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Mucho más que granitos…

Cambio climático, Didáctica, Geología como profesión, Minerales y rocas

De los minerales a las energías limpias: la Geología que no vemos en la transición ecológica

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Iván Martín Méndez y Ana Isabel Casado Gómez

Hoy, 5 de junio, Día Mundial del Medio Ambiente, y en pleno impulso de la transición ecológica, solemos imaginar un futuro limpio: aerogeneradores girando en el horizonte, paneles solares captando la luz del sol o ciudades solo con coches eléctricos. Es una imagen optimista… pero incompleta. Porque detrás de ese mundo más sostenible hay algo que rara vez se menciona: la necesidad de una enorme cantidad de recursos minerales para que sea posible.

La realidad es sencilla, aunque a veces sorprendente: para producir energía limpia, necesitamos materiales. Y no pocos. Porque la transición energética no empieza en un enchufe ni en un aerogenerador. Empieza mucho antes. Empieza en los minerales que hacen posibles todas esas tecnologías.

Cambiar de energía es también cambiar de materiales

Durante más de un siglo, nuestra sociedad ha dependido sobre todo de los combustibles fósiles. Carbón, petróleo y gas han sido la base del crecimiento industrial. Pero la transición ecológica nos obliga a cambiar ese modelo. La tendencia actual apunta hacia la descarbonización, es decir hacia la reducción progresiva de las emisiones de carbono procedentes de la combustión de combustibles fósiles, como camino necesario para construir un futuro más sostenible. Sin embargo, este cambio no significa dejar de depender de los recursos naturales, significa cambiar unos por otros.

Hoy el protagonismo lo tienen elementos como el litio, el cobre, las tierras raras o el silicio; los cuales los encontramos en la naturaleza formando parte de distintos minerales. Estos elementos, y los minerales donde se encuentran, son los componentes necesarios de la transición ecológica.

EL LITIO

El litio es un elemento que apenas se ha utilizado a lo largo de la historia, pero que ahora es fundamental para almacenar la energía en baterías. El litio aparece principalmente en dos grandes contextos geológicos: depósitos sedimentarios evaporíticos (salares) y rocas ígneas muy evolucionadas. En los salares, propios de cuencas sin salida al mar (cuencas endorreicas) en zonas áridas, el litio se concentra en salmueras por la evaporación progresiva del agua. Por otro lado, en ambientes ígneos, el litio se encuentra en rocas graníticas muy evolucionadas donde cristalizan minerales ricos en litio como la espodumena o la lepidolita (Figura 1).

Fotografía de una muestra una roca con distintos cristales minerales donde destaca la lepidolita en tonos violetas y lilas sobre fondo blanco gris. La roca tiene forma irregular y alargada, con una superficie rugosa y granular por los cristales. Presenta tonos predominantes violetas y lilas (lepidota) y grisáceos, con pequeñas zonas claras blanquecinas y algunas manchas ocres (otros minerales sin identificar).
Figura 1: Muestra con cristales de lepidolita (morado), uno de los principales minerales de los que se obtiene el litio procedente de Belvis de Monroy (Cáceres). Fuente: Museo Geominero (CN IGME-CSIC).

EL COBRE

El cobre es una de las materias primas más utilizadas a lo largo de la historia. Su importancia se debe a su alta conductividad eléctrica y térmica, su maleabilidad y su resistencia a la corrosión, cualidades que lo hacen fundamental para el cableado eléctrico, las redes energéticas, la electrónica y las energías renovables.

Sin cobre no hay electrificación

Desde el punto de vista geológico, el cobre se concentra principalmente en yacimientos asociados a procesos magmáticos e hidrotermales. Puede aparecer como cobre metálico muy puro llamado cobre nativo (Figura 2), en sulfuros como la calcopirita o la calcosina, y también en minerales secundarios formados por alteración, como la malaquita y la azurita.

Uno de los ejemplos más importantes en España es la mina de Riotinto, en Huelva, situada dentro de la Faja Pirítica Ibérica. Esta zona ha sido explotada desde la Antigüedad, incluso antes de época romana, y constituye uno de los distritos mineros históricos más relevantes de Europa.

Fotografía de una muestra de cobre nativo sobre fondo negro. El mineral aparece como una masa irregular y fragmentada, con bordes angulosos y superficie rugosa. Predominan los tonos gris oscuro, plateados y parduzcos, con pequeños reflejos metálicos y zonas de color cobrizo tenue. La muestra tiene aspecto compacto, pero con cavidades y relieves que le dan una textura quebrada y heterogénea.
Figura 2. Cobre nativo (Minas de Río Tinto, Huelva). Fuente: Museo Geominero (CN IGME-CSIC).

LAS TIERRAS RARAS

Las tierras raras son un grupo de 17 elementos esenciales para muchas tecnologías actuales, como los teléfonos móviles, los aerogeneradores, los vehículos eléctricos o algunos sistemas electrónicos avanzados.

Su nombre puede resultar confuso, ya que no son “tierras” en sentido geológico ni necesariamente elementos muy escasos. De hecho, algunos de ellos son más abundantes en la corteza terrestre que metales como el oro. El término procede del siglo XVIII, cuando se denominaba “tierras” a ciertos óxidos metálicos, que fue la forma en la que se identificaron inicialmente.

Tierras raras: ni son tierras ni siempre son raras

Su verdadera rareza no está tanto en su abundancia, sino en la dificultad para encontrarlas concentradas en yacimientos explotables y para separarlas unas de otras.

Desde el punto de vista geológico, las tierras raras se concentran principalmente en determinados minerales, como la monacita, la bastnasita o la parisita (figura 3) asociados a rocas ígneas muy evolucionadas, carbonatitas, depósitos aluviales y otros ambientes donde estos elementos pueden acumularse de forma significativa. La parisita, por ejemplo, es un carbonato de calcio y fluor además y cantidades variables de lantano, cerio o neodimio que puede encontrarse en algunas arenas minerales pesadas y en ciertos contextos magmáticos y metamórficos.

Fotografía de una muestra de parisita sobre fondo negro. El mineral aparece como un cristal alargado y prismático, de contorno casi rectangular, con los extremos algo redondeados e irregulares. Presenta tonos marrones, amarillentos y verdosos, con zonas translúcidas y brillo vítreo. La superficie muestra estrías verticales y pequeñas irregularidades, lo que le da un aspecto cristalino pero ligeramente desgastado.
Figura 3: Parisita (Mina Muzo, Boyacá, Colombia). Fuente: Museo Geominero (CN IGME-CSIC)

EL SILICIO

El silicio es uno de los elementos más abundantes de la corteza terrestre, pero su importancia tecnológica actual es enorme. Es fundamental en la fabricación de paneles solares, componentes electrónicos, semiconductores y otros dispositivos relacionados con la transición energética y digital.

Silicio: del cuarzo al corazón de la tecnología

Desde el punto de vista geológico, el silicio se obtiene principalmente a partir del cuarzo (figura 4), un mineral formado por dióxido de silicio que aparece en muchas rocas, como granitos, areniscas y vetas hidrotermales. Sin embargo, para su uso industrial y tecnológico no sirve cualquier cuarzo, sino que se necesitan materiales de gran pureza. A partir de este cuarzo seleccionado se produce silicio metalúrgico y, mediante procesos posteriores de purificación, silicio de alta pureza para aplicaciones como las células fotovoltaicas de los paneles solares.

Fotografía de una muestra de cuarzo ahumado sobre fondo negro. El mineral aparece como un grupo de cristales prismáticos parcialmente transparentes, de color gris oscuro a pardo ahumado. Los cristales tienen caras planas y aristas definidas, con terminaciones puntiagudas y brillo vítreo.
Figura 4. Cuarzo ahumado, Cantera La Saludadora, Valdemanco (Madrid). Fuente: Museo Geominero (CN IGME-CSIC).

El litio, el cobre, las tierras raras y el silicio muestran que la transición energética no depende solo de nuevas tecnologías, sino también de los materiales que las hacen posibles. Todos estos elementos hay que obtenerlos de minerales, podemos deducir que, en el fondo, esta transición conlleva una transformación material: pasamos de consumir energía fósil a consumir minerales.

La escala del reto: más grande de lo que parece

A veces pensamos que las energías renovables son ligeras, casi inmateriales. Pero la realidad es muy distinta. La construcción de infraestructuras renovables requiere mover enormes cantidades de materiales.

Un parque eólico o solar, a gran escala, implica toneladas y toneladas de minerales extraídos, procesados y transportados.

Para hacernos una idea, para generar energía limpia para una población comparable a una ciudad como Ávila, de unos 60.000 habitantes (20.00 familias), necesitaríamos más de 100.000 paneles fotovoltaicos de 400W que necesitarían casi 1000 toneladas de materias primas como Aluminio, Plata, Cobre y Silicio. O bien necesitaríamos 15 aerogeneradores de 3 MW que necesitarían casi 300 toneladas de níquel, aluminio, manganeso, cobre, disprosio y neodimio entre otros (Figura 5).

Para descarbonizar una ciudad, primero hay que “construirla” de nuevo en forma de materiales energéticos

Infografía sobre la demanda de metales necesaria para abastecer de energía a unas 20.000 familias mediante energía fotovoltaica o eólica. La imagen muestra, sobre un fondo claro, un panel solar en la parte inferior izquierda y un aerogenerador en la parte derecha. Alrededor aparecen señaladas distintas cantidades de elementos químicos necesarios. Para la opción fotovoltaica se indican 114.420 paneles de 400 W, que requieren aproximadamente silicio, 350 toneladas; aluminio, 343 toneladas; cobre, 210,5 toneladas; y plata, 0,9 toneladas. Para la opción eólica se indican 15 aerogeneradores de 3 MW, que requieren aproximadamente aluminio, 320 toneladas; cobre, 228 toneladas; níquel, 15,3 toneladas; manganeso, 36,6 toneladas; neodimio, 1,3 kg; y disprosio, 0,3 kg.
Figura 5. Cantidades de elementos necesarios para abastecer de energía a unas 20.000 familias mediante energía fotovoltaica o eólica. Fuente: Minerales para la transición energética y digital en España: demanda, reciclaje y medidas de ahorro 2023. Modificado de Amigos de la Tierra.

Las nuevas tecnologías verdes

Si pensamos en las nuevas tecnologías verdes que se están desarrollando seguro que rápido se nos vienen tres de ellas a la mente y ahora vamos a descubrir como detrás de cada una de estas tecnologías de las denominadas limpias se esconde una historia geológica.

Cada tecnología limpia esconde una cadena mineral

Un coche eléctrico está compuesto por una gran cantidad de materias primas, entre ellos podemos destacar el cobre y el litio, algunos de los elementos que hemos explicado anteriormente y que forman parte de sus tan codiciadas baterías eléctricas. Pero para la construcción de un coche eléctrico se utilizan además otros elementos como el níquel, el manganeso, el cobalto y cantidades más pequeñas de tierras raras y zinc, entre otros (Figura 6).

Figura 6.: Materias primas que existen en un coche eléctrico, en kilogramos. Fuente: Agencia Internacional de la Energía, 2023

Otro de los grandes exponentes de las energías limpias son los aerogeneradores, muchos de ellos están funcionando en la provincia de Ávila. Un aerogenerador (figura 7) depende de minerales como la parisita de la que hemos hablado previamente, y que es una de las posibles fuentes de tierras raras. Pero además, un aerogenerador contiene muchas otras materias primas en cada una de sus partes:

  • Hierro en las palas de sus rotores.
  • Cromo, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en los engranajes que hacen girar esas palas.
  • Boro, cobalto, cobre, hierro y tierras raras como hemos indicado previamente, en este caso en los generadores que están formados por grandes imanes permanentes.
  • Aluminio, cromo, cobre, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en la góndola del aerogenerador, que es lo que recubre a toda esa sala de máquinas que contienen los engranages y los generadores de energía.
  • Aluminio, cromo, cobre, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en la torre.
  • Hierro y cemento para su cimentación.
  • Cobre y plomo para los cables que transmiten toda la energía que se genera.
Infografía titulada “Materias primas utilizadas en aerogeneradores”. Sobre un fondo claro aparece la silueta blanca de un aerogenerador, con la góndola y las palas en la parte superior, la torre en vertical y la cimentación en la base. A la izquierda se muestra una leyenda de colores que identifica las materias primas: aluminio, boro, cromo, cobalto, cobre, hierro, plomo, manganeso, molibdeno, níquel, tierras raras y hormigón. A la derecha, líneas de llamada señalan las partes del aerogenerador donde se emplean estos materiales: palas del rotor, engranajes, generador, góndola, torre, cimentación y cables.
Figura 7: Materias primas que se necesitan para la construcción de un aerogenerador. Fuente: Comisión Europea, Raw materials demand for wind and solar PV technologies in the transition towards a decarbonised energy system, 2020.

Finalmente, también podemos destacar los paneles solares (figura 8). Un panel solar requiere una gran cantidad de materias primas, entre las que podemos destacar el silicio, del cual hemos comentado su procedencia previamente, para la creación de los vidrios fotovoltaicos. Pero además, para la construcción de los paneles solares necesitaremos selenio, indio, galio y, de nuevo, aluminio y cobre.

Figura 8: materias primas que se necesitan para la construcción de un panel solar. Fuente: Ministerio de Energía y Minas Perú.

Con estos tres ejemplos podemos ver que cada una de estas nuevas tecnologías esconde una gran cantidad de materias primas, cada una de las cuales tiene una historia geológica de millones de años para su formación.

La tabla periódica en el bolsillo

Pero no hace falta mirar solo a las nuevas tecnologías limpias, que quizá nos resulten algo más alejadas de nuestro día a día. Seguro que la mayoría de la ciudadanía tiene un smartphone en su bolsillo, y cada uno de estos smartphones modernos contiene más de 70 elementos químicos diferentes.

Estos van desde los metales más comunes, como el aluminio y el cobre, hasta elementos más complejos y menos conocidos, incluidos el litio, el cobalto, el grafito y las tierras raras como el neodimio y el disprosio.

Cada smartphone moderno contiene más de 70 elementos químicos diferentes

Figura 9. Materias primas utilizadas en la fabricación de un smartphone. Aunque un teléfono móvil parezca un objeto pequeño y cotidiano, su fabricación depende de una gran diversidad de minerales y elementos químicos empleados en la pantalla, la batería, los circuitos electrónicos, los altavoces, el micrófono y el sistema de vibración. Composición realizada por A.I. Casado.

Como te puedes imaginar el suministro de todos estos minerales es un reto para la sociedad actual porque hay algunos países que concentran la mayoría de su producción.

Pero explicar este problema es algo que trataremos en un futuro post.

Artículos de geología general (temáticas), Didáctica, Geología planetaria, Minerales y rocas

Viaje desde el espacio al corazón de la Tierra

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Texto: Javier Elez, Anabel Casado y Gabriel Castilla

En el momento de escribir este post, la tripulación de la misión Artemis II de la NASA ha regresado ya felizmente de una nueva misión alrededor de la Luna.  Su trabajo nos ofrecen nuevas fotos del planeta Tierra visto desde el espacio exterior (Fig. 1).

Imagen tomada desde la nave Orion durante la misión Artemis II, en el espacio cerca de la Luna. El fondo es completamente negro, representando el vacío del espacio. En la parte inferior se extiende la superficie de la Luna, de color gris oscuro y con una textura rugosa llena de cráteres. En primer plano destaca un cráter grande, con bordes en forma de escalones y una zona central con pequeñas elevaciones o picos. Por encima del horizonte lunar aparece la Tierra, solo parcialmente visible, como si se estuviera ocultando detrás de la Luna. Este fenómeno se conoce como “puesta de la Tierra”. La Tierra tiene un tono azul suave con nubes blancas brillantes. Una parte del planeta está en oscuridad, indicando la noche, mientras que en la zona iluminada se observan nubes sobre la región de Australia y Oceanía.
Figura 1. Fotografía de la Tierra desde la nave espacial Artemis II, la Luna en primer plano el planeta azul en segundo. Créditos NASA

Además, hoy 22 de abril es el Día Internacional de la Tierra, así que vamos a aprovechar estas dos coincidencias para contaros la dimensión y la estructura general de nuestro planeta. Lo haremos desde un punto de vista fundamentalmente geológico y más que incidir en todos y cada uno de los elementos que dividen esas distintas zonas, pondremos el foco en por qué son tan interesantes cada una de estas capas para entender la dinámica del planeta.

DESDE EL ESPACIO EXTERIOR AL PLANETA AZUL

Si hiciéramos un viaje interestelar de vuelta desde el espacio exterior a nuestro planeta azul, a nuestra casa, como ha hecho Artemis II, lo primero con lo que nos encontraríamos sería el campo magnético terrestre. Este protege la Tierra como si fuera un escudo, desviando el viento solar, principalmente partículas atómicas y subatómicas procedentes del Sol (Fig. 2). Al atravesar ese escudo entraríamos en la atmósfera, la capa más exterior de nuestro planeta. Esta se caracteriza por estar compuesta fundamentalmente por gases que envuelven completamente el planeta.

Imagen ilustrativa del espacio con fondo negro. En el centro aparece la Tierra, vista como una esfera azul con nubes blancas y algunas zonas de tierra. Está iluminada parcialmente, lo que le da volumen. Alrededor de la Tierra se ven varias líneas curvas que la envuelven formando una especie de burbuja alargada. Estas líneas representan el campo magnético terrestre, una especie de escudo invisible que rodea el planeta. Las líneas son de colores azul y rojo, y salen desde un lado de la Tierra, rodeándola y extendiéndose mucho más lejos por el lado opuesto. La forma no es simétrica: En el lado izquierdo, las líneas están más comprimidas y cercanas a la Tierra. En el lado derecho, se estiran mucho hacia afuera, formando una especie de cola larga. Cerca de la Tierra aparecen pequeñas etiquetas que indican regiones llamadas “cusp” (zonas donde las líneas se abren), una arriba y otra abajo del planeta. En la esquina superior derecha se ve el logotipo de la NASA, indicando que es una imagen científica o educativa.
Figura 2. Campo magnético terrestre visiblemente deformado por el viento solar que en este esquema viene de la izquierda. Créditos NASA Ciencia

La atmósfera no tiene límite superior definido, consideramos que empieza cuando gracias a ese escudo magnético deja de predominar la atmósfera solar. Podríamos darle una distancia aproximada de unos 10.000km a partir de la superficie del planeta Tierra.

Desde el punto de vista de la composición química nuestra atmósfera se puede dividir en dos grandes envolventes, la Heterosfera y la Homosfera (Fig. 3). Siguiendo en nuestro viaje de entrada a la Tierra, cruzaremos primero la Heterosfera.

La Heterosfera está estratificada pero no tiene una composición química homogénea, de forma que tiene capas donde predomina el hidrógeno, el helio, el oxígeno o el nitrógeno y en general presenta muy poca masa. La Heterosfera se acaba a unos 80-85km de la superficie de la Tierra, dando paso a lo que denominamos Homosfera.

Por tanto, la Homosfera se extiende desde esos 80-85km de elevación hasta la superficie del planeta y presenta una composición química muy constante:  21% de oxígeno, 78% nitrógeno y 1% de Dióxido de carbono, Argón, vapor de agua y otros gases. 

En la atmósfera sucede una cosa muy curiosa, y que tiene que ver con cómo se comportan los gases desde el punto de vista físico. Los gases son compresibles, esto es, las moléculas gaseosas se pueden apretar en menos espacio. La gravedad de la Tierra atrae esos gases, evitando que escapen al espacio exterior, y los acumula preferentemente en su parte inferior.

La imagen es un esquema vertical que representa las capas de la atmósfera de la Tierra, ordenadas desde la superficie hacia el espacio. En el lado izquierdo aparecen dos grandes categorías escritas en vertical: Homosfera (parte inferior) Heterosfera (parte superior) Estas categorías agrupan las distintas capas. Parte inferior: Homosfera Troposfera (desde el suelo hasta aproximadamente entre 6 y 20 kilómetros) Es la capa más cercana a la Tierra. Se muestra una montaña, identificada como el Monte Everest, y un avión volando. Es la zona donde ocurren los fenómenos meteorológicos. Estratosfera (hasta unos 50 kilómetros) Se representa un globo meteorológico flotando. Es una capa más estable que la troposfera. Mesosfera (hasta unos 85 kilómetros) Se observan meteoros como líneas que atraviesan la atmósfera. En esta capa se desintegran la mayoría de los meteoritos. Parte superior: Heterosfera Termosfera (desde unos 85 hasta unos 690 kilómetros) Se muestra una aurora como una forma difusa de color verde y un transbordador espacial. También aparece la línea de Kármán a unos 100 kilómetros, que se considera el límite entre la atmósfera y el espacio. Exosfera (desde unos 690 hasta unos 10.000 kilómetros) Es la capa más externa. Se representa como una zona muy oscura con pequeños puntos que sugieren el espacio. Organización de la imagen La información se presenta de abajo hacia arriba, indicando mayor altitud. Cada capa tiene un color diferente y se indican alturas aproximadas en kilómetros. Los dibujos ayudan a identificar qué ocurre en cada zona.
Figura 3. Estructura típica de la Atmósfera. Modificado de Wikipedia. Notar que para que quepan todas las capas e indicaciones en el gráfico, la escala vertical en kilómetros no es homogénea. Créditos: Wikipedia

De esta forma el 95% de masa de la atmósfera, prácticamente toda, se encuentra en los primeros 15km. El resto, hasta esos 10.000 kilómetros aproximados donde termina, es una zona que apenas tiene materia.

Una de las consecuencias de esta distribución es que justo en la superficie del planeta, que es donde se desarrolla la vida, es donde se encuentra la mayor densidad y presión en el aire.

También como consecuencia, en esta parte más cercana a la superficie del planeta (Troposfera y parte de la Estratosfera) es donde se dan gran parte de los fenómenos atmosféricos y climáticos típicos: nubes, lluvia, rayos, etc. ya que esta acumulación de masa permite la dinámica atmosférica, y también la sustentación de los aviones sin ir más lejos. Este cambio en la densidad de la atmósfera lo podemos notar al ascender una montaña de varios kilómetros que cada vez el aire es menos denso y podemos tener problemas para respirar precisamente porque hay menos oxígeno en el mismo volumen de aire que cogemos en cada exhalación.

SOBRE LA SUPERFICIE DE LA TIERRA

En nuestra llegada al planeta azul aterrizamos la nave espacial en la superficie rocosa del planeta, en la Troposfera (Fig. 3). Tras atravesar la atmósfera gaseosa encontramos un nuevo mundo en lo que a estados de la materia se refiere, los estados sólido y líquido.

La Tierra dispone de gran cantidad de agua en superficie, aproximadamente cuatro quintas partes de la superficie del planeta está cubierto de forma permanente por el agua de nuestros mares y océanos. Y aunque en proporción es una cantidad de masa muy pequeña con respecto al global del planeta, tiene una relevancia fundamental a la hora de entender la vida en general y de acoger a la humanidad en particular.

Esta agua superficial forma la hidrosfera, os dejamos algunos datos sorprendes que ayudan a dimensionar su volumen (Fig. 4):

  • Si toda el agua del planeta Tierra (océanos, glaciares y casquetes polares, lagos, ríos y agua subterránea, agua atmosférica, etc.) lo ponemos en una esfera, el radio de esa bola sería de aproximadamente 682km.
  • El volumen total de toda esa agua sería de unos 1.386 millones de km3.
  • Toda el agua que se encuentra en la atmósfera, la mayor parte en forma de vapor, en un día normal suma unos 12.900km3. Si toda ella lloviera sobre el planeta en un instante, la Tierra se cubriría con una capa continua  de unos 2,5cm de espesor.
  • Solo el 2,5% del agua que existe en la superficie del planeta es agua dulce y la mayor parte de ella está en la Antártida.
La imagen muestra el planeta Tierra visto desde el espacio, con fondo negro. La Tierra ocupa casi toda la imagen y está representada como una esfera. Se distinguen claramente los continentes de América del Norte, América Central y América del Sur en el centro. También se ve parte de África y Europa en el lado derecho. Los océanos aparecen en tonos claros y las zonas de tierra en colores verdes y marrones. Sobre América del Norte, en la parte izquierda del planeta, hay una esfera azul brillante superpuesta. Esta esfera no forma parte real de la Tierra, sino que parece añadida para comparar tamaños. Es de color azul intenso, con un aspecto luminoso y ligeramente transparente. Debajo de esa esfera grande hay otra mucho más pequeña, también azul, colocada cerca de la misma zona geográfica.
Figura 4. De las tres esferas azules, la mayor representa toda el agua en la superficie del planeta, incluyendo la de los glaciares, la Antártida, mares y océanos, etc. La pequeña representa toda el agua dulce del planeta incluyendo glaciares y acuíferos, y la más diminuta de todas, apenas perceptible en el gráfico, el agua de ríos y lagos. Créditos: Howard Perlman, USGS/illustration by Jack Cook, WHOI.

A toda esta agua superficial hay que añadir la existencia de una cantidad importante de agua formando parte de las rocas y los minerales del interior de nuestro planeta, aunque es bastante difícil evaluar cuanta agua supone. Aquí las cifras son relativamente variables en función de las fuentes, pero apuntan a cantidades importantes de entre un 30 y un 85% del total de agua del planeta.

HACIA EL CENTRO DE LA TIERRA

Después de esta parada en la superficie, volvamos a nuestro viaje hacia el corazón del planeta, con una nave imaginaria que nos permita viajar a través de la geosfera. Por el camino veremos que, como ya pasara en la atmósfera, los materiales se estructuran en capas concéntricas que hacia el interior tienen cada vez más densidad, los elementos más pesados hacia el interior. En total, atravesar la geosfera son unos 6.380km.

Pero antes hay que hacer una advertencia, la estructura del interior del planeta es distinta a los ojos de la geología si hablamos de su composición (tipos de rocas y minerales que la forman) o si nos referimos a su estado físico: sólido y por tanto rígido, dúctil o semifundido y líquido, y con todos sus estadios intermedios.

Esto es importante ya que al igual que el hielo de un glaciar tiene la misma composición química que el agua que corre por un río o el vapor de agua de una nube, sus implicaciones en la dinámica planetaria son distintas. Es por esto que hacemos dos clasificaciones de las capas en el interior de la Tierra, una que tiene que ver con la composición en función de los tipos de roca y minerales y otra que tiene en cuenta esos estados físicos, lo que llamamos mecánica o reología en términos científicos. El conjunto de ideas que aportan ambas clasificaciones nos permite entender y explicar entre otras muchas cosas los mecanismos que mueven las placas tectónicas o por qué la Tierra tiene un campo magnético que nos protege del abrasador viento solar.

La estructura Interna en relación a la composición es bastante sencilla tenemos de fuera a dentro Corteza, Manto y Núcleo (Fig. 5, izquierda). La Corteza, donde dejamos aparcada nuestra nave interestelar y vivimos, se compone fundamentalmente de silicatos y apenas representa un 1% de la masa de la Tierra. Tiene un espesor bastante variable que puede ir desde los 6 hasta los 70-80 km y cuenta con todos los tipos de rocas: ígneas, sedimentarias y metamórficas. Un dato muy importante es que su densidad media es relativamente baja, se sitúa entre los 2,7-3 g/cm3. 

Esta baja densidad comparada con los materiales del Manto y Núcleo justifica su presencia en superficie. La Corteza es la capa más superficial porque acumula lo más ligero y flota. De igual forma que el agua del mar o de los ríos se sitúa sobre la superficie rocosa de la Corteza porque es menos densa que las rocas y por lo tanto flota sobre ellas. Recuerda que cuando tiras una piedra al mar esta se hunde porque es más densa que el agua. 

La imagen muestra un esquema de la Tierra en corte, como si se hubiera extraído una porción para ver su interior. En la parte izquierda aparece un círculo incompleto que representa el planeta visto desde fuera, con varias capas concéntricas en diferentes colores. A la derecha se muestra un corte en forma de cuña, como una porción triangular que va desde la superficie hasta el centro de la Tierra. Este corte permite ver las capas internas en detalle. Capas visibles en el corte En la parte superior del corte se ve la superficie terrestre. Aparecen montañas y una zona azul que representa el océano. Debajo de la superficie hay varias capas: Una capa delgada en la parte superior, que corresponde a la corteza terrestre. Debajo, una capa mucho más gruesa de color anaranjado, que representa el manto. En esta zona aparece el número “2900 km”, indicando la profundidad aproximada hasta el final del manto. Más abajo, una capa de color amarillo intenso con textura irregular, que representa el núcleo externo. En esta zona aparece el número “5100 km”, indicando la profundidad aproximada de esta capa. En el centro hay una pequeña zona clara, que representa el núcleo interno.
Figura 5. Estructura interna del planeta Tierra. Notar que la escala vertical en el gráfico de la derecha no es homogénea, para que quepan todos los elementos a describir. En el gráfico de la izquierda, la escala vertical si es homogénea y la corteza queda desaparecida ya que es extremadamente delgada comparada con el manto y el núcleo. La corteza que tenemos en los continentes tiene unas características diferentes a las que hay bajo los océanos y por eso hablamos de Corteza oceánica y continental. En la clasificación por estados, la Litosfera está separada del Manto por la Astenosfera. Créditos: Wikipedia

En esta clasificación composicional, inmediatamente debajo de la corteza se encuentra el Manto. Esta capa se extiende desde el final de la corteza hasta los 2.900km de profundidad, ocupa un 83% del volumen de la Tierra y el 68% de su masa. Se compone fundamentalmente rocas de silicatos ricos en magnesio (Mg) y hierro (Fe) como la Peridotita que presentan densidades altas de 3 a 4,5 g/cm3.

Y llegamos ya al corazón de la Tierra, el Núcleo, que se encuentra desde los 2.900 km de profundidad hasta el centro de la Tierra a 6.380 km. Es solo el 16 % del volumen del planeta, pero el 30% de su masa ya que está compuesto por los materiales más densos y pesados, fundamentalmente por una aleación de hierro y níquel con una densidad muy alta, de 9-13 g/cm3.

Esta estratificación de materiales cada vez más densos hacia el interior se define con la formación del planeta y es la que responsable de la dinámica de tectónica de placas de nuestro planeta.

Sin embargo, al entender la estructura interna del planeta desde el punto de vista de los estados de la materia la cosa cambia ligeramente. Hagamos esta última parte del viaje de nuevo, pero esta vez fijándonos en el estado de los materiales de la geosfera. Así, desde la parte más externa hacia el interior atravesaríamos primero la Litosfera, y luego la Astenosfera, la Mesosfera, el Núcleo externo y finalmente el Núcleo interno (Figura 5 derecha).

La Litosfera, con un espesor aproximado de unos 100 km incorporaría toda la corteza y la parte más superficial del Manto. Presenta un comportamiento general frágil (más rígido) a relativamente dúctil (se deforma sin romperse, algo parecido a la plastilina), variando en función de la presión y la temperatura y está segmentado en placas tectónicas (también llamadas placas litosféricas) que actúan en sus bordes. Esta Litosfera está separada mecánicamente de la capa inferior, la Astenosfera.

La Astenosfera se encuentra entre los 100km de contacto con la Litosfera hasta incluso los 600km de profundidad. Se presenta en un estado menos rígido, sobre todo hacia su parte superior. Esta capa más blanda permite el movimiento de las placas litosféricas de forma relativamente libre sobre ella.

Por debajo de la Astenosfera encontramos la Mesosfera (la parte inferior del Manto) y que acaba en la superficie del Núcleo (desde los  aproximadamente 600 km a los 2900 km). Aunque está en discusión, probablemente se encuentran en estado dúctil a semi-fundido. Esta capa es donde se transmite el calor del Núcleo hacia niveles más altos y donde se generan tanto plumas de calor verticales como células convectivas que finalmente serán las causantes de mover las placas continentales. 

El Núcleo Externo, desde los 2900 km y hasta los 5200 km de profundidad, está en estado líquido, a diferencia del Núcleo Interno (desde los 5.200 km hasta los 6.380km) que se encuentra en estado sólido. Se trata de un complejo núcleo metálico en el cual la parte exterior líquida rota en un sentido y la capa interior sólida rota en el sentido contrario. Este movimiento del núcleo interno y el núcleo externo que genera un efecto de enorme dinamo que produce nuestro campo magnético.

Y así llegamos al final de nuestro viaje, desde el espacio al corazón de la Tierra. Un camino que comenzamos a unos 10.000 kilómetros por encima de la superficie de la Tierra, desde el viento solar y la atmósfera hasta 6380 km en el interior de la Tierra.

Para que el viaje fuera relajado y rápido, no nos hemos detenido a indicar todas y cada una de las pruebas que nos permiten saber con razonable seguridad lo que nos encontramos a lo largo de este viaje. Como no podemos viajar realmente dentro de la Tierra, mucho de lo que sabemos de la composición interna del planeta tiene que ver con los meteoritos encontrados sobre la superficie del planeta y con algunos pedazos (pocos) del interior del planeta que han llegado a la superficie.  Mucho de lo que sabemos de la estructura de capas del interior del planeta tiene que ver con el estudio de las ondas sísmicas generadas por los terremotos y de las variaciones menores en los campos gravitatorio y magnético, pero todo eso es otra historia que contaremos en otro momento….



Para saber más…

Si tenéis curiosidad sobre los datos del agua en el planeta os recomendamos esta referencia:

Datos interesantes de la distribución del agua en la Tierra
Artículos de geología general (temáticas), Didáctica, Hidrogeología, Minerales y rocas

La huella de las rocas en el viaje subterráneo del agua

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Texto: Fina Muñoz Sanz y Ana Isabel Casado Gómez

Ilustradora: Ana Isabel Casado Gómez

El agua es un líquido vital. Constituye aproximadamente el 60 % del cuerpo humano, cubre en torno al 71 % de la superficie de nuestro planeta y es imprescindible para que tengan lugar las reacciones metabólicas en el interior de las células. Su presencia es, por tanto, un criterio fundamental a la hora de valorar si en un planeta existe o ha existido vida. Quizá por ello solemos decir que “donde hay agua, hay vida”, aunque sería más preciso afirmar que “donde hay vida, hay agua”.

Como ya explicamos en el post dedicado a la formación de los océanos, existen varias hipótesis sobre el origen del agua en la Tierra. Algunas proponen un aporte externo mediante cometas o meteoritos, mientras que otras plantean que los impactos a alta velocidad habrían favorecido la combinación de átomos de oxígeno e hidrógeno durante las primeras etapas de formación del planeta.

¿POR QUÉ ES UN LÍQUIDO ESPECIAL?

Las propiedades del agua como sustancia son especialmente singulares. Analizar algunas de ellas, como su densidad anómala (fig. 1), permite comprender fenómenos tan llamativos como la formación de los icebergs. A diferencia de la mayoría de las sustancias, el agua en estado líquido es más densa que en estado sólido, alcanzando su densidad máxima a 4 °C.

Figura 1. La imagen es una ilustración educativa que explica la densidad anómala del agua. En la parte superior aparece el título “Densidad Anómala del Agua”, escrito con letras claras y bien contrastadas. La escena principal muestra un paisaje acuático frío. En la superficie del agua se observa un gran iceberg de color blanco y azul claro, flotando. Solo una pequeña parte del iceberg sobresale por encima del agua, mientras que la mayor parte se encuentra sumergida, mostrando que el hielo flota. Bajo la superficie del agua, el color es más oscuro y se aprecia la parte sumergida del iceberg, mucho más grande que la visible. En esta zona aparecen varios peces nadando, lo que indica que, aunque la superficie esté congelada, el agua inferior permanece líquida y permite la vida. A la derecha de la imagen hay un gráfico que relaciona la densidad del agua con la temperatura. El eje vertical indica la densidad y el eje horizontal la temperatura en grados Celsius, desde valores negativos hasta unos 20 grados. La curva del gráfico tiene forma de colina y alcanza su punto máximo a 4 grados Celsius, marcado con un punto destacado. Esto señala que el agua alcanza su máxima densidad a esa temperatura. El conjunto de la imagen transmite la idea de que el agua no se comporta como la mayoría de las sustancias: al enfriarse por debajo de 4 grados, su densidad disminuye, lo que permite que el hielo flote y que el agua más densa quede en el fondo, protegiendo a los seres vivos en ambientes fríos. Así que, la imagen explica de forma visual por qué los lagos y mares pueden congelarse en la superficie sin helarse por completo, gracias a la densidad anómala del agua.
Figura 1. Densidad anómala del agua.
El agua alcanza su densidad máxima a 4 °C, de modo que el hielo (agua en estado sólido) es menos denso y flota sobre el agua líquida. Este comportamiento anómalo explica la formación de icebergs y permite que, bajo la capa de hielo superficial, el agua permanezca líquida, posibilitando la vida acuática en ambientes fríos.

Otra propiedad destacable es la elevada cohesión entre sus moléculas, lo que le aporta una alta tensión superficial (fig. 2). Los enlaces covalentes del agua, reforzados por los puentes de hidrógeno (fuerzas de Van der Waals), hacen que las moléculas se mantengan fuertemente unidas. Gracias a esta cohesión, algunos insectos, como los zapateros (Gerris lacustris), pueden desplazarse sobre la superficie del agua sin hundirse.

Figura 2. Ilustración de un insecto zapatero desplazándose sobre la superficie del agua sin hundirse. Junto a él se muestra un esquema ampliado de moléculas de agua unidas entre sí mediante puentes de hidrógeno. La imagen representa la tensión superficial del agua, causada por la fuerte cohesión entre sus moléculas, que permite que pequeños organismos se mantengan sobre su superficie.
Figura 2. Tensión superficial del agua.
La fuerte cohesión entre las moléculas de agua, debida a los enlaces covalentes y reforzada por los puentes de hidrógeno, genera una elevada tensión superficial. Esta propiedad permite que pequeños organismos, como los insectos zapateros, puedan desplazarse sobre la superficie del agua sin hundirse.

Asimismo, el agua presenta una notable capacidad de adhesión a otras superficies. Este fenómeno que llamamos capilaridad (fig. 3), puede observarse, por ejemplo, en las paredes de un tubo de ensayo o en los vasos conductores de las plantas, por los que la savia bruta asciende desde las raíces hasta las hojas.

Figura 3. La imagen es una ilustración didáctica que explica el proceso de capilaridad y el ascenso de la savia bruta en una planta. Tiene un estilo sencillo, con colores suaves y formas claras, pensada para fines educativos. En la parte superior aparece la palabra “Capilaridad”, que nombra el fenómeno que se quiere explicar. En el centro de la imagen se ve una planta verde con varias hojas, creciendo hacia arriba desde el suelo. El tallo es recto y de color verde claro. Debajo de la superficie del suelo se representa el sistema de raíces, extendido y ramificado. El suelo aparece seccionado, mostrando piedras y partículas de tierra en tonos marrones. Entre las raíces y el suelo se observan pequeños puntos azules que representan el agua presente en el terreno. Desde el suelo hacia el interior de las raíces entran flechas y gotas azules, indicando la absorción de agua por la planta. A lo largo del tallo se dibuja un conducto vertical por el que ascienden flechas azules hacia arriba. Junto a este conducto aparece el texto “Savia bruta”, señalando el movimiento ascendente del agua y las sales minerales desde las raíces hasta las hojas. Las flechas apuntan hacia arriba para mostrar que, gracias a la capilaridad, la savia bruta sube por el interior de la planta contra la gravedad. En la parte superior, las hojas se presentan sanas y verdes, indicando que reciben el agua necesaria para su funcionamiento. En conjunto, la imagen explica de forma visual cómo el agua del suelo entra por las raíces y asciende por el tallo hasta las hojas mediante el proceso de capilaridad, facilitando la comprensión del transporte interno del agua en las plantas.
Figura 3. Capilaridad del agua.
La combinación de las fuerzas de cohesión entre las moléculas de agua y de adhesión a las superficies sólidas permite el ascenso del agua por conductos estrechos. Este fenómeno, conocido como capilaridad, resulta esencial en las plantas, ya que posibilita el transporte de la savia bruta desde las raíces hasta las hojas.

Por último, y no menos importante, destaca su gran poder disolvente. Debido al carácter dipolar de la molécula de agua, la carga eléctrica se distribuye de manera desigual, con una región ligeramente positiva y otra negativa. Esta característica permite disolver compuestos iónicos y polares, lo que convierte al agua en un medio fundamental para el transporte de sustancias. Por ejemplo la sal común (NaCl) en agua, se disuelve liberando iones Na⁺ y Cl⁻ (fig. 4).

Figura 4. Esquema de moléculas de agua rodeando iones sodio y cloruro. Las moléculas de agua se orientan de forma diferente según la carga del ion. La imagen muestra cómo el carácter dipolar del agua permite separar y mantener en disolución los iones de una sal, explicando su gran poder disolvente.
Figura 4. Gran poder disolvente del agua.
El carácter dipolar de la molécula de agua, con una distribución desigual de cargas eléctricas, permite la atracción y estabilización de iones con carga positiva y negativa. Esta propiedad facilita la disolución de compuestos iónicos, como el cloruro sódico, al rodear y separar los iones sodio (Na⁺) y cloruro (Cl⁻), haciendo posible su transporte en disolución.

¿Sabías que…
…un ion es un átomo o molécula que ha ganado electrones —adquiriendo carga negativa y denominándose anión— o que ha perdido electrones —adquiriendo carga positiva y llamándose catión (fig. 5)?
En el agua, las moléculas de H₂O pueden autoionizarse formando iones de hidrógeno (H⁺) y de hidroxilo (OH⁻). Estos iones generan fuerzas de atracción que favorecen la disolución de los compuestos.

Figura 5. Esquema comparativo de dos átomos: uno con carga positiva y otro con carga negativa. El primero ha perdido electrones y se identifica como catión; el segundo ha ganado electrones y se identifica como anión. La imagen explica visualmente cómo se forman los iones, un proceso clave para entender la disolución de sales en el agua.
Figura 5. Formación de cationes y aniones.
Un ion es un átomo o molécula que adquiere carga eléctrica al ganar o perder electrones. Cuando un átomo pierde uno o más electrones, queda con carga positiva y se denomina catión; cuando los gana, adquiere carga negativa y se denomina anión. Este proceso es fundamental para comprender la disolución de sales y la composición química de las aguas naturales.

EL RECORRIDO DE UNA GOTA DE AGUA

Tras la evaporación del agua de los océanos, el vapor se condensa y forma nubes que precipitan sobre la superficie terrestre. Parte de esta agua se infiltra en el subsuelo, empapando las rocas y dando lugar a los acuíferos. Un acuífero es una formación geológica capaz de almacenar y transmitir agua a través de sus poros y fracturas.

La infiltración del agua de lluvia hasta los acuíferos es un proceso lento que atraviesa los distintos horizontes del suelo. Aunque el agua no es completamente pura —puede contener partículas en suspensión, microorganismos o gases disueltos—, durante su recorrido subterráneo interactúa con los materiales que encuentra, modificando progresivamente su composición química. De este modo, cuando el ciclo natural del agua (fig. 6) se ve interrumpido por la captación humana mediante fuentes o pozos, el agua puede utilizarse, entre otros usos, como agua para consumo humano.

Figura 6. La imagen es un esquema ilustrado del ciclo natural del agua, presentado de forma panorámica y a color. En la parte superior aparece el título “El Ciclo del Agua”. En la esquina superior izquierda se ve el logotipo del USGS (Servicio Geológico de Estados Unidos). El fondo representa un paisaje amplio con cielo, montañas, ríos, lagos, océanos y zonas subterráneas. En la parte superior derecha se muestra el Sol, que aporta la energía necesaria para el ciclo. Desde los océanos, lagos y ríos ascienden flechas que indican la evaporación, es decir, el paso del agua líquida a vapor. También se representa la evapotranspiración, que es el vapor de agua liberado por plantas y animales. En la atmósfera, el vapor de agua se enfría y forma nubes mediante el proceso de condensación. Desde las nubes descienden flechas que indican la precipitación, que puede caer en forma de lluvia, nieve o granizo sobre montañas, suelos, ríos, lagos y océanos. En las zonas altas se observan hielo, nieve y glaciares, así como vapor volcánico. Parte del agua que cae sobre la superficie fluye por el terreno como escorrentía, alimentando ríos y lagos, que finalmente llevan el agua hacia los océanos. Otra parte del agua penetra en el suelo mediante la infiltración, destacada en la imagen con un recuadro amarillo. Esta agua pasa a formar parte del agua subterránea, que se almacena bajo tierra y puede desplazarse lentamente hasta salir de nuevo a la superficie en manantiales, ríos o directamente al mar. El esquema también muestra procesos como la sublimación (paso del hielo directamente a vapor), la desublimación, la formación de rocío y niebla, y la circulación del agua en humedales, lagos salinos y corrientes oceánicas. En la parte inferior se representa el subsuelo, con flechas que indican el movimiento del agua subterránea y su descarga hacia ríos y océanos. Todo el diagrama está conectado por flechas azules que muestran que el agua se mueve continuamente entre la atmósfera, la superficie terrestre y el subsuelo. En conjunto, la imagen explica de manera visual y completa cómo el agua circula de forma continua en la naturaleza, sin intervención humana, pasando por distintos estados y reservorios.
Figura 6. El ciclo natural del agua.
Esquema del ciclo hidrológico que muestra los principales procesos de circulación del agua entre la atmósfera, la superficie terrestre y el subsuelo, incluyendo evaporación, condensación, precipitación, escorrentía, infiltración y flujo subterráneo. Este ciclo continuo regula la distribución del agua en la Tierra y es esencial para el mantenimiento de los ecosistemas y de la vida.
Modificado de U.S. Geological Survey (USGS).

Cuando el agua subterránea aflora de forma natural en un manantial y cumple las condiciones adecuadas para el consumo humano, recibe la denominación de agua mineral natural. Aunque la fórmula química del agua es H2O, su elevado poder disolvente hace que el agua que bebemos contenga diversos elementos disueltos en forma iónica.

Estos iones permiten clasificar las aguas minerales según su composición química. Entre las más habituales se encuentran las aguas cálcicas, sódicas, magnésicas, bicarbonatadas, cloruradas o combinaciones iónicas varias.

¿QUÉ BEBEMOS CUANDO BEBEMOS AGUA?

Según la cantidad total de iones disueltos, las aguas minerales se clasifican en aguas de mineralización muy débil, débil, media o fuerte, en función del residuo seco (BOE n.º 16, de 19 de enero de 2011). Si el agua estuviera compuesta exclusivamente por H₂O, sería un líquido inodoro e insípido; sin embargo, el agua que consumimos presenta determinadas propiedades organolépticas. De este modo, la mineralización establece un vínculo directo entre la química del agua y su sabor u olor.

Las etiquetas de las botellas de agua mineral (fig. 7) proporcionan información detallada sobre el producto. Además de indicar la localización y denominación del manantial, las empresas embotelladoras están obligadas a realizar análisis periódicos de control de calidad, en los que se especifica la concentración de las sustancias disueltas y el laboratorio responsable del análisis.

Figura 7. Imagen de la etiqueta de una botella de agua mineral donde se detallan los valores del residuo seco y la concentración de distintos iones, como calcio, sodio o bicarbonato, expresados en miligramos por litro. También se indica el manantial de origen y el laboratorio que realizó el análisis. La figura muestra qué información química aporta una etiqueta de agua mineral.
Figura 7. Etiqueta de agua mineral natural y composición química.
Ejemplo de etiqueta de agua mineral en la que se detalla el residuo seco y la concentración de los principales iones disueltos, expresados en mg/L, junto con la fecha y el laboratorio responsable del análisis, así como la localización del manantial de origen. Esta información permite conocer el grado de mineralización del agua y relacionar su composición química con sus propiedades organolépticas.

El residuo seco es uno de los parámetros más relevantes y se refiere al peso del material obtenido tras evaporar un litro de agua, generalmente a unos 180 °C. Se expresa en mg/L y constituye un indicador directo del grado de mineralización, influyendo de forma notable en el sabor del agua (tabla 1).

MINERALIZACIÓN DEL AGUA MINERALRESIDUO SECO (mg/L)
Muy débilHasta 50
Débil50-500
Media500-1500
Fuertemás de 1500
Tabla 1: tipo de mineralización del agua mineral en función del residuo seco (mg/L), según BOE de 16 de enero de 2011.

¿Sabías que…
…el oficio de catador o catadora consiste en evaluar la calidad sensorial de alimentos y bebidas?
Aunque es más conocido en productos como el vino —donde reciben el nombre de sumilleres—, también existen especialistas en queso, café, chocolate o yogur. De forma mucho menos habitual, existen catadores y catadoras de agua capaces de distinguir hasta un centenar de tipos diferentes.

Otro parámetro relacionado con el contenido mineral es la dureza del agua, definida como su capacidad para consumir jabón o producir incrustaciones. La dureza depende principalmente de la concentración de iones alcalinotérreos, especialmente calcio y magnesio, y está relacionada con la presencia de carbonatos disueltos. Es un parámetro utilizado en las instrucciones de las lavadoras, con diferencias en todo el territorio español (fig. 8) influenciadas en parte por la naturaleza geológica del terreno.

Figura 8. Mapa de dureza estimada del agua de distribución pública de España, similar al que incluyen las instrucciones de una lavadora doméstica. Modificado de Idris

Las aguas de mineralización media o fuerte se denominan aguas duras, mientras que las de mineralización débil se conocen como aguas blandas. Estos conceptos son habituales en ámbitos como la fontanería, ya que la dureza del agua influye en la formación de cal en las tuberías y en la eficacia de los detergentes; un agua dura dificulta la acción del jabón, lo que obliga a aumentar la cantidad de detergente para lograr una limpieza adecuada (fig. 9).

Figura 9. Tabla gráfica de dosificación de detergente para lavadora según la dureza del agua y el grado de suciedad de la ropa. Se indica que las aguas duras requieren mayor cantidad de detergente que las aguas blandas. La imagen relaciona la dureza del agua con la eficacia del lavado y el consumo de productos de limpieza.
Figura 9. Relación entre la dureza del agua y la dosificación de detergente.
Ejemplo de recomendaciones de dosificación de detergente en función de la dureza del agua y del grado de suciedad de la ropa. Las aguas duras, con mayor contenido en calcio y magnesio, requieren una mayor cantidad de detergente para lograr una limpieza eficaz, mientras que las aguas blandas permiten reducir la dosis necesaria.

¿PERO DE DÓNDE VIENEN ESOS MINERALES DISUELTOS?

Antes de ser embotellada, el agua de un manantial ha circulado por formaciones rocosas denominadas acuíferos, disolviendo minerales a lo largo de su recorrido, los componentes de la roca. No obstante, no existe una relación directa y sencilla entre el tipo de roca y la composición química del agua, ya que esta interacción depende además de numerosos factores, entre ellos:

  • las condiciones climáticas
  • el grado de alteración de la roca
  • el tiempo de contacto agua-roca
  • la permeabilidad del material
  • la longitud del recorrido subterráneo
  • la alterabilidad de los minerales

En términos generales, el paso del agua por las rocas deja una “huella” en forma de iones disueltos. Aunque es difícil establecer valores exactos, puede enunciarse una relación cualitativa: rocas duras suelen dar lugar a aguas blandas, mientras que rocas más alterables generan aguas más duras. Cuanto más fácilmente se altera una roca, mayor es la cantidad de iones que puede ceder al agua (fig. 10).

Infografía sobre fondo negro con dos flechas horizontales: Arriba, una flecha grande hacia la derecha con el texto “ALTERABILIDAD DE LA ROCA”. En el extremo izquierdo aparece un signo menos (–) y en el derecho un más (+), indicando un aumento de alterabilidad de izquierda a derecha. Abajo, otra flecha grande hacia la derecha con el texto “MINERALIZACIÓN DEL AGUA”, también con (–) a la izquierda y (+) a la derecha, indicando que la mineralización del agua aumenta en el mismo sentido. Entre ambas flechas hay tres columnas (izquierda, centro y derecha): Columna izquierda (baja alterabilidad / baja mineralización): arriba hay una roca gris moteada. Debajo, una gota vacía (o casi sin color) y una flecha vertical azul claro apuntando hacia una gota inferior con muy poca agua coloreada. Columna central (alterabilidad y mineralización medias): arriba hay una roca con bandas o vetas oscuras y claras. Debajo, una gota y una flecha vertical naranja hacia una gota inferior con cantidad intermedia de agua coloreada en tono amarillento/anaranjado. Columna derecha (alta alterabilidad / alta mineralización): arriba hay una roca clara, blanquecina. Debajo, una gota y una flecha vertical roja hacia una gota inferior con mayor cantidad de agua coloreada (más intensa y ocupando más volumen). La idea visual es que, al pasar de izquierda a derecha, la roca es más alterable y el agua resultante aparece progresivamente más mineralizada.
Figura 10: Esquema que relaciona la alterabilidad de la roca (de menor a mayor) con la mineralización del agua (de menor a mayor): tres rocas en la parte superior y tres gotas de agua debajo; a mayor alterabilidad, el agua aparece más mineralizada (más “cargada” de sales).

Sin embargo, esta distinción no es absoluta. Existen calizas o areniscas muy compactas que se alteran con dificultad, de forma similar a algunas rocas ígneas o metamórficas. Además, diferentes tipos de roca pueden originar composiciones hidroquímicas similares, como ocurre con calizas y mármoles, ambos ricos en carbonatos.

¿ Sabías que…
…al hablar de acuíferos, es importante señalar que las rocas que los componen pueden diferir de las rocas que se observan en la superficie. Conocer el recorrido completo del agua, desde la zona de infiltración hasta su captación, requiere estudios hidrogeológicos que integran mapas geológicos, columnas estratigráficas y análisis químicos, sobre todo si se quieren para consumo humano. Estos estudios permiten determinar el flujo de agua, junto con datos de la porosidad y la permeabilidad de las rocas (como te contamos en el post sobre los manantiales de Ulaca).

Si unimos las rocas por donde pasa el agua con las propiedades derivadas de los iones disueltos que contiene, se puede aplicar ciertas conclusiones en muchos fenómenos relacionados con la calcificación de conducciones de aguas, descalcificadores domésticos o el uso del jabón para lavadoras. El sabor del agua es otra de las características que pueden ser utilizadas para realizar experiencias didácticas como catas de agua que pueden tener un objetivo didáctico más o menos avanzado en conocimientos geológicos (Gassiot, 2002; García-Frank et al., 2017).

DISTINTAS ROCAS, DISTINTAS HUELLAS

Se han escogido cuatro marcas de agua mineral representativas de la relación con los diferentes tipos de rocas. En el Sistema Central, aguas relacionadas con rocas ígneas, en el Sistema Bético, aguas procedentes de rocas metamórficas, en el Sistema Ibérico con rocas calcáreas y en la Comarca de La Moraña con rocas sedimentarias.

En la figura 11 se muestra como las aguas relacionadas con acuíferos detríticos de la comarca de La Moraña dejan un residuo seco considerablemente superior (315 mg/L), que las aguas relacionadas con acuíferos calcáreos del Sistema Ibérico (238 mg/L) y muy superior sobre todo a las aguas procedentes de rocas cristalinas como los granitos y los esquistos del Sistema Central o la Cordillera Bética, que dan aguas más blandas (menos de 100 mg/L de residuo seco).

Gráfico de barras verticales sobre fondo blanco con rejilla horizontal. El eje vertical está rotulado “Residuo Seco (mg/L)” y va aproximadamente de 0 a 350 mg/L. En el eje horizontal aparecen cuatro categorías (de izquierda a derecha): Sistema Central: barra baja, alrededor de 25 mg/L. Cordillera Bética: barra intermedia-baja, alrededor de 90 mg/L. Sistema Ibérico: barra alta, alrededor de 235 mg/L. La Moraña: barra más alta, alrededor de 315 mg/L. La tendencia es un aumento claro del residuo seco desde el Sistema Central hacia La Moraña. La Moraña presenta la mayor mineralización (mayor residuo seco), seguida del Sistema Ibérico; Cordillera Bética y Sistema Central muestran valores notablemente menores.
Figura 11. Residuo Seco de aguas minerales procedentes de diferentes áreas. Las rocas sedimentarias de la Comarca de La Moraña imprimen una huella mineral mayor que las aguas procedentes de rocas calcáreas del Sistema Ibérico y que las rocas cristalinas del Sistema Central y la Cordillera Bética.

Un análisis más pormenorizado de los iones mayoritarios en estas aguas nos da más información (fig. 12). Las rocas ígneas plutónicas, como los granitos del Sistema Central, suelen dar aguas de baja mineralización, con predominio del ion bicarbonato (HCO₃⁻), sodio (Na⁺) y calcio (Ca²⁺), además de cantidades significativas de sílice disuelta. Por otra parte, las rocas metamórficas, muestran una gran variedad composicional, dando lugar a aguas con mayor mineralización aunque mayor contenido absoluto de bicarbonato que las rocas plutónicas, como ocurre con los los esquistos de la Cordillera Bética. Las aguas procedentes de acuíferos carbonatados, como los del Sistema Ibérico, ceden mayor proporción de ion bicarbonato y calcio. Por último, las rocas sedimentarias areno arcillosas al ser más porosas, son más alterables por el agua y dan mayor mineralización de sodio y cloruro, como se puede ver en el agua de la comarca de La Moraña.

Composición sobre fondo negro con cuatro diagramas circulares (gráficos de sectores) distribuidos en una cuadrícula de dos filas por dos columnas. Todos usan la misma paleta: azul, naranja, gris y amarillo. En la parte inferior hay una leyenda con cuatro recuadros de esos colores, pero sin texto legible asociado (solo los colores). Valores mostrados en cada gráfico: Arriba izquierda: Amarillo: 10 (sector más grande). Naranja: 3. Gris: 0,94. Azul: 2,44. Arriba derecha: Amarillo: 48 (sector más grande). Naranja: 10. Gris: 2. Azul: 7. Abajo izquierda: Amarillo: 302 (sector claramente dominante). Naranja: 66 (segundo sector). Dos sectores muy pequeños aparecen con etiquetas fuera del círculo mediante líneas guía: 1 y 1,4 (corresponden a dos de los colores minoritarios). Abajo derecha: Amarillo: 247 (sector más grande). Azul: 81,9. Naranja: 32,1. Gris: 29,7. Imagen sobre fondo negro con cuatro diagramas circulares (gráficos de sectores) en disposición 2×2. Cada gráfico representa el reparto relativo de cuatro iones mayoritarios, codificados por color según la leyenda inferior: azul = sodio (Na+), naranja = calcio (Ca2+), gris = cloro (Cl-) y amarillo = bicarbonato (HCO3-). Los cuatro gráficos corresponden a: (a) Arriba izquierda: granitos del Sistema Central. Valores mostrados: HCO3- 10 (sector mayoritario), Ca2+ 3, Cl- 0,94 y Na+ 2,44. (b) Arriba derecha: esquistos de la Cordillera Bética. Valores: HCO3- 48 (mayoritario), Ca2+ 10, Cl- 2 y Na+ 7. (c) Abajo izquierda: calizas del Sistema Ibérico. Valores: HCO3- 302 (claramente dominante), Ca2+ 66, y dos sectores muy pequeños con valores 1 y 1,4 (correspondientes a Na+ y Cl- en proporciones mínimas). (d) Abajo derecha: rocas sedimentarias detríticas de La Moraña. Valores: HCO3- 247 (mayoritario), Na+ 81,9, Ca2+ 32,1 y Cl- 29,7. Interpretación indicada por el pie de figura: en términos relativos, el bicarbonato (HCO3-) es el ion predominante, seguido por sodio (Na+), calcio (Ca2+) y cloro (Cl-) como el menos abundante. En términos absolutos, las concentraciones difieren mucho entre orígenes, con mayor mineralización en las aguas asociadas a rocas más alterables, especialmente calizas (c) y sedimentarias detríticas (d).
Figura 12. Contenido de los iones mayoritarios de aguas con origen relacionado con granitos del sistema central (a), esquistos de la Cordillera Bética (b), calizas del Sistema Ibérico (c) y rocas sedimentarias detríticas de la Comarca abulense de La Moraña (d). El ion más abundante de forma relativa es el bicarbonato (HCO3–), le sigue el sodio (Na+), el calcio (Ca2+) y en menor grado el cloro (Cl–) aunque de forma absoluta las concentraciones son muy diferentes, presentando una mayor mineralización las aguas procedentes de rocas alterables, como las carbonáticas (c) y sedimentarias (d).

La próxima vez que bebas agua mineral, puedes fijarte en la etiqueta de la botella e interpretar la huella de las rocas por donde ha circulado y donde se ha almacenado. Sabrás si se trata de agua dura o blanda, además de tener una idea de los iones que tienes en tu vaso. Verás que es mucho más que simplemente H2O.

BIBLIOGRAFÍA

Custodio, E. y Llamas, R. 1996. Hidrología Subterránea. Ed. Omega.

Gassiot, X. 2002. Análisis y cata de aguas. Enseñanza de las Ciencias de la
Tierra, 10(1): 47-51.

García-Frank, A. y Fesharaki, O (2017). Cata de aguas a ciegas: un taller inclusivo sobre aguas minerales y geología. Livro de Resumos da XXII Bienal da RSEHN, Coimbra.

WEBGRAFÍA

https://www.bbc.com/

https://www.aiguacasa.com

https://www.usgs.gov/

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

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

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

Allí donde se manifiesta el mineral, la eternidad habla.

Michel Onfray. Estética del Polo Norte, 2015

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

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

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

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

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

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

La idea era prometedora, pero…  

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

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

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

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

El papel de los isótopos.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

El triunfo de la datación mediante uranio-plomo

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

¿Cómo lo hizo?

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

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

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

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

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

El circón: una trampa para el uranio

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

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

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

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

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

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

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

Receta para analizar un circón

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Una gráfica para datarlos a todos

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

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

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

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

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

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

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

Nuevos avances en datación U-Pb

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

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

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

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

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

Bibliografía consultada.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Artículos de geología general (temáticas), Didáctica, Historia de la Geología, Minerales y rocas, Paleontología

Para conservar la naturaleza… ¿hay que tener en cuenta a la geología? Hablemos sobre geoconservación

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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 biodiversidad y 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).

En el artículo se incluye la Figura 1, que ilustra cómo la geodiversidad se compone de los elementos geológicos, geomorfológicos, pedológicos y los procesos asociados presentes en un ecosistema. Imagina un diagrama o imagen que muestra estos componentes de forma integrada, resaltando su interrelación y dependencia.
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.

Se trata de una ilustración en acuarela que representa un ecosistema desértico. En ella, el cielo muestra tonos pardos que evocan aridez, altas temperaturas y baja humedad. La arena se acumula formando dunas, mientras que en el primer plano se distinguen rocas y suelos. Sobre estos suelos crecen arbustos y algunos árboles, y en el ambiente se pueden ver aves volando a lo lejos, una gacela, y se intuyen comunidades humanas adaptadas a este entorno. Se distinguen los elementos abióticos –como la arena, la temperatura, la humedad, la geomorfología, las rocas y los suelos– y los elementos bióticos, que incluyen la fauna, la vegetación y las comunidades humanas. La imagen enfatiza cómo los elementos vivos se adaptan a las condiciones impuestas por el entorno físico.
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.

¿SABÍAS QUÉ…

… en el año 2022 la UNESCO proclama el 6 de octubre como el Día Internacional de la Geodiversidad?

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.

El Día Internacional de la Geodiversidad promueve también el papel del conocimiento geocientífico, indispensable para lograr los 17 Objetivos de Desarrollo Sostenible (ODS) de la Agenda 2030 establecidos por la ONU (figura 3).

Esta imagen presenta los 17 Objetivos de Desarrollo Sostenible adoptados por la ONU en 2015. Se visualizan íconos representativos de cada objetivo, que buscan impulsar acciones a nivel global para mejorar la calidad de vida, proteger el planeta y garantizar la paz y la prosperidad para todos.
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

IUCN (2025). International Union for Conservation of Nature. IUCN´s World Commission on Protected Areas (WCPA). (https://iucn.org/our-union/commissions/iucn-world-commission-protected-areas-2021-2025).

Sharples, C. (2002). Concepts and Principles of Geoconservation. Tasmanian Parks & Wildlife Service. 81 p.

Geoarqueología, La Moraña, Minerales y rocas

GEOLODÍA 23. La influencia de la geología en la arquitectura histórica

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Al observar las edificaciones históricas de cada región vemos cómo la geología ha jugado un papel fundamental como proveedora de materiales de construcción.

Cuando en la Antigüedad se planteaban construir edificios que tenían que perdurar en el tiempo, como las iglesias o los castillos, se servían de las rocas del entorno por ser materiales resistentes y duraderos.

Pero en la zona de Arévalo las únicas piedras disponibles son las calizas rajuela, que por su tendencia a romperse formando lascas no pueden utilizarse para la fabricación de sillares pero sí como bloques aglomerados en una argamasa de arena y cal.

El arte mudéjar

Traer piedra de otras zonas de Ávila, como los granitos del sur de la provincia, supondría un coste grandísimo imposible de asumir para las comunidades que vivían en la zona de La Moraña. Esta situación agudizó el ingenio de quienes habitaban en la zona hasta el punto de desarrollar un estilo arquitectónico exclusivo de nuestra península: el arte mudéjar.

El elemento principal de la arquitectura mudéjar es el ladrillo y éste se fabrica a partir de arenas y arcillas.

Todo el entorno de Arévalo consiste en este tipo de depósitos, como podemos ver a lo largo del paseo fluvial. Y prueba de su uso para la construcción es el nombre del Puente de los Barros, ya que ‘barros’ era la manera coloquial de referirse al material con el que se fabricaban los ladrillos.

Detalle de ladrillos utilizados en la construcción de monumentos históricos de Arévalo. Imagen: Gabriel Castilla.
Detalle de ladrillos utilizados en la construcción de monumentos históricos de Arévalo. Imagen: Gabriel Castilla.
Detalle de piedra utilizada en los monumentos de Arévalo. Imagen Gabriel Castilla.
Detalle de piedra utilizada en los monumentos de Arévalo. Imagen Gabriel Castilla.

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

La Moraña, Minerales y rocas, Paleoclima

Raíces de carbonato. Calcretas y clima

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En algunas paredes del laberinto de Villaflor podemos observar un patrón de líneas blancas. Son en realidad láminas de carbonato cálcico que han sido cortadas por la incisión de la red de drenaje.

Estas láminas se formaron gracias a la actividad de raíces de plantas en simbiosis con microorganismos y hongos, y es lo que conocemos como calcretas.

En un clima semiárido los nutrientes y el agua son bienes muy preciados y los vegetales desarrollaron estas estructuras para ayudar a retenerlos cerca de sus raíces.

Así, la presencia de estas láminas nos habla de unas condiciones climáticas concretas, de aridez y temperaturas suaves o cálidas hace millones de años.

Calcretas laminares en la pared de un canal del laberinto. En realidad son láminas de carbonato cálcico expuestas al ser cortadas por el “cuchillo” de la red de drenaje. Imagen de Javier Pérez Tarruella.
Calcretas laminares en la pared de un canal del laberinto. En realidad son láminas de carbonato cálcico expuestas al ser cortadas por el “cuchillo” de la red de drenaje. Imagen de Javier Pérez Tarruella.

Cuando las calcretas se presentan en forma de láminas entrecruzadas y no como grandes capas, nos indican que la sedimentación era puntual y esporádica: en determinados eventos de tormenta se producía sedimentación, que provocaba la muerte de la lámina activa y la formación de nuevas láminas, que cortan a las anteriores.

Carbono para arriba, Carbono para abajo

Las rocas en las que están desarrolladas las calcretas de Villaflor no contienen carbonato, el carbonato era aportado en parte por el polvo en suspensión (como el de las invasiones de polvo del Sáhara que sufrimos actualmente).

Las calcretas fijan carbono en la corteza terrestre, así que tienen su papel en el ciclo del CO2 .

Las plantas absorben CO2 para convertirlo en hojas, madera y raíces, pero al morir la planta, estos elementos se oxidan y el carbono vuelve a la atmósfera. Sin embargo, el carbono fijado en la calcreta no se oxida, se fija y pasa a formar parte de la litosfera, hasta que la meteorización lo disuelva y vuelva a formar parte de la atmósfera.

Este es uno de los contenidos del Geolodía 22 de Ávila en Villaflor.

La prueba del ácido

Cuando echamos ácido clorhídrico en la calcreta para comprobar su contenido en carbonato cálcico, estos compuestos reaccionan y forman agua, CO2 que escapa formando burbujas y cloruro de calcio, que se disuelve en el agua.

Así, en este gesto devolvemos a la atmósfera Carbono que había sido retenido en la corteza terrestre durante millones de años.

Este es uno de los contenidos del Geolodía 2022 de Ávila.

Aprende más sobre las calcretas laminares de La Moraña

Geología como profesión, Minerales y rocas, Sedimentología

Cómo se forma el petróleo

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La mayor parte del petróleo que conocemos se forma fundamentalmente a partir de zooplancton y fitoplancton marino que murió y se sedimentó junto con arcillas en los fondos marinos en unas condiciones de falta de oxígeno (anoxia).

Esto hace que la materia orgánica de estos organismos no se descomponga y que sea enterrada gradualmente al continuar la sedimentación en estas cuencas marinas.

Zooplancton. Especie no identificada de copepoda. Imagen de Uwe Kils – English Wikipedia. CC BY-SA 3.0

Presión y temperatura

Con el enterramiento aumentan también la presión y la temperatura. Los sedimentos arcillosos que contienen la materia orgánica se trasforman en una roca que llamamos lutita.

Hay que imaginarse que esto en algunas ocasiones se ha producido a escala planetaria y ha generado capas de decenas o centenares de metros de espesor con porcentajes de materia orgánica que pueden superar el 10%.

Capas de lutitas y margas de origen marino con contenidos altos de materia orgánica. Cuenca de Jaca, Pirineo Oscense. Imagen de Javier Elez.
Capas de lutitas y margas de origen marino con contenidos altos de materia orgánica. Cuenca de Jaca, Pirineo Oscense. Imagen de Javier Elez.

En ocasiones, estos mismos procesos se han dado en lagos de gran tamaño, que atraparon cantidades importantes de materia orgánica en los sedimentos de su fondo, generando condiciones similares (más reducidas en tamaño) a las producidas en las cuencas marinas.

Cuando los contenidos en materia orgánica son altos y la roca es capaz de generar hidrocarburos, se la suele denominar informalmente roca madre (hot shale o black shale en terminología anglosajona).

El incremento de presión, pero sobre todo el de temperatura, hace que la materia orgánica (CHONP) se transforme en petróleo.

Esto ocurre en una ventana de temperaturas pequeña que va desde los 50 a los 150ºC, ya que:

  • Por encima (175º C), el petróleo termina desnaturalizándose y transformándose primero en gas y después en carbono.
  • Y por debajo de 50ºC no existe transformación.
Sondeo para la explotación de petróleo. El testigo recuperado está teñido de negro por el crudo. Imagen cedida por Israel Polonio.

Como ves, las condiciones ambientales globales y geológicas para que se formen esas rocas que contienen tanta cantidad de materia orgánica son complejas:

  • Anoxia en los océanos (poco oxígeno).
  • Alta productividad biótica (mucha vida).
  • Sedimentación de arcillas.
  • Enterramiento.
  • Incremento de presión y temperatura.

Sin embargo, estas situaciones las hemos tenido reiteradas veces a lo largo de la evolución del planeta (en repetidas ocasiones durante los periodos Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico).

Las condiciones para la formación de petróleo se han dado repetidas veces a lo largo de la historia de la Tierra, en el Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico. Descubre cuánto abarcan estas eras en la Tabla Cronoestratrigráfica Internacional.

Y en ocasiones han afectado a gran parte del planeta al mismo tiempo; por eso hay petróleo en tantos lugares diferentes del mundo.

Las condiciones ambientales globales y geológicas favorables para la formación del petróleo se han dado muchas veces a escala planetaria. En este gráfico se puede ver la producción de petróleo en todo el mundo en el año 2019, lo que da una idea de su distribución global. Fuente de los datos: BP Statistical Review of World Energy; gráfico: https://ourworldindata.org/fossil-fuels.

Petróleo de origen vegetal

En menor cantidad también hay una serie de hidrocarburos que vienen derivados del enterramiento de materia orgánica de origen vegetal continental (árboles y similares).

El ejemplo típico: en zonas de desembocadura de ríos en deltas en las que el rio arrastra la vegetación y la acumula en zonas preferentes junto con los sedimentos del delta. Sabemos que este proceso, aunque tiene un alcance geográfico menor, también se ha producido innumerables ocasiones a lo largo de la historia del planeta.

¿En cuánto tiempo se forma el petróleo?

Es difícil saber cuánto tiempo se necesita para que tenga lugar la transformación de la materia orgánica en petróleo, ya que el tiempo geológico es un elemento que no podemos simular en un laboratorio. Pero habitualmente hablamos de cientos de miles a millones de años.

Muestras tomadas de sondeos de exploración de hidrocarburos teñidas de negro en donde destaca la materia orgánica, el petróleo. De Israel Polonio.
Muestras tomadas de sondeos de exploración de hidrocarburos teñidas de negro en donde destaca la materia orgánica, el petróleo. De Israel Polonio.
Muestras tomadas de sondeos de exploración de hidrocarburos bajo luz ultravioleta en donde destaca la materia orgánica, el petróleo. De Israel Polonio.
Muestras tomadas de sondeos de exploración de hidrocarburos bajo luz ultravioleta en donde destaca la materia orgánica, el petróleo. De Israel Polonio.
Muestras tomadas de sondeos de exploración de hidrocarburos teñidas de negro (arriba) y bajo luz ultravioleta (abajo) en donde destaca la materia orgánica, el petróleo. Imágenes proporcionadas por Israel Polonio.
Geoarqueología, La Moraña, Métodos de datación, Minerales y rocas

Los otros «relojes de arena». Método de datación por OSL

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Texto y gráficos – Ana Isabel Casado Gómez

Los clásicos relojes de arena cronometran el tiempo en función de lo que tarda en pasar la arena que contienen por su estrecha cintura. Pero existe otro tipo de «relojes en la arena» que nos permiten contar el tiempo gracias a su estructura cristalina y a la luz, proporcionándonos un práctico método de datación: la Luminiscencia Ópticamente Estimulada u OSL.

El método de datación por OSL, por su acrónimo en inglés (Optically Stimulated Luminescence), se emplea principalmente en materiales sedimentarios detríticos (como la arena y los limos de las dunas de La Moraña).

Este método tiene un rango de aplicación de entre 6 y 800.000 años, aunque no para de optimizarse y se han llegado a datar sedimentos de 1,5 Ma (Bartz et al., 2019).

Esta técnica se desarrolló ante la necesidad de datar de manera directa los sedimentos, sin utilizar materia orgánica a la que aplicarle la datación por Carbono-14, ya que no siempre se encuentran restos biológicos en los sedimentos. Además, el límite de datación del Carbono-14 es menor (60.000 años) y es a veces insuficiente.

Cómo funciona

Para la datación por OSL se utiliza el cuarzo. Esto supone una gran ventaja frente a otras técnicas ya que el cuarzo es uno de los minerales más duros, resistentes y abundantes de la superficie terrestre.

Con el método de luminiscencia ópticamente estimulada se data el último momento en que un material de origen sedimentario estuvo expuesto a la luz solar, el momento de su sedimentación y enterramiento.

¿Qué le sucede al cuarzo cuando recibe luz solar? ¿Y cuando se entierra y deja de recibir esa luz?

Cuando los sedimentos se encuentran en la superficie, la radiación solar visible «limpia» el cuarzo eliminando cualquier electrón que pudiera encontrarse atrapado en su estructura, esto se conoce como blanqueamiento. (Figs. 1.A).

Al enterrarse el sedimento y dejar de estar radiado por el Sol, el cuarzo comienza a recibir un débil flujo de partículas radiactivas (alfa α, beta β y gamma γ) provenientes de elementos radiactivos que forman parte de otros minerales del propio sedimento (como el torio, el uranio y el potasio-40 de la biotita, la circonita, el apatito o el esfeno, o el potasio-40 de los feldespatos blancos y rosas).

La consecuencia de esta radiación natural propia del sedimento es la acumulación progresiva de electrones en trampas dentro de la estructura cristalina de los cuarzos: cuanto más tiempo permanezcan los cuarzos enterrados y protegidos de la luz, más electrones acumularán en su estructura (Figs. 1.B).

Fig. 1. Esquema de los procesos radiactivos que tienen lugar en los sedimentos, tanto a macroescala como a microescala. A) Cuando el cuarzo es radiado por la luz solar y su estructura está libre de electrones. B) Cuando el cuarzo queda enterrado y afectado por otras radiaciones que no son la solar, acumulando electrones en su estructura cristalina.

¿Cómo se recogen las muestras en el campo?

Para poder emplear este método con éxito, es necesaria una recogida muy meticulosa de las muestras en el campo. Para ello:

  1. Se introduce un tubo metálico dentro del sedimento (Fig. 2A) para proteger la muestra de la luz, y evitar así la pérdida de los electrones acumulados en los cuarzos. El tubo se coloca perpendicular a la superficie del afloramiento y se introduce en el sedimento. Se extrae un testigo dejando un agujero cilíndrico en el sedimento.
  2. Posteriormente, con un taladro de corona circular (Fig. 2B), se extrae el sedimento que hay alrededor de la muestra para hacer medidas sobre este sedimento en el laboratorio.
  3. Por último, se introduce un dosímetro en el agujero y se toman medidas de radiación gamma (γ) in situ (Fig. 2C).
Fig. 2. Fotografías del proceso de recogida de muestras para datación por OSL. A) Detalle de la extracción de la muestra. Una persona sujeta el tubo metálico mientras que otra lo golpea con una maza hasta conseguir introducirlo en el sedimento y extraer la muestra protegida de la luz. B) Recogida del sedimento colindante a la muestra para medir la humedad, los elementos radiactivos y la radiación beta (β) del sedimento. C) Dosímetro midiendo la radiación gamma (γ) en el interior del sedimento. Fotografías: AI Casado.

¿Y qué hacemos con las muestras en el laboratorio?

Una vez en el laboratorio, los granos de cuarzo se separan del resto de minerales. Esto se hace en un cuarto oscuro (como los de revelado de fotografías en papel) empleando una tenue luz roja cuya radiación no interfiere con los electrones atrapados en la estructura del cuarzo (Figs. 3A).

Separados los cuarzos, se exponen a una radiación visible controlada semejante a la radiación visible solar. Al iluminar los cuarzos, los electrones que habían quedado atrapados en su estructura durante su enterramiento emiten una señal luminiscente que permite contabilizar cuántos electrones se han acumulado (esta cantidad de electrones se conoce como paleodosis) (Figs. 3B).

Fig. 3. Esquema de los procesos radiactivos que tienen lugar en los sedimentos, tanto a macro como a microescala, en el laboratorio. A) Cuando el cuarzo es radiado por una tenue luz roja. B) Cuando se radia con una luz similar a la solar, permitiendo contabilizar los electrones atrapados en su estructura cristalina.

La datación

¿Y cómo sabemos cuántos años suponen los electrones contabilizados?

Como cada sedimento es diferente, hay que evaluar en el laboratorio cuál es la dosis de radiación natural del sedimento tomado alrededor de la muestra (Fig. 2B) conociendo la radiación gamma (γ) y midiendo la humedad, los elementos radiactivos y las partículas beta (β).

Con todos estos datos, se puede evaluar cuántos electrones puede generar cada muestra en un año (dosis anual).

Al dividir la dosis acumulada en la muestra de manera natural, la paleodosis, (que se ha obtenido contabilizando los electrones atrapados en el cuarzo en el paso anterior) entre la dosis anual obtenida experimentalmente, se puede conocer cuántos años hace que se produjo la sedimentación de la muestra.

  • De esta forma, si los cuarzos han recibido poca dosis cada año (dosis anual) y han acumulado muchos electrones (paleodosis), la edad es alta.
  • Si la dosis anual que recibían los cuarzos era muy grande, aunque haya acumulados muchos electrones tendrán una edad baja.

Por eso es necesario medir la dosis anual de cada muestra.

Resumiendo…

La datación por OSL o datación por Luminiscencia Ópticamente Estimulada se emplea para conocer la edad del momento de sedimentación de un depósito que contenga granos de cuarzo (Fig. 4).

La radiación solar mantiene los cuarzos superficiales «limpios» de cualquier otra radiación que pudieran acumular durante la erosión y el transporte.

Cuando se produce la sedimentación, los cristales de cuarzo enterrados que ya no reciben radiación solar comienzan a recibir una radiación débil procedente de elementos radiactivos de los minerales que los rodean, y acumulan electrones en su estructura.

Los cristales de cuarzo se «llenan» de electrones de manera gradual, a un ritmo constante en el tiempo (dosis anual).

Y es el contaje de esos electrones lo que determina la paleodosis, con lo que se puede calcular cuánto tiempo ha pasado desde que quedaron enterrados y dejaron de recibir luz solar.

Cuando se iluminan de nuevo esos cuarzos con una radiación visible similar a la solar, los electrones atrapados en el cuarzo se liberan emitiendo una señal luminiscente.

Midiendo esos electrones y la dosis anual del sedimento, se puede saber cuántos electrones estaban atrapados en el cuarzo y calcular la edad en que se produjo la sedimentación.

Fig. 4. Gráfica resumen de la acumulación de radiación beta (β) en el cuarzo en función del tiempo y de las condiciones de exposición a la luz (modificado de Aitken, 1998)

¿Sabías que… el feldespato también tiene la capacidad de albergar electrones en trampas de su estructura cristalina, por el mismo proceso que el cuarzo? Para la datación con feldespatos el procedimiento es similar al OSL, pero se emplea radiación infrarroja para estimular la luminiscencia. En ese caso, se denomina IRSL o Luminiscencia estimulada por infrarrojos.

Referencias

Geología planetaria, Minerales y rocas

La Luna tiene colores: ¡Los de su geología!

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¿De qué color es la Luna?

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

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

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

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

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

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

Los colores de la Luna

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

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

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

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

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

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

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

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

Actividades docentes relacionadas

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

Referencias