pacífico de Japón a California en unas 9 horas.
Pero cuando llegan a la costa la cosa cambia, al disminuir la profundidad la onda roza con el fondo, se frena, crece en la vertical y acumula agua y presión. Como el tren de ondas es continuo llega un momento en el que el agua amontonada en la zona litoral crece tanto que se cae hacia el continente inundando las zonas costeras en muchas ocasiones de forma violenta y generando los daños que tenemos todos en la retina.
En japonés, tsunami significa “Ola de Puerto” haciendo referencia a la dinámica del fenómeno, pues en mar abierto no se aprecia y solo cuando llega a la costa es cuando vemos las grandes olas.
En España tenemos registro geológico de Tsunamis, siendo los más recientes en la costa atlántica de Andalucía. El más conocido fue causado por el terremoto de Lisboa en 1755, con más de mil víctimas mortales solo en Andalucía. Este terremoto provocó en las costas andaluzas un tsunami con olas de 10 a 12 m de altura (equivalente a un edificio de cuatro plantas), con tiempos de inundación máximos superiores a los 8 minutos, llegando a inundar zonas situadas a más de 5 km hacia el interior de la costa.
Pero no ha sido el único. En la costa atlántica de Andalucía tenemos registro de siete grandes tsunamis en los últimos 7.000 años, de ellos cuatro se consideran que responden a terremotos de magnitudes muy importantes (mayores a 8)
¿Qué hacer en caso de tsunami? En caso de riesgo de tsunami, debes seguir únicamente las indicaciones oficiales y acudir a fuentes fiables como la Instituto Geográfico Nacional (IGN) o la Dirección General de Protección Civil y Emergencias. Ve a un lugar seguro: aléjate de la costa, desembocaduras y ríos, y sube a una zona alta o planta elevada si ya estás en el agua. Evacúa inmediatamente si escuchas una alerta oficial, sientes un terremoto intenso o prolongado, observas una retirada rápida del mar o escuchas un rugido fuerte como de tren. Mantén la calma, no regreses hasta que las autoridades lo indiquen y conserva una radio a pilas, linterna y suministros básicos.
Autores – Gabriel Castilla Cañamero, Iván Martín-Méndez y Enrique Merino Martínez
Allí donde se manifiesta el mineral, la eternidad habla.
Michel Onfray. Estética del Polo Norte, 2015
A finales de febrero de 1896, el químico Henri Becquerel realizó un experimento curioso: colocó un paquete de sales de uranio junto a una placa fotográfica envuelta en papel negro y las guardó en el cajón de un escritorio. Días después, descubrió que las sales habían dejado unas manchas borrosas en la placa, como si algún tipo de rayo invisible capaz de atravesar los objetos hubiera dejado su huella (Figura 1). Intrigado por la naturaleza de este fenómeno, compartió el hallazgo con una investigadora de doctorado de origen polaco llamada Marie. En junio de 1903, Marie defendió su tesis doctoral titulada: Investigaciones sobre sustancias radiactivas, en la que demostraba que ciertos elementos, como el uranio, emiten energía de forma constante. Pocos meses después, Bequerel, Marie y su esposo Pierre Curie fueron galardonados con el Premio Nobel de Física por el descubrimiento de la radiactividad espontánea.
Figura 1. Plancha fotográfica de Henri Becquerel que fue expuesta a la radiación emitida por el uranio a finales de febrero de 1896. Este tipo de descubrimiento, totalmente casual pero de gran valor científico, se conoce como serendipia. En la imagen se aprecia la forma de una cruz de Malta que se encontraba guardada en el mismo cajón, entre la placa fotográfica y las sales de uranio. Fuente: Archivo Becquerel/Wikipedia Commons.
Apenas un año después, el físico Ernest Rutherford descubrió que los elementos químicos radiactivos se transforman en otros a lo largo del tiempo: el uranio (U), por ejemplo, se convierte lentamente en plomo (Pb). Esta transformación, denominada desintegración radiactiva, ocurre a velocidad constante y predecible (Figura 2). Rutherford sugirió al químico Bertram Boltwood una idea revolucionaria: la posibilidad de usar esta descomposición radiactiva para calcular la edad de una roca midiendo la proporción de los dos elementos presentes en ella. En 1907, Boltwood aplicó por primera vez este principio al binomio uranio-plomo en una serie de muestras de rocas y estimó que algunas de ellas podían tener hasta 2.200 millones de años de antigüedad. Así, en apenas una década, el estudio de la radiactividad dio origen al método de datación radiométrica y permitió cuantificar el tiempo geológico con precisión numérica.
Figura 2. Como se puede apreciar en la gráfica, la descomposición radiactiva es un proceso de tipo exponencial. En rojo tenemos la cantidad de elemento radiactivo presente en cada momento: primero disminuye muy rápido y luego más lentamente hasta llegar a cero. La vida media o período de semidesintegración es el tiempo que tarda un conjunto de átomos en quedar reducido a la mitad. Como podemos ver en la Tabla I, algunas desintegraciones son tan lentas que tienen vidas medias más largas que la vida del Universo. Adaptado de Anguita (1988).
La idea era prometedora, pero…
Pese a la promesa del método, los pioneros de la datación tuvieron que salvar tres grandes obstáculos:
1º. Falta de conocimiento sobre los isótopos: Rutherford y Boltwood desconocían la existencia de los neutrones en el núcleo de los átomos y por tanto el papel que juegan los isótopos en el proceso de desintegración.
2º. Dudas sobre lo que se databa exactamente: Existían serias dudas sobre si las dataciones obtenidas señalaban la edad de cristalización de los minerales, la edad de formación de las rocas, o simplemente la antigüedad de los elementos químicos que los forman. Tampoco estaba claro si se podía aplicar este método a rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias por igual.
3º. Limitaciones técnicas: A los problemas de índole teórico, había que sumarle las dificultades técnicas; aislar y medir con suficiente precisión pequeñas cantidades de elementos en las rocas requería de instrumentos que aún no existían.
El papel de los isótopos.
Los elementos químicos están formados por átomos, los cuales, a su vez, están compuestos por electrones, protones y neutrones. Sin embargo, estos últimos no fueron descubiertos hasta 1932, cuando el físico James Chadwick los identificó. En los elementos químicos, el número de protones define su identidad; el número de neutrones, en cambio, puede variar. Hoy sabemos que muchos elementos químicos poseen isótopos, es decir: variantes de un mismo elemento que difieren en el número de neutrones presentes en el núcleo. En la naturaleza existen dos tipos de isótopos: los estables y los inestables (o radiactivos), y son estos últimos los que se pueden emplear en las dataciones.
En el caso del uranio, la Tabla Periódica de los Elementos indica que su número atómico es 92, lo que significa que en estado natural posee 92 electrones y 92 protones, además de un número variable de neutrones que define sus tres isótopos:
1.- El Uranio-234 (234U) con 92 protones y 142 neutrones.
2.- El Uranio-235 (235U), que tiene 92 protones y 143 neutrones.
3.- El Uranio-238 (238U), que posee 92 protones y 146 neutrones.
En términos prácticos, esto quiere decir que en 1 gramo de uranio están presentes los tres isótopos en distinta proporción. El más abundante en la naturaleza es el 238U que representa el 99,2 % de la masa de cualquier muestra que tomemos al azar, y le siguen el 235U con un 0,7 % y el 234U con menos de un 0,1 %.
Los tres isótopos de Uranio (U) son radiactivos, pero los dos primeros se usan comúnmente en geocronología porque se desintegran a isótopos estables de plomo (Pb): el 238U se transmuta por descomposición radiactiva en 206Pb, un proceso cuya vida media es de 4.470 millones de años (Figura 3), mientras que el 235U se transforma en 207Pb en un tiempo medio de 700 millones de años.
Figura 3. Secuencia de trasmutaciones que llevan del uranio-238 al plomo-210. El polonio-214 (que debe su nombre a la tierra natal de Marie Curie) es el isótopo más inestable de la serie, con una vida media de menos de un segundo. Adaptado de Anguita (1988).
El triunfo de la datación mediante uranio-plomo
El binomio uranio-plomo es ideal para datar rocas antiguas debido a su larga vida media. De hecho fue empleado por el geólogo norteamericano Clair Patterson para alcanzar uno de los hitos más importantes en geología: establecer por primera vez la edad absoluta de la Tierra.
¿Cómo lo hizo?
A su director de tesis, el geoquímico Harrison Brown, se le ocurrió la idea de que, en lugar de centrarse en medir la cantidad de uranio presente en una roca antigua, sería más sencillo detectar la presencia de isótopos de plomo acumulado como producto de su desintegración. Esta técnica, conocida hoy como método de acumulación o datación plomo-plomo, permitió abordar el problema desde una nueva perspectiva, evitando errores debido a la pérdida o ganancia de uranio. Pero, ¿dónde encontrar muestras de roca a priori tan antiguas como la propia Tierra? Patterson asumió acertadamente que los planetas se formaron como resultado de un proceso de acreción de partículas a partir de una nebulosa de gas y de polvo, y que los meteoritos que en la actualidad impactan contra la Tierra son los escombros supervivientes de aquel proceso. O sea: se propuso datar estos “ladrillos sobrantes” para estimar cuándo comenzó a formarse la edad del “edificio planetario”.
Aislar una suficiente cantidad de minerales presentes en meteoritos (rocas de origen extraterrestre y, por tanto, ya de por sí escasas), que contuvieran algo de uranio, pero sobre todo plomo, fue una tarea ardua. Además, debía asegurarse que estas muestras no estuvieran contaminadas por agentes externos, como el plomo procedente de la combustión de gasolina. Este desafío requirió siete años de meticuloso trabajo y llevó al diseño y a la creación del primer laboratorio de geoquímica esterilizado del mundo (hoy en día denominados “Salas Blancas” – Figura 4-).
Figura 4. Clair Patterson limpiando su laboratorio para evitar la contaminación. Fuente: Archivos y Colecciones Especiales del Instituto Tecnológico de California (Caltech ArchivesCCP145.5-7).
Finalmente, en 1953, las muestras fueron analizadas con la ayuda de un (entonces novedoso) espectrómetro de masas, un instrumento que permite separar con mucha precisión los elementos que constituyen un mineral. ¿El resultado? Patterson calculó la edad de la Tierra en 4.550 millones de años, con un margen de error de más o menos unos 70 millones de años, (¡menor del 2% a pesar de los medios disponibles en ese momento!). En líneas generales este valor continúa siendo válido en la actualidad.
El circón: una trampa para el uranio
A medida que avanzaba el conocimiento sobre la vida media de las transmutaciones radiactivas de los isótopos y mejoraba la precisión de la espectrometría de masas, surgieron nuevos métodos de datación radiométrica, útiles para datar diferentes tipos de rocas y minerales (Tabla I). A pesar de ello, el método uranio-plomo sigue siendo el más fiable para calcular la edad de rocas muy antiguas, y la principal razón es que hoy disponemos de una técnica mucho más depurada gracias al papel que desempeña un mineral con propiedades extraordinarias: el circón.
El circón (silicato de zirconio: ZrSiO4) es un mineral accesorio de pequeño tamaño que cristaliza a partir de magmas procedentes del manto superior o de la base de la corteza terrestre, por lo que es un mineral muy común en rocas ígneas, como el granito (Figura 5). Durante su formación tiende a incorporar diversos elementos que reemplazan parcialmente el circonio (Zr) en su estructura cristalina, tales como uranio, torio, titanio y elementos de las tierras raras; pero rechaza fuertemente el plomo durante su crecimiento. Una vez cristalizado, retiene estos elementos, principalmente el uranio, del que puede llegar a tener entre 100 y 1000 ppm (partes por millón). Y puesto que rechazó el plomo durante la cristalización, cualquier plomo que aparezca posteriormente dentro de su estructura se debe exclusivamente a la desintegración radiactiva. Es decir, se puede asumir que todo el 206Pb y 207Pb presentes cuando se analiza una muestra tiene su origen en la descomposición radiogénica del uranio.
Figura 5. Circones centimétricos (flechas) cristalizados en un granito procedente de Paquistán (izquierda) y aspecto de un ejemplar de tamaño submilimétrico visto con una lupa (derecha). Fuente: colección Gabriel Castilla y Wikipedia Commons.
Además, el circón es durísimo y resiste altas temperaturas, presiones y procesos geológicos como el metamorfismo o la erosión, lo que le permite conservar su firma isotópica incluso después de miles de millones de años. Puede crecer (recristalizar) en rocas metamórficas en condiciones de alta presión y hasta 900 ºC de temperatura, permitiendo datar el evento (o los eventos) en el que volvió a integrar uranio en su estructura (que posteriormente volverá a transformarse en plomo). Igualmente, su gran dureza le permite sobrevivir intacto a ciclos de erosión, transporte y sedimentación, manteniéndose “químicamente estable” en forma de grano detrítico en el interior de rocas sedimentarias, y permitiendo datar la edad máxima de deposición de esas rocas.
Receta para analizar un circón
1º. Se realiza un estudio de campo y se recolectan las muestras de roca de interés.
2º. Las rocas son molidas y tamizadas. El polvo grueso de roca obtenido es lavado y separado por gravedad para concentrar los minerales más pesados.
3º. Los concentrados de minerales pesados se seleccionan y extraen con un separador magnético.
4º. La purificación final se logra separando a mano cada circón. Como no miden más de 1mm esta tarea se realiza con ayuda de una lupa binocular y pinzas finas.
5º. Los circones se pegan en cinta de doble cara y se montan en moldes, que son rellenados con una resina.
6º Cuando la resina ya está consolidada, se pule para que la parte central de los minerales quede expuesta y se pueda analizar.
En la actualidad los circones se analizan química e isotópicamente mediante varias técnicas derivadas de la espectrometría de masas, principalmente dos:
(1) La microsonda iónica de alta resolución (Super High-Resolution Ion Micro-Probe, también conocida como SHRIMP).
(2) El espectrómetro de masas de plasma acoplado inductivamente y ablación láser (LA-ICP-MS, siglas de Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometer).
Estas técnicas permiten estudiar con gran precisión partes muy concretas de un cristal, vaporizan los átomos de uranio y plomo que surgen de un punto seleccionado (Figura 7). Los datos que se obtienen se procesan y se corrigen para ser usados en los cálculos de relaciones isotópicas de U-Pb (y Th) y estimación final de edades.
Figura 7. Circón procedente del gneis de Acasta (Canadá). Los pequeños círculos que se observan fueron producidos por haces de iones que vaporizaron partes del cristal para establecer la relación de uranio y plomo en esos puntos concretos. Ha sido datado en unos 4.000 millones de años. Adaptado de York (1993).
Una gráfica para datarlos a todos
Cuando se forma un circón (cristaliza por debajo de los 900 º C), el sistema uranio-plomo se reinicia. A medida que pasa el tiempo los isótopos de plomo creados por la descomposición radiactiva del uranio quedan atrapados y se concentran. Si nada lo perturba, datarlo es muy sencillo: solo habrá que situar las concentraciones de plomo respecto al uranio inicial sobre una gráfica, la llamada curva de concordia, que se construye relacionando las cantidades de isótopos de plomo que se forman a partir de los dos principales isótopos de uranio (Figura 8a).
Figura 8a. Curva de concordia para el sistema uranio-plomo. El hecho de conocer con precisión las vidas medias de los dos principales isótopos del uranio nos permite construir una gráfica con proporciones plomo/uranio muy concretas para los 4.550 millones de años de historia de la Tierra. En una roca de 704 millones de años, el 235U está en su vida media por lo que habrá una relación Pb/U = 1. En una roca de 1.408 millones de años solo quedará un átomo de 235U por cada tres átomos de 207Pb, por lo que la relación Pb/U = 3, y así sucesivamente. En el caso del 238U la descomposición es más lenta, por eso en ese eje de la gráfica las relaciones adoptan valores menores que 1. Los puntos negros sobre la curva señalan las edades para esas proporciones en giga años (Ga), es decir miles de millones de años (1Ga = 1000.000.000 años).
Es muy raro que a lo largo de los miles de millones de años de la historia de la Tierra un circón no se vea alterado por cambios de presión y temperatura en su entorno. Cuando esto sucede, pueden escapar isótopos de plomo, por lo que las dataciones ya no caerán exactamente sobre la curva de concordia. Es decir, se abre y distorsiona el sistema isotópico. Es aquí cuando toma sentido datar muchos circones con el fin de establecer diversos niveles de pérdida de plomo y con ellos establecer una recta de discordia, recta que cortará la curva de concordia en dos puntos, lo que proporcionará información sobre la edad del circón y sobre el supuesto momento en que se produjo el episodio de metamorfismo que alteró la química del mineral (Figura 8b).
Figura 8b. Diagrama de concordia para tres muestras de circones (M1, M2 y M3) de una roca antigua que ha experimentado una alteración por metamorfismo (cambio de presión y temperatura pero sin llegar a fundir). La recta de discordia intersecta la curva “por arriba” en 3.2 Ga, revelando la edad de la roca que contiene las tres muestras, y “por abajo” en 2 Ga, señalando el momento en que se produjo el episodio de alteración metamórfica que desencadenó la pérdida de plomo. Adaptado de York (1993) y elaboración propia.
Nuevos avances en datación U-Pb
El circón sigue siendo el mineral insignia para la datación geocronológica, por su resistencia y fiabilidad. Sin embargo, los nuevos avances en la precisión de los métodos instrumentales y analíticos han permitido que, además del circón, actualmente se pueden datar otros minerales mediante el método uranio-plomo. Algunos de los más utilizados son:
Monacita (CePO4): rica en uranio y torio, y común en rocas metamórficas y graníticas. Es menos resistente al metamorfismo que el circón, pero muy útil en geología regional para datar procesos metamórficos.
Xenotima (YPO4): similar a la monacita pero con itrio en lugar de cerio. También incorpora uranio y se encuentra en rocas ígneas y metamórficas.
Titanita (o esfena, CaTiSiO5): contiene uranio en cantidades moderadas, siendo más susceptible a pérdidas de Pb que el circón. Se emplea en rocas ígneas y metamórficas, siendo importantes en rocas pobres en circón.
Baddeleyita (ZrO2): se encuentra en basaltos y gabros antiguos, y rocas mantélicas donde el circón es raro o ausente.
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Este año no llegamos a tiempo de participar con este retrato alfabético en la iniciativa de escritura creativa del mes de febrero 2025 de Café Hypatia: mujer y ciencia. #PVmujerciencia25 #11F #Polivulgadoras, pero aprovechamos el 8M Día Internacional de la Mujer Trabajadora para compartir este relato alfabético de la vida de Marie Tharp.
Analizó por primera vez, de manera detallada, los datos de batimetría del mar, pudiendo descubrir «montañas» en el fondo marino.
Primeros seis perfiles batimétricos del océano Atlántico representados por Marie Tharp. Créditos: Documento Especial #65 de la Sociedad Geológica de América – Los suelos de los océanos: I. Atlántico Norte
Batimetría, la ciencia utilizada por Tharp para estudia la topografía de fondo de lagos y mares en función del espesor de la columna de agua.
Marie Tharp dibujando el diagrama fisiográfico del océano Atlántico Norte. A la izquierda se ven los registros de sondeos, un prototipo del globo terráqueo con las dorsales representadas se encuentra en el medio, y una versión ampliada de sus seis perfiles del Atlántico Norte se ve en el esquina superior derecha de la foto. Finales de la década de 1950. Créditos: Lamont-Doherty Earth Observatory.
Contratada para redactar y hacer cálculos para los estudiantes de la Universidad de Columbia, conoció a Maurice Ewing y Bruce Heezen trabajando para sus investigaciones.
Dió a conocer los fondos marinos con la publicación del primer mapa fisiográfico del Atlántico Norte en 1957. No pudo ser un mapa topográfico en detalle porque el gobierno norteamericano clasificó estos datos al considerar que podían resultar beneficiosos para la Unión Soviética en plena Guerra Fría.
En 2016, Google Earth lanzó una extensión descargable con el mapa histórico de Maire Tharps.
Imagen de Google Earth con el mapa histórico de Marie Tharp. Fuente: Google Earth.
Fue una de las Petroleum Geology Girls cuando se permitió a las mujeres entrar en el mundo de la Geología del Petróleo ante la necesidad de encontrar nuevos yacimientos de combustible para continuar en la guerra; siendo Standard Oil and Gas su primer lugar de trabajo.
Geología, una disciplina considerada masculina como muchas otras en esa época. Con la II Guerra Mundial los hombres se fueron al frente y la falta de geólogos posibilitó a las mujeres estudiar esta ciencia.
Hija única de Bertha Louise Tharp, maestra de alemán y latín , y William Edgar Tharp, topógrafo del Departamento de Agricultura de los Estados Unidos . Nació en Ypsilanti (Michigan) en 1920, y menudo acompañaba a su padre en su trabajo de campo, lo que le dio una temprana introducción a la cartografía.
Marie Tharp ayudando a su padre en la cartografía de suelos. Créditos: colección personal Marie Tharp
Identificó la dorsal en el centro del océano Atlántico (1953), prueba de la expansión de los océanos, pero su compañero Heezen tardó más de un año en aceptar que pudiera tener razón ya que él era partidario de la teoría de la tierra en expansión.
En primer plano, Marie Thurp dibujando sus mapas a mano con lápiz y tinta tras procesar los datos de ecosonda. Bruce Heezen de pie al fondo Créditos: Joe Covello, National Geographic.
Juntó disciplinas como la geología, las matemáticas, la física y el dibujo en su trabajo diario, siendo hoy en día una referente de enfoque multidisciplinar de educación STEAM.
Kilómetros de líneas de datos les sirvieron a Maire Tharp y Bruce Heeze para cartografiar los distintos océanos del planeta y conocer así la realidad del fondo marino, hasta entonces interpretado como cubetas rellenas de fango.
Los mapas publicados entre 1959 y 1963 no contaban con el nombre de Marie Tharp, ni tampoco se le reconoció el mérito de ser la descubridora del rift de la dorsal mesoatlántica.
Marie Tharp trabajando con cientos de perfiles de ecosondeos para cartografiar la topografía del fondo oceánico. (Columbia, 1964). Créditos: Lamont-Doherty Earth Observatory.
Maurice Ewing fue un importante geofísico que estudiaba el comportamiento de las ondas sísmicas en la superficie de los continentes y que desarrolló varios instrumentos para el análisis topográfico de los mares, todo con respaldo del Gobierno Norteamericano por la importancia estratégica de los fondos marinos. Sería el jefe del laboratorio donde trabajó Marie, y ante sus logros junto a Bruce entorpeció sus trabajos negándoles las subvenciones para los viajes en barco y no renovando sus contratos en 1968.
No fue hasta 1977 que empezó a reconocerse su trabajo con el Premio Nacional de Ciencias de los Estados Unidos. Posteriormente llegaron otros reconocimientos: premio Hubbard de la National Geographic Society (1978), premio por sus logros de la Sociedad de Mujeres Geógrafas (1996), nombrada una de las Cartógrafas Más Destacadas del Siglo XX por la Sociedad Phillips de la Biblioteca (1997), Premio a la Mujer Pionera en Oceanografía de la Institución Oceanográfica Woods Hole (1999), y el primer Premio Honorífico Lamont-Doherty de la Universidad de Columbia (2001).
Organizado el primer congreso oceanográfico internacional en Nueva York, el famoso oficial naval Jacques Cousteau acudió en su buque Calypso desde Europa arrastrando por el lecho marino un trineo con cámaras convencido de poder desmentir la existencia de la dorsal que proponían Tharp y Heezen, sin embargo, lo que obtuvo fueron imágenes que confirmaban su existencia.
Prohido para las mujeres de EE.UU. trabajar en barcos, Tharp se encargaba de interpretar y representar en gabinete los datos que su compañero Bruce Heezen le mandaba desde el buque de investigación. No le permitieron embarcar hasta 1965, cuando Tharp tenía 45 años.
Quiso estudiar literatura como primera opción en St. John´s College (Annapolis) pero no admitían mujeres porque en ese tiempo las mujeres solo podían trabajar fuera de casa como maestras de escuela, enfermeras o secretarias.
Revolucionó la geología, la ciencia y la concepción del mundo. En sus propias palabras: “Yo tenía un lienzo blanco para llenar con extraordinarias posibilidades, un rompecabezas fascinante para armar. Eso era una vez en la vida –una vez en la historia del mundo–. Fue una oportunidad para cualquier persona, pero especialmente para una mujer de la década de 1940.”
Marie Tharp posa con su mapa, coloreado por Heinrich C. Berann, producido por National Geographic en 1968. Créditos: Lamont-Doherty Earth Observatory.
Se graduó en Inglés y Música en la Universidad de Ohio (1943), en Geología del Petróleo en la Universidad de Michigan (1944) y en Matemáticas en la Universidad de Tulsa (1948).
Tharp es el nombre puesto a un pequeño cráter de impacto situado en el hemisferio sur de la cara oculta de la Luna como homenaje por parte de la Unión Astronómica Internacional.
Parte del mapa de la cara oculta de la Luna del USGS donde se ve el cráter nombrado como Tharp. Fuente: Wikipedia
Un joven graduado en Bellas Artes, Howard Foster, fue contratado por Heezen para dibujar sobre el mapa del océano Atlántico los epicentros de los terremotos marinos registrados. Coincidían con la dorsal descubierta por Tharp y reforzaba su propuesta del movimiento de los continentes.
Vema era el nombre del barco que adquirió el Instituto Lamont en 1953, y con el que Bruce pudo recopilar todos los datos que Tharp cartografió a mano, representando cada detalle submarino.
World Ocean Floor Map (Mapa Mundial de los Fondos Oceánicos) fue su gran obra final, publicada en 1977 junto con Heezen y el pintor Heinrich Berann. Heezen no llegó a verlo publicado ya que murió por un infarto cuando se encontraba en un submarino en las costas de Islandia ese mismo año.
Tharp y Heezen repasando el mapa de los fondos marinos en elaboración por el pintor Heinrich Berann. Créditos: Lamont-Doherty Earth Observatory
Xerografía es elproceso con el que se reprodujeron muchos de sus mapas. En 1995 donó más de 40.000 artículos a la biblioteca del congreso norteamericano: información geológica y sísmica, datos de gravedad, mapas de referencia, revistas técnicas, informes, diagramas fisiográficos e incluso sus mapas del fondo oceánico.
Marie Tharp con los bibliotecarios del congreso Winston Tabb y James H. Billington visionando algunos de los articulos que Tharp donó a dicha biblioteca. Créditos: Rachel Evans.
Ya son muchos los reconocimientos a su figura, pero aún se sigue sin estudiar su nombre ni la importancia de sus descubrimientos para asentar los pilares fundamentales de la geología moderna.
Zambullida en un mundo de hombres, muchos fueron los obstáculos que le pusieron sus colegas masculinos y a los que tuvo que sobreponerse para hacer su trabajo.
Fotografía de Marie Trarp en 2001, junto al prototipo del globo terráqueo que hizo con Heezen en la década de los años 50, donde se representan las dorsales oceáncias. Marie falleció en 2006. Créditos: Lamont-Doherty Earth Observatory.
Autoras: Thais de Siqueira Canesin y Ana Isabel Casado
Según la Unión Internacional de Conservación de la Naturaleza (UICN): “Esencialmente, la geoconservación es la práctica de conservar, mejorar y promover el conocimiento de la geodiversidad y del patrimonio geológico. Por lo tanto, la geoconservación se ocupa principalmente de la conservación de características y/o elementos que tienen una importancia geológica o geomorfológica especial. La geoconservación puede ayudar a mantener la biodiversidady el funcionamiento de ecosistemas sanos”.
La geoconservación ha tomado relevancia en los últimos 30 años, siendo un pilar clave para la conservación de la naturaleza.
Otros conceptos necesarios para hablar de Geoconservación: geodiversidad y patrimonio geológico
La geodiversidad se refiere a la variedad de procesos y elementos geológicos (rocas, minerales, fósiles), geomorfológicos (geoformas) y pedológicos (suelos) que forman parte los ecosistemas (figura 1).
Figura 1: La geodiversidad se compone de los elementos geológicos, geomorfológicos, pedológicos y los procesos asociados que se encuentran en ese ecosistema, y que forman parte de él.
En 2004, el geocientífico Murray Gray publicó el primer libro dedicado a la geodiversidad, “Geodiversity: valuing and conserving abiotic nature”, donde describe cómo estas diversas características de la Tierra son esenciales para comprender tanto la historia geológica como el equilibrio de los ecosistemas.
Para determinar la importancia de la geodiversidad de un lugar hay que evaluar sus elementos geológicos en relación a su valor: 1- Intrínseco 2- Cultural 3- Estético 4- Económico 5- Funcional 6- Científico 7- Educativo
Un mismo lugar puede tener uno o varios de estos valores.
El patrimonio geológico es definido por la UICN como “los elementos de la geodiversidad de la Tierra que tienen un valor significativo científico, educativo, cultural o estético”.
La geoconservación son las acciones y medidas para preservar y/o conservar la geodiversidad y el patrimonio geológico para el futuro.
Las rocas, las cuevas, los valles, los fósiles, los volcanes… son esenciales para que la ciencia pueda entender y explicar cómo han evolucionado la Tierra y la vida a lo largo del tiempo.
Geoconservación y ecosistemas
Los ecosistemas naturales, como son los bosques, las barreras de coral, los desiertos… son esenciales para la correcta regulación del clima, el agua y la biodiversidad. La conservación de estos ecosistemas es fundamental para garantizar la sostenibilidad del planeta.
La geoconservación desde la perspectiva de la sostenibilidad y la diversidad de la vida en la Tierra, adquiere un significado aún más profundo. No se limita solo a la conservación de la geodiversidad y el patrimonio geológico, sino que también asegura que los ecosistemas y la biodiversidad puedan seguir existiendo.
La geoconservación es esencial para la sostenibilidad del planeta y para la conservación de todas las formas de vida.
Cuidar de la Tierra significa cuidar de la naturaleza tanto de su parte viva (biótica) como la parte no viva (abiótica), es decir, tanto de los seres vivos como del sustrato, la base y la geodiversidad que la componen, que están interconectadas para poder ser posibles.
Los elementos de la geodiversidad, los recursos naturales geológicos, están directamente conectados con el equilibrio ecológico. Por ejemplo, los bosques, los corales o los desiertos no solo son importantes por albergan distintas especies de flora y fauna, sino que también juegan un papel esencial en la regulación de los ciclos climáticos y la conservación del suelo. La destrucción de estas áreas puede poner en riesgo tanto los procesos naturales como la vida en el planeta.
Ejemplos muy claros son los ecosistemas de las regiones desérticas (figura 2), de los glaciares y de los ambientes acuáticos que tienen su biodiversidad específica, la cual ha evolucionado y se ha establecido en estos entornos concretos condicionada por el sustrato rocoso. A lo largo de los millones de años de edad del planeta, los ambientes, las rocas y los procesos han ido cambiando y la biodiversidad lo ha hecho con ellos adaptándose a las nuevas condiciones.
Figura 2: En un ecosistema de desierto se pueden distinguir sus elementos abióticos (arena, temperatura, humedad, geomorfología, rocas, suelos…) y sus elementos bióticos (fauna, vegetales, comunidades humanas…). Los elementos bióticos se adaptan a los abióticos.
¿La amenaza a la geodiversidad es también una amenaza para las comunidades humanas?
Comprendiendo los factores que vinculan a los pueblos, las culturas y los distintos grupos humanos con la geodiversidad nos encontramos con un nuevo concepto, la geología social.
En el caso de la humanidad, las distintas poblaciones también se han adaptado al lugar que habitan condicionadas por la geodiversidad. Las comunidades inuit, ribereña, pescadora o los pueblos nómadas del desierto son claros ejemplos de estas adaptaciones.
La vida, las culturas y las sociedades se han ido adaptando a los distintos ambientes, controladas por la geodiversidad.
Cuidar de la naturaleza es, sobre todo, conservar la parte que la sustenta: la geodiversidad y el patrimonio geológico.
Por todo esto, la geoconservación es fundamental para mantener la resiliencia de la Tierra, permitiendo que los ciclos naturales continúen funcionando y que el planeta siga proporcionando recursos esenciales para la vida, como agua potable, aire limpio y suelos fértiles; al mismo tiempo que conserva la biodiversidad necesaria para la salud del ecosistema global.
La Organización de las Naciones Unidas para la Educación, la Ciencia y la Cultura (UNESCO) proclama el Día Internacional de la Geodiversidad para crear conciencia sobre el vínculo entre geodiversidad y vida, y para destacar como la educación en geociencias crea soluciones sostenibles ante el cambio climático, la necesidad de recursos, la reducción de riesgos naturales y la pérdida de biodiversidad.
Figura 3. Los 17 Objetivos de Desarrollo Sostenible (ODS) adoptados por la ONU en 2015. Referencia ONU
Geodiversidad y biodiversidad
Estos dos términos, que tanto se parecen, hacen referencia a la variedad de elementos que se encuentran en la naturaleza, permitiendo diferenciar entre los elementos vivos (parte biótica) y los no vivos (parte abiótica). La BIODIVERSIDAD se encarga de la parte biótica de los ecosistemas (flora y fauna) y la GEODIVERSIDAD de la parte abiótica (elementos y procesos geológicos, geomorfológicos y pedológicos)
Referencias
Brilha, J. (2005). Património geológico e geoconservação: a conservação da natureza na sua vertente geológica. Braga: Palimage Editores. 190 p.
Brilha, J. (2016). Inventory and Quantitative Assessment of Geosites and Geodiversity Sites: a Review. Geoheritage, 8(2), 119–134.
Carcavilla, L. U. (2012) Geoconservación. Instituto Geológico y Minero de España. Madrid, España.
Gray, M. (2004). Geodiversity: valuing and conserving abiotic nature. John Wiley and Sons, Chichester, England, 434 p.
Gordon, J. E., Crofts, R., Díaz-Martínez, E., & Woo, K. S. (2018). Enhancing the Role of Geoconservation in Protected Area Management and Nature Conservation. Geoheritage, 10(2), 191–203. https://doi.org/10.1007/s12371-017-0240-5
Participamos con este retrato alfabético en la iniciativa de escritura creativa del mes de febrero 2024 de Café Hypatia: mujer y ciencia. #PVmujerciencia24 #11F #Polivulgadoras
Bascom se retiró de la enseñanza en 1928, pero siguió trabajando en el Servicio Geológico de Estados Unidos hasta 1936.
Geóloga y docente, luchó por la igualdad de oportunidades de las mujeres en un área totalmente masculinizada como era la geología.
Hija de una maestra sufragista y un profesor de filosofía del Williams Collage.
Florence Bascom (arriba a la izquierda) y su familia. Su padre (a la izquierda) y su madre (a la derecha) fueron mentores clave a lo largo de la vida de Florence.(Dominio público, parte de la Colección Sophia Smith)
Investigó la formación de los Montes Apalaches, siendo aún importantes sus estudios.
Junto a su tutor George Williams, se formó en la petrografía de campo y de microscopio.
La historia de la Tierra está grabada en las piedras y la Geología nos enseña a ver en ellas fotos instantáneas del momento en el que se formaron (figura 1). Y lo primero que nos podemos plantear es: ¿Cuándo se formó esta instantánea?
Figura 1: Cuando miramos una piedra, como la caliza de la foto, con ojos geológicos, lo que esta piedra nos devuelve es una instantánea de cómo era el ambiente y la propia Tierra cuando se formó.
La escala de tiempo en Geología es muy amplia, mucho más que la nuestra propia, la escala humana. Mientras que para los seres humanos 100 años puede parecer una eternidad, en Geología ese tiempo a penas rascaría la superficie. ¡Hablamos de periodos de tiempo que se miden habitualmente en millones de años!
Por ejemplo, entre las dos fotos del Gran Cañón del Colorado de la figura 2 han pasado más de 150 años, pero vemos que la geología de ese paisaje no ha cambiado en todo este tiempo.
Figura 2. A la izquierda podemos ver una fotografía del Gran Cañón del Colorado de 1871 (de John K. Hiller) y a la derecha otra fotografía (de Alan Hull) del cañón en la actualidad, desdecasi el mismo punto en el mirador de Toroweap (Tuweep, Arizona). Podemos comprobar como entre una fotografía y otra no existen diferencias apreciables en cuanto a la geología del paisaje, a pesar de haber pasado más de 150 años entre ellas.
El tiempo en Geología es un parámetro escurridizo. Te puede venir bien leer este post para introducirte en el concepto: Cómo se entiende el tiempo en Geología.
Escala humana vs. Escala geológica. Organización/División del tiempo
Hoy en día disponemos de relojes y calendario muy precisos, incluso con exactitud atómica (solo se desajustan 1 segundo cada 300 millones de años). Pero antes de inventar todo tipo de medidores de tiempo solo disponíamos de las señales que ofrece la naturaleza para intentar contabilizarlo.
Cuando el ser humano quiso contabilizar el tiempo, lo dividió en función de los cambios que observaba en la naturaleza: la caída de las hojas de los árboles, el aumento de las horas de sol… Cambios que nos permiten agrupar el tiempo (como vimos en el altar del Castro Vetón de Ulaca o en distintos calendario solares o climáticos como el de la Figura 3).
Figura 3. Ejemplo de calendario solar o climático. El calendario solar chino divide el año en 24 etapas en base a la posición del Sol y a factores cíclicos del clima y de los seres vivos. Cada una de las etapas comprende 15 días, por lo que dos juntas forman un mes y cada tres meses una estación del año. Este calendario se sistematizó en el año 104 a.C. https://confuciomag.com/wp-content/uploads/2016/12/10_calendario_chino.pdf
De igual manera que nuestras antepasadas y antepasados organizaron el tiempo por los cambios que tenían asociados, en Geología organizamos el tiempo de la Tierra buscando marcadores de cambios a nivel planetario (en la composición de la atmósfera o la formación de súper-continentes, por ejemplo) que nos permita esta agrupación.
Ese modo de dividir el tiempo de la Tierra por hitos se parece también a la forma en que dividimos la Historia de la humanidad (Figura 4). En Historia, las edades están limitadas por hitos históricos como la caída del Imperio Romano de Occidente o el primer viaje de Cristóbal Colón a América. De esa forma, cada edad histórica tiene su propia duración porque cada edad ha mantenido unas condiciones sin cambios durante un intervalo de tiempo diferente. Este mismo criterio es el empleado en la organización del tiempo geológico, cada división tiene su propia duración.
Figura 4. La división del tiempo en Historia está marcada por hitos que cambiaron el curso de los acontecimientos y no por periodos fijos de tiempo. Esto mismo sucede con la división del tiempo en la Escala Geológica.
Y al igual que sucede en Historia, cuanto más nos alejamos hacia atrás en el tiempo, menos «resolución» o detalle tenemos de esos cambios.
Este tipo de organización cobra aún más sentido cuando manejamos cantidades de tiempo tan grandes que son inimaginables. ¿Y dónde encontramos las pruebas de esos cambios en la historia de la Tierra? En el registro geológico, que es como la agenda de nuestro planeta donde nos ha dejado apuntada parte de su historia en esas instantáneas que son las piedras (figura 5).
Figura 5. Los límites entre periodos geológicos se establecen mediante eventos que alteraron el desarrollo de la Tierra. Estos eventos han quedado registrados en las rocas de la Tierra, como si fueran la agenda o el diario donde nuestro planeta ha apuntado algunas de sus actividades más importantes
Aquí te dejamos el enlace a la Tabla Cronoestratigráfica Internacional en castellano que está continuamente en revisión, actualización y mejora; y que supone una de las grandes contribuciones de la Geología a la Sociedad.
La jerarquización del tiempo geológico
El tiempo geológico se organiza de manera jerarquizada, como podemos ver en la Figura 6:
Los eones abarcan varias eras.
Las eras abarcan varios periodos.
Los periodos abarcan varias series, etc.
Cada una de estas divisiones son unidades temporales geológicas.
Figura 6. Esquema de la jerarquización de las distintas unidades geológicas que componen la Tabla del tiempos geológico.
Recuerda que cada unidad tiene su propia duración.
El uso de unas u otras unidades dependerá del tipo de investigación o representación que se quiera realizar:
EÓN es la unidad de mayor intervalo de tiempo geológico.
Existen 4 eones, de más antiguo a más moderno:
Hádico (desde el origen del Sistema Solar hasta hace 4000 Ma).
Arcaico (desde hace 4000 Ma hasta hace 2500 Ma).
Proterozoico (entre 2500 y 539 Ma).
Y Fanerozoico (desde hace 543 Ma hasta la actualidad).
Es habitual que Hádico, Arcaico y Proterozoico se agrupen en una unidad informal llamada Precámbrico (lo de antes del Cámbrico).
¿Qué es lo que cambió de unos eones a otros para diferenciarlos entre sí? Algo tan propio de la Tierra como la aparición de la vida, y los cambios que ésta produjo en el planeta (figura 7).
Al comienzo, en el eón Hádico, no había vida y se producían bombardeos continuos de meteoritos siendo la Tierra una bola de material fundido.
Ya en el Arcaico, el bombardeo termina y aparecen las primeras formas de vida, pero la atmósfera terrestre es aún reductora, con gran cantidad de gases de efecto invernadero.
En el Proterozoico, con los continentes ya bien desarrollados, la actividad biológica de bacterias y cianobacterias cambia la composición de la atmósfera aumentando la presencia de oxígeno.
Los nuevos cambios favorecieron que se produjeran la explosión de la vida que marca el comienzo del cuarto eón en el que nos encontramos, el Fanerozoico.
Figura 7. División del tiempo geológico en Eones (Hádico, Arcaico, Proterozoico y Fanerozoico) según el desarrollo de continentes y la evolución de la vida.
Salvo el Hádico, del que no tenemos registro geológico, el resto de eones se dividen en ERAS. Las distintas eras están delimitadas por el inicio de distintos ciclos orogénicos de creación (y posterior desmantelamiento) de grandes cadenas montañosas por movimientos de los continentes. Por ejemplo, el Fanerozoico lo integran tres eras geológicas: Paleozoica, Mesozoica, y Cenozoica (figura 8).
Figura 8. División de la eón Fanerozoico en las eras Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico en función de la tectónica continental.
Las eras a su vez se dividen en PERIODOS. Los periodos a su vez en SERIES y las series en PISOS. Estas otras divisiones están marcadas por cambios en los organismos, en las condiciones climáticas y/o en las condiciones geológicas.
Eón > Era > Periodo > Serie > Piso
Conclusión
Con esta entrada solo queremos dar una visión de cómo medimos el tiempo geológico y el funcionamiento de la potente herramienta que es la Tabla del Tiempo Geológico, una de las grandes aportaciones de nuestra ciencia.
Todo lo que ha sucedido en nuestro planeta queda englobado en ese concepto temporal. Y el tiempo no se detiene, así que esto no acaba aquí…
Algunos ejemplos de Tablas del Tiempo Geológico(en castellano)
Tabla del Tiempo Geológico, trabajo con carácter pedagógico dirigido a alumnos iniciados en las Ciencias Geológicas, de Ángel Caballero García de Arévalo para el CSIC – Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (IACT).
Autoría: María González Martín y Thibauld M. Béjard
La concienciación ambiental y el aumento del interés social por el cambio climático propicia la aparición de técnicas alternativas para mantener la biodiversidad. Una de ellas es la aparición de hoteles de insectos en diferentes puntos de la península, como en Arévalo (provincia de Ávila, Castilla y León). Un hotel de insectos es una estructura con diferentes secciones, tamaños y huecos que sirven de refugio a numerosos organismos, como abejas, saltamontes y diversos insectos polinizadores. Hoy en día se utilizan tanto para incrementar la biodiversidad local, tanto como forma ecológica de controlar plagas e invasiones en plantaciones y huertos. Actualmente, se considera que los insectos son unos de los grupos con mayor diversidad y éxito evolutivo, por lo que su impacto en los ecosistemas es muy importante. Pero, ¿ha sido siempre así? ¿Cuándo aparecieron por primera vez estos organismos? ¿En qué momento de la historia de la Tierra han un tenido su mayor éxito evolutivo?
Aparición de los insectos y características principales
El género Insecta apareció casi simultáneamente con las plantas terrestres, hace alrededor de 480 millones de años (Ma), durante el periodo Ordovícico. Estudios recientes muestran que los primeros insectos (por ejemplo, abejas y hormigas actuales) evolucionaron a partir de un grupo de crustáceos (como cangrejos y gambas). Hoy en día, hay alrededor de 1 millón de especies descritas, y se estima que podría haber entre 1.5-1.8 millones de especies en total, lo que representa el 90% de los organismos del planeta.
Figura 1. Repartición de las especies del reino animal en función de si son vertebrados o invertebrados.
El cuerpo de los insectos se puede separar de manera sencilla en 3 partes: cabeza, tórax y abdomen. Una de sus características principales son sus 6 patas repartidas en 3 pares. De un punto de vista de su anatomía interna, destaca su sistema respiratorio: el aire entra a través de aperturas externas llamadas espiráculos, y se reparte a través del cuerpo por una red de tubos llamados tráqueas. En este sistema, el oxígeno se transporta directamente a las células del organismo, pero el aparato respiratorio no transporta los gases ni participa en la respiración de los tejidos, por lo que cualquier cambio en la concentración de oxígeno atmosférico tiene un impacto importante para lo insectos.
A lo largo de la historia de la Tierra, la diversidad y morfología de los insectos ha variado considerablemente en función de factores como la temperatura, la concentración de oxígeno en la atmósfera, la disponibilidad de alimento y la presencia de depredadores.
El Carbonífero y el Pérmico, los periodos de los insectos gigantes
El Carbonífero se desarrolló hace 358 a 298 Ma aproximadamente. Se caracteriza por unas temperaturas relativamente elevadas y una gran humedad. Estas condiciones favorecieron la aparición de los famosos bosques y pantanos del Carbonífero, un entorno favorable al desarrollo de la fauna y flora.
Durante este periodo, los insectos lograron una gran diversidad y tamaños gigantes. Entre otros, aparecieron los primeros insectos alados, como las cucarachas y las libélulas. En particular, dos especies: Meganeura monyi y americana (parecidas a las libélulas actuales) alcanzaron envergaduras de hasta 70cm, lo que las convierte en los mayores insectos voladores de la historia de la Tierra.
Figura 2. Comparación de la mayor libélula actual (Anax junius) con el mayor insecto volador de la historia (Meganeura monyi) y con una persona de estatura media.
Estos organismos llegaron a desarrollar tamaños tan grandes debido a la concentración en oxígeno en la atmósfera: 35%, en lugar de un 20% actual, la mayor concentración registrada hasta la actualidad; pero también debido a la ausencia de depredadores.
Durante el Pérmico, desde hace 298 a 250 Ma, aparecieron los primeros escarabajos, moscas y mariquitas. Este periodo representa el de mayor abundancia de insectos, donde su éxito evolutivo fue mayor, especialmente los blatoideos (cucarachas).
Al final del Pérmico, sucedió la mayor extinción registrada en la Tierra, la crisis del Pérmico-Triásico, donde casi 90% de todas las especies se extinguieron, sin embargo, “sólo” 30% de las especies de insectos desaparecieron.
El Jurásico y el Cretácico, aparición de las aves y disminución del tamaño
En el Jurásico (200 a 150 Ma), al igual que en el Carbonífero, el clima era cálido y húmedo. En este periodo, las aves comienzan a desarrollarse, siendo el fósil de Archaeopteryx la primera evidencia de la aparición de estos organismos. Los insectos voladores se ven ahora sometidos a la presión de los depredadores y en el registro fósil se observa un gran incremento de especies de insectos no voladores como escarabajos y cucarachas.
En el Cretácico (150 a 66 Ma), cuyo clima seguía siendo cálido y húmedo, las aves han desarrollado técnicas de vuelo especializadas, haciendo de ellas depredadores más eficaces. Estudios recientes muestran que el registro fósil presenta especies e individuos cada vez más pequeños y hasta extinciones localizadas de insectos voladores durante este periodo, aunque la concentración de oxígeno atmosférico haya aumentado.
A partir de este periodo, la concentración en oxígeno o la temperatura ya no van a ser los factores principales que van a controlar la distribución de los insectos, ahora tienen depredadores.
Al terminar el Cretácico, vuelve a suceder… una extinción: la extinción del Cretácico-Terciario. Aunque haya sido menos extrema, es más conocida, pues es la responsable de la desaparición de los dinosaurios.
Figura 4. Comparación de los mayores insectos voladores y no voladores actuales.
El Paleógeno, aparición de los géneros modernos
El Paleógeno (66 a 23 Ma) se conoce principalmente por su clima tropical y por la diversificación de los mamíferos. La aparición de las plantas con flores modernas propició la expansión de insectos polinizadores. La mayoría de insectos que conocemos actualmente, así como su distribución y abundancia, tienen su origen en este periodo.
Los insectos, a pesar de aparecer hace más de 400 millones de años, sobrevivir a dos extinciones masivas (y un sinfín de pequeños eventos extintivos) y aguantar la aparición de aves depredadoras, siguen siendo la clase con mayor biodiversidad del planeta. Su rápido ciclo reproductivo, así como su capacidad evolutiva hace pensar que va a seguir siendo así en el futuro. Desde libélulas de 70 cm de envergadura, a escarabajos peloteros, pasando por abejas y mosquitos, un hotel de insectos siempre encontrará huéspedes, ¡en cualquier periodo geológico, año, mes, o día de la semana!
Bibliografía
Barrientos, J.A., Abelló, P., 2004. Curso práctico de entomología. Universitat Autònoma de Barcelona ; CIBIO, Centro Iberoamericano de la Biodiversidad ; Asociación Española de Entomología, Bellaterra, Alicante, [S.l.]. ISBN: 978-84-490-2383-5.
Grimaldi, D.A., Engel, M.S., 2005. Evolution of the insects. Cambridge University Press, Cambridge [U.K.] ; New York. ISBN: 978-0-521-82149-0.
Kjer, K.M., Simon, C., Yavorskaya, M., Beutel, R.G., 2016. Progress, pitfalls and parallel universes: a history of insect phylogenetics. J. R. Soc. Interface. 13, 20160363. https://doi.org/10.1098/rsif.2016.0363
Wipfler, B., Letsch, H., Frandsen, P.B., Kapli, P., Mayer, C., Bartel, D., Buckley, T.R., Donath, A., Edgerly-Rooks, J.S., Fujita, M., Liu, S., Machida, R., Mashimo, Y., Misof, B., Niehuis, O., Peters, R.S., Petersen, M., Podsiadlowski, L., Schütte, K., Shimizu, S., Uchifune, T., Wilbrandt, J., Yan, E., Zhou, X., Simon, S., 2019. Evolutionary history of Polyneoptera and its implications for our understanding of early winged insects. Proc. Natl. Acad. Sci. U.S.A. 116, 3024–3029. https://doi.org/10.1073/pnas.1817794116
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Cualquier forma de terreno natural que no haya sido modificada por la acción humana se ha formado o configurado por procesos geológicos. Tanto las discretas lomas en campo abierto como una imponente montaña tienen detrás procesos y materiales geológicos que generalmente se remontan a cientos, miles o millones de años.
La lentitud de estos procesos, junto con la profundidad del tiempo geológico, crea una abrumadora relación de escala comparada con la percepción humana del tiempo.
Por esta razón, la destrucción de un fósil o la modificación del relieve por expansión de infraestructuras u obtención de recursos deja una sensación de proceso irreversible: si desaparece una forma o elemento del paisaje, sin duda los procesos geológicos la podrán repetir, pero probablemente no esté ya la humanidad para observarlo.
Por ello, tenemos la responsabilidad de cuidar y valorar una herencia de formas y elementos geológicos, para trasmitirla a futuras generaciones y que también puedan observarlas, estudiarlas o simplemente disfrutarlas. La idea de herencia entre generaciones es uno de los enfoques más claros para entender el concepto de Patrimonio Geológico.
¿Qué es el Patrimonio Geológico?
Bajo el marco de Patrimonio Geológico se hace referencia a aquellos lugares u objetos naturales de origen geológico que tienen valores científicos, culturales o educativos, tales como rocas, minerales, fósiles o paisajes.
Debido al largo tiempo necesario para formarse, estos objetos naturales contienen fragmentos de información sobre procesos del pasado que ayudan a comprender la historia de la Tierra, de la Vida e incluso del Universo.
Los avances tecnológicos actuales permiten llegar a un nivel de resolución muy preciso sobre esa información, pero obviamente esta resolución irá aumentando con futuras técnicas analíticas aún no desarrolladas.
Esta es otra buena razón para conocer, cuidar y mantener en las mejores condiciones posibles la herencia geológica que hemos recibido y que dejaremos a las futuras generaciones.
En la década de los 90 hay un creciente interés general por la geoconservación y surgen distintas iniciativas de catalogación por parte de algunas Comunidades Autónomas, pero con una cobertura muy desigual del territorio.
Hacia el final del siglo XX la UNESCO y la Sociedad Geológica Internacional (IUGS) promueven el proyectoGlobal Geosites, un catálogo de lugares de interés geológico que sigue unos criterios específicos para justificar su relevancia mundial.
Lógicamente, hay muchos otros lugares que no alcanzan ese grado de singularidad global, aunque no por ello sean menos interesantes y merecedores de una catalogación y puesta en valor.
Inventario Español de Lugares de Interés Geológico (IELIG)
Con el objetivo de hacer un inventario nacional completo y unificado, en 2011 el IGME pone en marcha el Inventario Español de Lugares de Interés Geológico (IELIG) que pretende unir y ampliar las anteriores propuestas de catalogación, tanto internacionales como de ámbito nacional y autonómico.
Actualmente el IELIG tiene más de 4.500 lugares de interés geológico que en la web info.igme.es/ielig/ se pueden consultar públicamente para que los conozca la ciudadanía, las instituciones y que, en última instancia, sean considerados en los planes de ordenación territorial de cada municipio. Además, este catálogo está abierto a seguir ampliándose incluyendo nuevas propuestas de lugares de interés geológico.
Imagen de la base de datos de Lugares de Interés Geológico (IELIG) del IGME. Permite realizar búsquedas por poblaciones o puntos geográficos.
IELIGs en Arévalo
En el entorno de Arévalo hay actualmente tres puntos catalogados en el IELIG.
Mapa de localización de los tres lugares de interés geológico en las inmediaciones de Arévalo (Ávila).
Dos de ellos son de interés geomorfológico, sedimentológico y estratigráfico y se encuentran en campos de dunas pleistocenas del último episodio glacial hace unos 10.000 años. Son formaciones geológicas de arenales naturales, donde en algunos puntos aún se pueden observar antiguas canteras para la extracción de áridos. Estas formaciones de dunas son importantes para los estudios paleoclimáticos ya que constituyen registros de una época con un clima en la región de Ávila muy distinto al actual.
Vista de los frentes de la cantera abandonada del LIG Dunas eólicas cuaternarias de Arévalo (DI127). Tomada de info.igme.es/ielig/
Parte anterior del peto de Titanochelon bolivari encontrado en Arévalo (Ávila) y expuesto en la Sala de las Tortugas, en la Universidad de Salamanca. Hernández-Pacheco, 1917.
Se trata de un programa de participación ciudadana en el que cualquier persona puede “apadrinar” un LIG que le resulte interesante y que pueda visitar con frecuencia.
Desde la página web del IELIG se puede participar mediante un formulario de datos básicos y con el compromiso de visitar regularmente el LIG para comprobar su estado.
El objetivo es crear un vínculo entre los participantes de esta iniciativa y los LIG que han elegido, de forma que tengan un canal de comunicación con el IGME para informar de incidencias que puedan amenazar su integridad.
El proyecto de participación ciudadana Apadrina una Roca está promovido por el IGME para el cuidado y protección de los lugares de interés geológico.
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