La huella que los planetas dejan en las rocas

Autor: Gabriel Castilla Cañamero

Es el paisaje, formado por acontecimientos geológicos en periodos muy largos, lo que hace que el agua se concentre en ríos y fluya por un curso preestablecido, y lo que impone límites hasta a las caóticas turbulencias del clima.

La creación de lo sagrado. Walter Burkert, 2009

¿Es posible que las rocas terrestres conserven la huella de planetas tan lejanos como Venus, Marte o Júpiter?

La respuesta se encuentra en las pequeñas perturbaciones gravitatorias que los planetas ejercen unos sobre otros. Estas interacciones modifican lentamente la órbita de la Tierra y, con ella, la distribución de la radiación solar que recibe. Sus efectos sobre el clima pueden alterar los procesos de sedimentación y dejar señales reconocibles en las rocas. Pero el descubrimiento más extraordinario es que esas mismas huellas geológicas pueden ayudarnos a reconstruir la historia de las órbitas planetarias.

Dos Shackleton frente al hielo

En 1915 el buque Endurance quedó atrapado en el mar de Weddell. El explorador Ernest Shackleton lideraba la Expedición Imperial Transantártica (1914-1917) con la intención de atravesar por tierra el continente blanco; pero terminó librando una lucha épica por sobrevivir en uno de los territorios más hostiles del planeta: Éramos intrusos indefensos en un mundo extraño, cuyas vidas dependían del juego de fuerzas elementales y sombrías que se burlan de nuestros esfuerzos insignificantes (Figura 1). De los 28 hombres del Endurance, 6 eran científicos. Uno de ellos, el geólogo escocés James Wordie, se había especializado en el estudio de glaciares, y su presencia constataba el interés que ya entonces había por estudiar la historia climática de la Tierra.

Figura 1. El Endurance atrapado en la banquisa del océano Antártico, donde permaneció atrapado unos diez meses hasta hundirse. En 2022 se localizaron sus restos a 3008 metros de profundidad. Placa positiva Paget Color tomada por Frank Hurley en 1915. Fuente: Colección de la Biblioteca Estatal de Nueva Gales del Sur.

Durante el siglo XIX los naturalistas aprendieron a reconocer las huellas de antiguas glaciaciones. Los bloques erráticos, las morrenas y los característicos valles con forma de U excavados por el hielo obligaban a admitir que el clima había cambiado profundamente. Pero reconocer las huellas de una glaciación no explicaba su causa (Figura 2). ¿Qué hacía que el hielo continental creciera durante decenas de miles de años y después retrocediera? ¿Durante cuánto tiempo se habían sucedido aquellos episodios en la historia de la Tierra?

Figura 2. A principios del siglo XIX los geólogos observaron con desconcierto que las laderas de las montañas del Jura estaban repletas de rocas alpinas cuyo origen se encontraba en el macizo del Mont Blanc, a cientos de kilómetros de distancia. Estas rocas, que fueron transportadas por un glaciar, reciben el nombre de bloques erráticos. Pierre-à-Bot (Piedra del Sapo) es considerado el primer bloque errático que fue estudiado científicamente. Se trata de un gran bloque de granito de unas 3.000 toneladas situado en Neuchâtel, Suiza. En 1837 el geólogo Louis Agassiz lo utilizó como prueba ante la Sociedad Helvética de Ciencias Naturales para presentar su teoría de las glaciaciones. Fuente: Wikimedia Commons.

Al pensar en el comienzo de una glaciación resulta fácil imaginar inviernos cada vez más fríos; pero Milutin Milankovitch, ingeniero y matemático de origen serbio, prestó especial atención a otra estación. Para que un manto de hielo crezca importa mucho más lo que ocurre con la nieve cuando llega el verano. Si una parte sobrevive puede acumularse año tras año y terminar formando hielo glaciar. Durante la primera mitad del siglo XX Milankovitch desarrolló una teoría astronómica que relacionaba esa posibilidad con los cambios en la radiación solar (insolación) recibida por la Tierra como consecuencia de las variaciones que experimentan tanto la geometría de la órbita como la inclinación del eje de rotación.

La propuesta ofrecía una posible explicación para los avances y retrocesos del hielo, pero también se enfrentaba a serios retos. El más destacado es el conocido como problema del forzamiento débil, que podemos resumir con una pregunta: ¿cómo explicar unas transformaciones climáticas tan grandes si los cálculos señalan que las variaciones orbitales apenas modifican el promedio global anual de la insolación?

Entre la variación de la insolación y la respuesta del clima existe toda una cadena de procesos y relaciones causales que el modelo matemático de Milankovitch necesitaba, pero que apenas se habían empezado a dilucidar. Además, a principios del siglo XX tampoco se disponía de registros climáticos lo suficientemente largos y bien datados. Y es aquí donde entra en escena Nicholas Shackleton, pariente lejano de Ernest, junto a los geólogos James Hays y John Imbrie.

En 1976 publicaron en la revista Science un trabajo fundamental para la paleoclimatología: Variations in the Earth’s Orbit: Pacemaker of the Ice Ages [Variaciones en la órbita terrestre: el marcapasos de las glaciaciones]. Mediante el estudio de los isótopos de oxígeno presentes en los caparazones de foraminíferos planctónicos, principalmente en Globigerina bulloides, conservados en los sedimentos del océano Índico, aportaron una prueba empírica decisiva del vínculo existente entre los ciclos orbitales y las oscilaciones climáticas.

Figura 3. El foraminífero Globigerina bulloides con espinas defensivas (izquierda). Dibujo realizado por John James Wild, artista de la Expedición Challenger, y que fue publicado en 1877. La micrografía electrónica de barrido (derecha) fue realizada por la National Oceanic and Atmospheric Administration. Fuente: Wikimedia Commons/NOAA.

¿Cómo nos permiten los foraminíferos conocer el clima del pasado?

Los foraminíferos son organismos unicelulares, muchos de los cuales construyen caparazones de carbonato cálcico. En ellos queda conservada una señal química relacionada con las condiciones del agua donde vivieron: la proporción entre los isótopos de oxígeno 18 (¹⁸O) y oxígeno 16 (¹⁶O). Los isótopos son átomos de un mismo elemento que tienen el mismo número de protones, pero distinto número de neutrones y, por tanto, diferente masa.

Para comprender su relación con las glaciaciones hay que seguir el viaje del agua. En los océanos, las moléculas de agua que contienen el isótopo ligero (¹⁶O) se evaporan con mayor facilidad, de modo que el vapor formado presenta una menor proporción de ¹⁸O que el agua de la que procede. A medida que las masas de aire húmedo se desplazan hacia regiones más frías, parte del vapor se condensa y produce precipitaciones, que retiran preferentemente las moléculas con el isótopo pesado. El vapor restante se empobrece así progresivamente en ¹⁸O. Este proceso de «destilación» explica por qué la nieve que alimenta los grandes mantos de hielo continental es relativamente rica en ¹⁶O. Cuando esa agua queda retenida sobre los continentes, aumenta la proporción de ¹⁸O en el océano. Durante el deshielo, el agua regresa al mar y ese enriquecimiento disminuye.

Los caparazones de los foraminíferos pueden conservar la huella de estos cambios, pero su composición isotópica también depende de la temperatura del agua en la que se forman: a igual composición isotópica del agua, el carbonato incorpora una mayor proporción de ¹⁸O cuanto menor es la temperatura. Por ello, su señal combina información sobre el volumen de hielo continental y la temperatura oceánica, además de otros factores locales.

En los testigos de sondeo —columnas de sedimentos extraídas del fondo marino— estudiados en 1976, Hays, Imbrie y Shackleton analizaron las variaciones isotópicas de los caparazones de G. bulloides. Este registro, junto con otros indicadores climáticos, les permitió investigar las oscilaciones del clima durante los ciclos glaciares e interglaciares y su relación con las variaciones orbitales de la Tierra (Figura 4).

Figura 4. Esquema conceptual del procedimiento empleado para reconstruir cambios climáticos a partir de sedimentos marinos. A la izquierda se representa la extracción de un testigo y su muestreo a distintas profundidades. En el centro, las muestras se procesan para aislar foraminíferos, cuyos caparazones de carbonato cálcico conservan información sobre la composición isotópica del agua en la que vivieron. A la derecha, las variaciones de δ¹⁸O reflejan cambios relacionados con la temperatura oceánica y el volumen de hielo continental. En términos generales, los valores más elevados suelen asociarse a condiciones más frías y un mayor volumen de hielo. La curva es ilustrativa y no reproduce mediciones reales. Fuente: Elaboración propia con IA sobre la idea de Hays et al. (1976).

La comparación de registros isotópicos ha permitido reconocer una sucesión de estadios isotópicos marinos conocidos como MIS, por las siglas de Marine Isotope Stages. Se numeran desde el presente hacia el pasado: el MIS 1 incluye el Holoceno (H en la Figura 5), que es la época en la que vivimos. Los números impares identifican intervalos cálidos y los pares intervalos fríos. Conviene matizar que no todos los impares corresponden a interglaciares completos: el MIS 3, por ejemplo, fue un intervalo del último periodo glaciar con condiciones menos extremas que las de su máximo.

Figura 5. La huella de las oscilaciones climáticas en el registro isotópico marino durante los últimos 2,6 millones de años. La curva representa variaciones de δ¹⁸O, un parámetro que expresa la composición isotópica del oxígeno respecto a un patrón de referencia, en partes por mil (‰). Su evolución combina información sobre el volumen de hielo continental y la temperatura oceánica. Los valores mayores de δ¹⁸O aparecen abajo y se corresponden con estadios relativamente fríos (números pares en azul). Para simplificar, solo se han rotulado los dos primeros y los dos últimos. Fuente: Adaptado de Silva et al. (2017).

El verano que conserva la nieve

Para entender la hipótesis de Milankovitch es necesario que nos detengamos un momento en los tres parámetros astronómicos que condicionan la insolación: excentricidad, oblicuidad y precesión.

La excentricidad (e) describe cuánto se aparta la órbita de una circunferencia perfecta (e = 0). La excentricidad de la órbita terrestre es pequeña, pero su forma varía y contiene componentes con periodos próximos a 100.000 años y un ciclo largo de unos 405.000 años (Figura 6).

Figura 6. A la izquierda se comparan una órbita circular (e = 0) con una de excentricidad e = 0,06. A la derecha se exagera su forma para mostrar que el Sol ocupa uno de los focos de la elipse y distinguir el perihelio (punto de máxima proximidad al Sol) del afelio (el más alejado). La excentricidad terrestre varía en ciclos de diferente duración. Fuente: Elaboración propia con asistente de IA, inspirada en Martín-Chivelet et al. (2015).

La oblicuidad es la inclinación del eje de rotación respecto a la perpendicular al plano de la órbita. Su valor actual es de 23,4 grados, pero en el pasado reciente ha oscilado entre 22,1 y 24,5 grados, con un periodo dominante de unos 41.000 años (Figura 7).

Figura 7. En esta figura se comparan las oblicuidades de 22,1° y 24,5° durante el solsticio de verano del hemisferio norte. En los días de verano, una inclinación menor del eje de rotación a 65° N (izquierda)  disminuye el número de horas de luz. Por el contrario, una inclinación mayor del eje (derecha) eleva el Sol sobre el horizonte y alarga el número de horas de luz. Los rayos de la parte inferior representan radiación: una superficie igual intercepta más radiación cuando la incidencia es menos oblicua. En esta figura se ha exagerado la diferencia y se ha simplificado para facilitar la comprensión del proceso. Fuente: Elaboración propia con asistente de IA en base a Martín-Chivelet et al. (2015).

El eje de rotación terrestre también cambia lentamente de orientación, como el bamboleo de una peonza. Esa precesión axial, que se manifiesta en el desplazamiento de los equinoccios respecto a las estrellas, tarda unos 26.000 años en completar una vuelta. La propia elipse orbital también cambia de orientación y la combinación de ambos movimientos determina la posición de las estaciones respecto al perihelio, el punto de máxima proximidad al Sol, y al afelio, el más alejado (Figura 8). Este cambio se conoce como precesión climática y presenta ritmos principales de unos 19.000 y 23.000 años.

Figura 8. El eje terrestre cambia de orientación mediante la precesión axial (A). También cambia la orientación de la elipse orbital, mediante la precesión apsidal (B). La combinación de ambos movimientos (A+B) desplaza las estaciones respecto al perihelio y al afelio: el verano boreal puede coincidir con una mayor o menor proximidad al Sol. Las elipses y los tamaños de los astros no están a escala. Fuente: Elaboración propia con asistente de IA en base a Martín-Chivelet et al. (2015).

Aunque los hemos descrito por separado, la excentricidad, la oblicuidad y la precesión actúan a la vez. Cuanto mayor es la excentricidad, mayor puede ser el contraste de insolación asociado a que una estación coincida con la proximidad o la lejanía del Sol. Una órbita casi circular reduce ese efecto. La astronomía establece así un conjunto de ritmos capaces de favorecer o dificultar la supervivencia estival de la nieve.

La respuesta climática terrestre añade además su propia complejidad en forma de bucles de retroalimentación. Cuando se extiende la cubierta de nieve y hielo aumenta el albedo, es decir, la proporción de radiación solar reflejada al espacio. Al absorberse menos energía, el enfriamiento puede reforzarse. Un planeta con extensos mantos de hielo responde de manera distinta a otro que apenas los tiene. Por otro lado, los océanos redistribuyen calor y los gases de efecto invernadero modifican el balance energético. En resumen: la evolución del clima depende tanto de su estado previo como de las interacciones entre sus componentes.

¿Sabías que uno de los interglaciares más intensos del Cuaternario se desarrolló bajo un forzamiento solar estival relativamente débil? Hace unos 425.000 años comenzó un episodio climático extraordinario conocido como estadio isotópico marino 11c (MIS 11c). Durante este prolongado interglaciar retrocedieron grandes masas de hielo continental y el nivel del mar llegó a situarse varios metros por encima del actual. Sin embargo, ocurrió algo aparentemente contradictorio: la órbita terrestre presentaba una excentricidad muy baja y las variaciones de insolación estival eran relativamente débiles. ¿Cómo pudo una variación tan modesta de la insolación acompañar una transformación climática tan intensa? En 2024, un equipo internacional de investigadores publicó en Nature Communications un estudio basado en el análisis de espeleotemas, depósitos minerales formados en cuevas, procedentes de Bàsura, en el norte de Italia. Sus resultados situaron el comienzo de condiciones cálidas y húmedas en aquella región hace unos 423.000 años, durante un primer máximo débil de insolación estival. Sin embargo, en las altas latitudes del hemisferio norte persistían grandes mantos de hielo y el nivel del mar todavía estaba por debajo del actual. La explicación de la intensidad posterior del interglaciar podría encontrarse en el comportamiento de los océanos. Según la interpretación de los investigadores, una circulación atlántica vigorosa habría sostenido durante unos 15.000 años el transporte de calor hacia latitudes altas. Ese aporte prolongado habría favorecido la pérdida de hielo continental y contribuido a que el sistema climático alcanzara su máximo interglaciar hace unos 410.000 años, durante un nuevo máximo de insolación también relativamente débil. El MIS 11c nos recuerda algo fundamental: los ciclos astronómicos pueden marcar el ritmo de los cambios climáticos, pero no determinan por sí solos su intensidad.

La huella astronómica en las rocas

Imaginemos una pared de roca en la que se alternan capas de distinta naturaleza, por ejemplo caliza y marga. Si esos cambios litológicos reflejan variaciones ambientales repetidas, quizá contengan un ritmo. La cicloestratigrafía estudia precisamente la ciclicidad conservada en las sucesiones sedimentarias y trata de establecer sus causas. Cuando se reconoce una señal de origen astronómico hablamos de astroestratigrafía.

El vínculo entre el cielo y una capa de roca pasa por procesos terrestres. Los cambios de insolación pueden alterar las lluvias y la evaporación, la erosión en una cuenca o la precipitación química en sus aguas. Esas respuestas modifican el aporte de arcilla, la formación de carbonatos o la conservación de materia orgánica. Una oscilación orbital puede quedar expresada como una variación en la composición de las rocas o en su contenido fósil. La señal que medimos es el resultado de esa transformación ambiental, que puede dejar alternancias como las representadas en la Figura 9 y sucesiones estratificadas como la de la Figura 10.

Pero no toda alternancia sedimentaria tiene un origen astronómico. Para investigarlo, se toman muestras a lo largo de la sucesión y se miden propiedades como el contenido en carbonato cálcico. El análisis estadístico permite buscar patrones de repetición y comprobar si sus relaciones son compatibles con las de los ciclos orbitales. La dificultad es que medimos distancias entre capas, no directamente tiempo: la velocidad de sedimentación puede cambiar y parte del registro puede faltar.

Por eso es necesario contrastar la interpretación con otras evidencias estratigráficas y cronológicas, sin dar por demostrado de antemano el ritmo que se busca.

Si utilizamos una señal astronómica bien identificada para construir una escala temporal, entramos en el terreno de la astrocronología.

La duración atribuida a un ciclo y el número de repeticiones conservadas permiten estimar cuánto tiempo representa una sucesión, siempre que se tengan en cuenta sus posibles interrupciones. Para situar esa cronología en el pasado podemos recurrir a un anclaje independiente: por ejemplo, la datación radiométrica mediante el método uranio-plomo de cristales de circón presentes en una capa de ceniza volcánica intercalada entre los sedimentos. Así combinamos la duración registrada por los ciclos con una edad de referencia.

Figura 9. Esquema conceptual de cómo las variaciones ambientales pueden originar sucesiones sedimentarias cíclicas. A la izquierda se comparan dos situaciones: durante los periodos más húmedos aumenta la escorrentía y el transporte de materiales detríticos hacia la cuenca; durante los más secos disminuye ese aporte. En el centro se muestra cómo los cambios en el aporte de arcillas y en la producción y conservación de carbonatos pueden favorecer la alternancia de margas y calizas. A la derecha se representa cómo el muestreo de una sucesión permite obtener un registro de las variaciones del contenido relativo de carbonato cálcico (CaCO₃). Es un modelo simplificado: otros procesos pueden modificar o borrar la señal, y su origen astronómico debe comprobarse mediante evidencias adicionales. Fuente: Elaboración propia con asistente de IA.

¿Sabías que también hay estratos en España que guardan la huella de los ciclos de Milankovitch? En los acantilados de Zumaia y Sopela, en el País Vasco, las alternancias de calizas y margas conservan ritmos de sedimentación relacionados con la precesión y la excentricidad. Estas rocas se formaron en el mar durante el Maastrichtiense, al final del Cretácico y antes de la extinción de los dinosaurios no avianos, hace unos 66 millones de años. Batenburg y colaboradores reconocieron en 2014 trece ciclos de 405.000 años, con una duración total de 5,3 millones de años (Figura 10). También los antiguos lagos dejaron registros de estos cambios. En la cuenca de Cameros, entre La Rioja y Soria, los depósitos del Grupo Enciso conservan una sucesión de ambientes lacustres y aluviales del Cretácico Inferior. En un trabajo publicado en 2020, Arsenio Muñoz y colaboradores estudiaron una sucesión de más de un kilómetro de espesor e identificaron periodicidades compatibles con la excentricidad, la oblicuidad y la precesión. A partir de su interpretación propusieron que los depósitos estudiados representaban unos  cinco millones y medio de años. En Sorbas, Almería, los ciclos de sedimentación del final del Mioceno, hace unos 5,96 millones de años, ofrecen otro ejemplo. Krijgsman y colaboradores estudiaron en 2001 la alternancia de capas de yeso con sedimentos ricos en materia orgánica, pudiéndola relacionar con cambios climáticos vinculados a la precesión. Estos registros han ayudado a establecer la cronología de la crisis de salinidad del Mediterráneo

Figura 10. Estratos verticales del flysch de Zumaia, en el Geoparque de la Costa Vasca, Guipúzcoa, País Vasco. La fotografía muestra la rasa mareal de la playa de Itzurun, donde la marea baja deja al descubierto capas de distinta resistencia a la erosión del mar Cantábrico. La imagen ilustra el paisaje estratificado de Zumaia, sin identificar el tramo concreto analizado en el estudio citado. Fotografía de Gabriel Castilla Cañamero.

¿Por qué cambian la órbita, la inclinación y la orientación del eje terrestre?

La gravedad del Sol domina la órbita terrestre, pero los demás planetas introducen pequeñas perturbaciones que modifican su forma, su orientación y la inclinación de su plano. Por su parte, la Luna y el Sol ejercen fuerzas sobre el abultamiento ecuatorial de la Tierra y provocan la precesión de su eje. La interacción entre el movimiento del eje y los cambios del plano orbital también hace variar la oblicuidad, es decir, la inclinación del eje respecto a la perpendicular a ese plano. De esta dinámica conjunta surgen los ritmos astronómicos que hemos descrito. El ciclo de excentricidad de unos 405.000 años, reconocido en los registros sedimentarios de Zumaia y Sopela, corresponde a la diferencia entre dos frecuencias de precesión de los perihelios asociadas principalmente a Venus y Júpiter.

Otra combinación de frecuencias, asociada principalmente a la Tierra y Marte, produce una modulación de la excentricidad cercana a 2,4 millones de años. En 2025, Stephen Kane, Pam Vervoort y Jonathan Horner exploraron la contribución de nuestro vecino mediante simulaciones en las que variaron la masa de Marte y calcularon cómo respondían los ritmos orbitales terrestres. Cuando la masa marciana se aproximaba a cero, la modulación de 2,4 millones de años dejaba de aparecer. El experimento permite aislar, dentro del modelo, el papel de Marte en la dinámica orbital de la Tierra (Tabla I).

TABLA I. Principales ritmos astronómicos de interés climático en el pasado reciente. Los periodos son aproximados y algunos han variado a lo largo de la historia terrestre. Basada en Martín-Chivelet et al. (2015), Olsen et al. (2019) y Zeebe y Lantink (2024).

Periodo aproximado	Variación	Origen del ciclo
2,4 millones de años	Modulación larga de la excentricidad	Diferencia entre frecuencias de precesión de los perihelios asociadas principalmente a la Tierra y Marte.
405.000 años	Excentricidad de periodo largo	Diferencia entre frecuencias de precesión de los perihelios asociadas principalmente a Venus y Júpiter.
105.000 años	Componentes de la excentricidad	Varias combinaciones de frecuencias de la dinámica orbital planetaria.
41.000 años	Oblicuidad	Relación entre la precesión del eje, debida principalmente al Sol y la Luna, y los cambios del plano orbital, debidos a perturbaciones planetarias.
26.000 años	Precesión axial	Acción gravitatoria del Sol y la Luna sobre el abultamiento ecuatorial terrestre.
19.000 -23.000 años	Precesión climática	Movimiento relativo entre las estaciones y el perihelio por la combinación de la precesión axial y la precesión de la órbita.

En ciencia, a veces la información que falta puede ser tan reveladora como la que se conserva. Un hiato estratigráfico es un intervalo de tiempo sin registro sedimentario, ya sea porque no se depositaron materiales o porque la erosión los eliminó. Aunque estas interrupciones dificultan la reconstrucción de una sucesión, su distribución en el tiempo puede revelar la repetición de determinadas condiciones ambientales.

En 2024, Adriana Dutkiewicz, Slah Boulila y Dietmar Müller analizaron un conjunto de 370 hiatos procedentes de 293 sondeos oceánicos, que abarcaba los últimos setenta millones de años. Mediante un análisis estadístico identificaron en su distribución temporal una señal cercana a los 2,4 millones de años, compatible, como acabamos de ver, con la modulación de la excentricidad asociada a Marte. Para explicar este patrón, propusieron que los cambios climáticos ligados a determinadas fases del ciclo pudieron intensificar la circulación oceánica profunda y favorecer la erosión del fondo marino. Así, la ausencia de sedimentos también puede conservar una huella indirecta de los ritmos astronómicos.

La frontera del cálculo astronómico

Llegados a este punto, parece razonable pensar que la astronomía debería permitirnos reconstruir las órbitas del pasado. Disponemos de las leyes físicas, medimos posiciones y masas y podemos calcular los movimientos con ordenadores cada vez más potentes. ¿Qué nos impide retroceder en el tiempo indefinidamente?

La dificultad está en el comportamiento caótico del Sistema Solar. En este contexto, caos significa sensibilidad a las condiciones iniciales. Dos cálculos que parten de estados muy parecidos, pero no idénticos, pueden separarse progresivamente hasta ofrecer historias orbitales distintas. Las pequeñas incertidumbres en las posiciones y los movimientos actuales se amplifican al reconstruir su evolución, incluso aunque ambos cálculos obedezcan las mismas leyes físicas.

Al retroceder unos cincuenta o sesenta millones de años, esa divergencia dificulta establecer una historia orbital detallada y única. Podemos seguir calculando escenarios posibles, pero necesitamos otras evidencias para distinguir cuáles se aproximan a lo que ocurrió. Es aquí donde las rocas adquieren una función inesperada: si una sucesión antigua conserva una señal climática de origen orbital, puede aportar información independiente sobre aquella dinámica. De esta forma, los sedimentos permiten contrastar distintas historias astronómicas posibles.

Paul Olsen y colaboradores denominaron Geological Orrery a este enfoque. Un orrery es un planetario mecánico que reproduce los movimientos del Sistema Solar mediante engranajes (Figura 11). En 2019, su equipo analizó sedimentos de antiguos lagos formados hace entre unos 223 y 199 millones de años. En ellos identificaron una modulación de la excentricidad asociada a la Tierra y Marte cuyo periodo era de aproximadamente 1,75 millones de años, frente a los cerca de 2,4 millones actuales. Esa diferencia aportaba una evidencia geológica del comportamiento caótico del Sistema Solar: las rocas permitían reconocer cómo habían cambiado sus ritmos mucho más allá del intervalo en el que los cálculos astronómicos ofrecen una reconstrucción única.

Figura 11. Esfera armilar con planetario mecánico (orrery), construida a finales del siglo XVIII. Este singular instrumento se conserva en los pasillos de la Biblioteca Apostólica Vaticana, en Roma. La pieza destaca por su intrincado sistema de ruedas dentadas en el eje central que permitía simular el movimiento orbital relativo de los planetas clásicos alrededor de un gran Sol dorado. En este sistema de minué no tenían cabida los movimientos caóticos impredecibles. Fotografía de Gabriel Castilla Cañamero.

Volver al hielo

Si esos ritmos modifican el clima, cabe preguntarse qué papel desempeñan en la historia de los seres vivos. Los organismos evolucionan en entornos que cambian, y las oscilaciones climáticas pueden alterar sus recursos y su distribución. Establecer una relación causal con una aparición o una extinción concreta exige pruebas adicionales, y la presencia de un ciclo astronómico no permite atribuir a Júpiter o a Marte un episodio evolutivo determinado.

Regresemos al Endurance. Para Ernest Shackleton el hielo tenía una presencia inmediata: se movía y trituraba el casco de aquel barco-refugio hasta engullirlo. Nicholas Shackleton estudió otra dimensión, siguiendo las huellas de grandes masas de hielo ya desaparecidas en la química de unos caparazones diminutos. Entre aquellas dos miradas se abre una historia que conecta la experiencia humana del frío con la dinámica de mundos lejanos.

Podemos levantar la vista y observar Venus, Marte o Júpiter, para después volver a bajarla hacia los estratos y descubrir que en los sedimentos y en el paisaje persiste la huella que estos mundos imprimieron en la órbita terrestre. Parafraseando a Burkert: así es como la distancia que separa el cielo de la roca queda reducida a la esencia de lo sagrado, una estrategia de supervivencia y adaptación.

Bibliografía y referencias

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