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

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Por Gabriel Castilla Cañamero

La educación científica no utiliza ningún equivalente al museo de arte o a la biblioteca de libros clásicos y el resultado es una distorsión, a veces muy drástica, de la percepción que tiene el científico del pasado de su disciplina.

La estructura de las revoluciones científicas.  Thomas S. Kuhn, 1962.

Durante décadas, la hipótesis del Gran Impacto ha sido el modelo dominante para explicar el origen de la Luna. Sin embargo, los avances en geoquímica isotópica y en simulaciones numéricas de alta resolución han revelado inconsistencias profundas entre los modelos y los datos. Lejos de tratarse de un problema cerrado, la formación de la Luna se ha convertido en uno de los ejemplos más reveladores de cómo progresa la geología planetaria: mediante hipótesis provisionales, anomalías inesperadas y revisiones de paradigma.

Anatomía de un olvido

La siguiente frase forma parte de la historia de la ciencia:

La explosión eviscerante [que formó la Luna] fue provocada por la colisión [contra la Tierra] de un planetoide que llegó con gran velocidad.

Esta hipótesis sobre la formación de nuestro satélite fue propuesta por el geólogo canadiense Reginald Aldworth Daly  (Figura 1) y publicada en 1946 en la revista Proceedings of the American Philosophical Society.
Daly era un científico respetado y, hasta su jubilación, fue jefe del Departamento de Geología de la Universidad de Harvard. Además, en aquel trabajo abordaba un tema controvertido y de gran interés para astrónomos, astrofísicos y geólogos. Sin embargo, fue completamente ignorado por la comunidad científica hasta caer en el olvido. ¿Cómo pudo suceder algo así?

Retrato en blanco y negro de Reginald Aldworth Daly, mayor con el pelo claro peinado hacia atrás, vestido con traje oscuro, camisa blanca y corbata; aparece de medio cuerpo, mirando a la cámara con expresión seria, y bajo la fotografía se ve una firma manuscrita.
Figura 1.   Geólogo visionario en muchos temas, Daly fue uno de los primeros en proponer la deriva continental (1926), el origen de la Luna como consecuencia de un gran impacto (1946), y que la estructura de  Vredefort  (Estado Libre de Sudáfrica) es un cráter de impacto gigante (1947). Fuente: Wikipedia Commons/Archivo de la Universidad de Harvard.

Desde Newton y Laplace el pensamiento dominante en el estudio de los astros era el uniformitarismo. Para la mecánica celeste el universo funcionaba como la maquinaria de un reloj exacto, y por tanto, predecible. Este paradigma impregnó otras ciencias, entre ellas la Geología, que encontró en el actualismo un marco de pensamiento para estudiar la Tierra. Si el presente es la clave del pasado, no es necesario recurrir a catástrofes bíblicas ni a intervenciones divinas para explicar la naturaleza de un paisaje o la presencia de un fósil en lo alto de una montaña. Por extensión, para conocer la naturaleza física de la Luna, solo había que observar con atención los procesos geológicos que actúan a nuestro alrededor. Cuando Daly publicó su artículo sobre el origen de la Luna, la comunidad científica asumía que los cráteres que podemos observar con un pequeño telescopio debían ser calderas de volcanes ya extintos.

Para aceptar los impactos como proceso geológico, era necesario identificarlos antes en la Tierra. Una de las contribuciones decisivas se la debemos al geofísico Alfred Wegener, padre de la teoría de la deriva continental. Wegener se interesó por el origen de los cráteres lunares tras su visita al campo de cráteres de impacto de Kaali, en la isla estonia de Saaremaa. Siguiendo el método hipotético-deductivo realizó diversos experimentos en el Instituto de Física de la Universidad de Marburgo (Alemania), generando cráteres de impacto sobre cemento en polvo. Con ello pudo establecer analogías entre lo observado en el campo, el resultado de sus experimentos y los cráteres de la Luna (Figura 2).

Composición en blanco y negro con tres fotografías del mismo cráter de impacto experimental: a la izquierda, vista cenital de una depresión circular con borde elevado; en el centro, vista oblicua donde se aprecia el relieve del borde y el interior del cráter; a la derecha, un corte en sección que muestra la cavidad y las capas del material deformadas; en las tres imágenes aparece una regla de escala en la parte inferior.
Figura 2. Cráter de impacto creado por Wegener en el laboratorio, visto desde tres puntos de vista distintos: cenital (izquierda), oblicua (centro) y en sección (derecha). Adaptado de Wegener (1921).

En 1921 publicó los resultados en un artículo que desde nuestra perspectiva podemos considerar histórico y visionario para la moderna geología planetaria. Solo hubo un problema: casi nadie se enteró. El artículo se escribió en alemán y Wegener moriría unos años después en Groenlandia durante una expedición. No fue hasta 1975, cuarenta y cinco años después de su muerte, que el artículo fue recuperado y traducido al inglés por el geólogo turco Ali Mehmet Celâl Sengör.

Desconocedores del artículo de Wegener, en el mundo anglosajón se considera que la incipiente revolución científica llegaría de la mano del astrónomo y empresario norteamericano Ralph Belknap Baldwin. Entre 1942 y 1943 publicó dos artículos en la revista Popular Astronomy donde defendía el origen por impacto de los cráteres lunares. Tanto Baldwin como Wegener eran intrusos en el campo de la Geología, por lo que sus ideas rondaron la marginalidad académica durante mucho tiempo. El impulso definitivo llegaría con la carrera espacial por alcanzar la Luna, gracias a los trabajos que realizaron los geólogos Robert Sinclair Dietz y Eugene Shoemaker.

Hoy concebimos el Sistema Solar como algo caótico donde los acontecimientos más asombrosos pueden haberse producido, especialmente al principio de la evolución (te lo contamos en esta entrada). Y esto es así porque la corriente de pensamiento que domina las actuales Ciencias de la Tierra es el neocatastrofismo, una visión del mundo que sostiene que los procesos geológicos de muy alta energía, como los impactos, han ocurrido con cierta regularidad en el trascurso de la historia de la Tierra.

Daly fue una víctima del paradigma de su tiempo. Cuando falleció en 1957 tenía 86 años, y por su labor científica y académica sendos cráteres en la Luna y Marte llevan su nombre.

Las tres hipótesis clásicas

Hasta mediados de la década de 1980 las enciclopedias y libros de texto de uso escolar recogían tres posibles hipótesis que trataban de explicar el origen de la Luna, tal y como veremos a continuación.

1. Hipótesis de la captura. Suponía que el satélite se formó en otro lugar del Sistema Solar y que en algún momento se desplazó de su órbita hasta ser apresado por la gravedad terrestre. La idea fue propuesta hacia 1909 por el astrónomo norteamericano Thomas Jefferson Jackson See y revisada en 1952 por el químico (y Premio Nobel) Harold Urey. Aunque en teoría la captura de un cuerpo tan grande es posible (recordemos que con un diámetro de 3.474 km nuestro satélite natural es el quinto en tamaño de todo el Sistema Solar), el proceso requiere de unas características orbitales tan precisas como poco probables (Figura 3.a).

Ilustración del espacio: la Tierra aparece a la derecha, con nubes y continentes visibles, y a la izquierda se ve un cuerpo gris similar a la Luna; varias líneas curvas alrededor de la Tierra representan trayectorias orbitales, sugiriendo un escenario de captura gravitatoria.
Figura 3.a. Visión artística de la hipótesis de captura. Adaptado de Taylor (1994).

Esta hipótesis quedó relegada cuando los análisis isotópicos de las rocas traídas por las misiones Apolo demostraron que la Tierra y la Luna se formaron en la misma región del espacio (Figura 4).

Gráfico de dispersión titulado “Relación de isótopos de oxígeno en muestras de la Tierra, Luna, Marte y Vesta”. El eje horizontal muestra ¹⁸O/¹⁶O y el vertical ¹⁷O/¹⁶O, ambos como desviaciones respecto a un estándar; una línea diagonal representa la línea de fraccionamiento terrestre. Los datos de la Luna (círculos) se agrupan sobre la misma línea que la Tierra, mientras que los de Marte (rombos) y Vesta (triángulos) forman grupos separados y aproximadamente paralelos, desplazados respecto a la línea terrestre. La idea visual principal es que Tierra y Luna coinciden isotópicamente, a diferencia de Marte y Vesta.
Figura 4. El oxígeno posee tres isótopos estables, que se diferencian únicamente en su masa debido al número de neutrones. El isótopo más abundante es el ¹⁶O, mientras que el ¹⁷O y el ¹⁸O son mucho más escasos en el Sistema Solar. Aunque químicamente se comportan igual, sus ligeras diferencias de masa provocan fraccionamientos isotópicos medibles. Estas variaciones se expresan como desviaciones respecto a un valor estándar: el agua oceánica media (SMOW) de la Tierra.El concepto clave de este tipo de diagramas es la llamada línea de fraccionamiento terrestre, que es dependiente de la masa (línea diagonal). En 1976, Robert Clayton y sus colaboradores demostraron que las rocas de la Tierra y de la Luna se sitúan exactamente sobre esta misma línea, mientras que meteoritos y materiales procedentes de cuerpos como Marte o Vesta definen líneas paralelas desplazadas. Estas diferencias no pueden explicarse por procesos geoquímicos internos, sino que reflejan la existencia de reservorios isotópicos distintos en el sistema solar primitivo. La coincidencia isotópica entre la Tierra y la Luna demuestra un origen común en la misma región de la nebulosa solar, lo que descarta que la Luna se formara en otro lugar, lejos de la Tierra. Adaptado de Clayton et al. (1976).

¿Sabías que…
… en 2024 investigadores de la Universidad de Penn State han rescatado la hipótesis de captura? Según su propuesta la Luna no viajaba sola, sino que formaba parte de un sistema binario. Al pasar cerca de nuestro planeta la gravedad terrestre pudo romper ese dúo, quedándose con la Luna y lanzando lejos al otro objeto. Este mecanismo de captura mediante intercambio es similar al propuesto para explicar la posible captura de Tritón por parte de Neptuno. La captura permitiría que la Luna se hubiera formado en la misma zona del espacio que la Tierra, lo que explicaría por qué los isótopos de oxígeno son idénticos en ambos cuerpos. Además, también explicaría por qué la órbita de la Luna está tan inclinada respecto al plano ecuatorial terrestre, algo típico de una captura. Aunque este nuevo modelo ha sido recogido por los medios de comunicación, no ha tenido una gran acogida por parte de la comunidad científica.

2. Hipótesis de la fisión. Este modelo defiende que bajo condiciones de una rotación extremadamente rápida  (un giro completo cada dos horas y media), se habría podido desprender un fragmento del manto terrestre primitivo, masa a partir de la cual se habría formado la Luna (Figura 3.b).

Ilustración del espacio con un fondo oscuro lleno de estrellas. En el centro aparece un cuerpo celeste incandescente, de color naranja y aspecto fundido, con vetas luminosas que recuerdan a lava o grietas calientes en la superficie. Su forma es “de cacahuete” o de dos esferas unidas por un cuello estrecho, como si una masa mayor estuviera separándose en dos partes. La imagen sugiere un proceso de fisión o desprendimiento de material a partir de un objeto primitivo caliente.
Figura 3.b. Visión artística de la hipótesis de la fisión. Adaptado de Taylor (1994).

Fue propuesta hacia 1879 por el astrónomo George Howard Darwin (segundo hijo de Charles Darwin), y su principal problema era explicar cómo pudo la Tierra primigenia ganar semejante momento angular (velocidad de giro) y cómo lo perdió posteriormente. Por otro lado, las rocas traídas por los astronautas de las misiones Apolo mostraron importantes diferencias composicionales respecto a la Tierra, difíciles de explicar si realmente ambos cuerpos fueron el mismo en origen (Tabla I).

Tabla titulada “Tabla I. Comparación respecto a elementos volátiles, refractarios y metálicos”, con dos columnas: Tierra (manto + corteza) y Luna. Los volátiles (por ejemplo Na₂O, K₂O y Rb) aparecen en valores más altos en la Tierra que en la Luna, mientras que varios refractarios (como Al₂O₃, CaO, TiO₂, U y Eu) son más altos en la Luna. En el bloque de metales (Ni, Ir y Mo), la Tierra muestra valores mayores que la Luna. Incluye una nota que define ppm (partes por millón) y ppb (partes por billón).
Tabla I. Comparación de la composición química de la Tierra y la Luna. Adaptado de Anguita y Castilla (2010).

3. Hipótesis de la acreción binaria. Inicialmente propuesta en 1795 por Pierre-Simon Laplace y actualizada en 1954 por el astrónomo holandés Gerald Kuiper. Supone que la Tierra y la Luna se habrían formado de manera simultánea a partir de una misma fracción de la nebulosa primigenia que daría lugar al Sistema Solar (Figura 3.c).

Ilustración del espacio con un fondo oscuro lleno de estrellas y numerosas partículas rocosas pequeñas dispersas. En la parte derecha destaca un cuerpo esférico grande, rojizo, con un halo brillante y una banda tenue que lo cruza, como un anillo o una zona de material en órbita. En la parte inferior izquierda aparece un segundo cuerpo similar pero más pequeño, también rojizo y rodeado por un halo. Varias franjas curvas de polvo y fragmentos conectan visualmente ambas zonas, sugiriendo que los dos cuerpos crecen a la vez al acumular material cercano (acreción binaria).
Figura 3.c. Visión artística de la hipótesis de acreción binaria. Adaptado de Taylor (1994).

En 1960 la hipótesis fue revisada por la astrónoma soviética Jewgenija Leonidowna Ruskol, quien propuso que la Luna se pudo originar como consecuencia de la acreción de pequeñas partículas que giraban en órbita terrestre. Esta idea se conoce con el nombre de hipótesis de precipitación, y era la que menos problemas ofrecía desde un punto de vista dinámico y de los isótopos de oxígeno. Sin embargo, no explica por qué la rotación terrestre llegó a ser de 24 horas, un giro más rápido que el predicho por los modelos de acumulación simple; ni tampoco explica cómo el anillo de partículas que orbitaban la Tierra pudo adquirir el suficiente momento angular para permanecer en órbita en vez de caer sobre ella.

El principal escollo fue (una vez más) las diferencias de composición entre ambos cuerpos. Si se originaron de forma independiente en la misma región de la nebulosa solar, ¿cómo se explica que nuestro satélite contenga unas cien veces menos elementos volátiles y un 50% más de elementos refractarios que su supuesto planeta hermano?

Nace un nuevo paradigma

El cambio comenzó a fraguarse de la mano del astrónomo soviético Viktor Safronov, padre de la teoría planetesimal. Según esta, los planetas se habrían formado por la acreción de incontables cuerpos menores, un escenario en el que los procesos de colisión tendrían un papel protagonista. Varios de sus trabajos llegaron a manos de dos jóvenes científicos estadounidenses, Donald Davis y William K. Hartmann, quienes supieron ver en ellos una nueva vía para abordar el problema.

Davis y Hartmann estudiaron ruso para poder leer todos los trabajos de Safronov, y en marzo de 1975 sorprendieron a los asistentes a la 6ª Conferencia de Ciencia Lunar y Planetaria en Houston (Texas, EE.UU.), proponiendo que la Luna era el resultado de la colisión de un planetesimal contra una recién formada Tierra. Así nació la hipótesis de la fisión inducida (Figura 5).

Ilustración del espacio profundo con un fondo negro salpicado de estrellas y varias galaxias difusas. En el centro aparece un planeta grande, oscuro y rojizo, con aspecto rocoso y zonas que parecen agrietadas o calentadas. En su borde superior izquierdo impacta un cuerpo más pequeño y muy brillante, de tonos amarillos y naranjas, como una masa incandescente. El choque genera un destello blanco intenso y una gran explosión de fuego y material fundido que se abre en abanico hacia el exterior, con fragmentos y chispas expulsados alrededor del punto de contacto. La escena transmite un evento extremadamente violento, una colisión planetaria a gran escala.
Figura 5. El gran impacto que produjo la fisión inducida, recreado artísticamente a partir de las versiones pictóricas de William Hartman, uno de los científicos que propuso esta idea. Creación propia.

El respaldo definitivo llegaría en 1984, en un congreso monográfico sobre el origen de la Luna convocado en Kona (Hawai, EE.UU.) La propuesta inicial era discutir hasta qué punto los datos geológicos y geoquímicos obtenidos por el Programa Apolo suponían una revisión de las ideas sobre el origen de nuestro satélite. Pero como la comunidad científica había estado rumiando la propuesta de Hartmann y Davis durante casi una década, todas las sesiones terminaron por centrarse en la hipótesis que consideraban más atractiva: el Gran Impacto.

A grandes rasgos la idea sería que un embrión planetario coorbital con la primitiva Tierra, chocó contra ella cuando ambos cuerpos estaban ya diferenciados en manto y núcleo. La colisión vaporizó y despidió una cantidad importante de material que no abandonó el campo gravitatorio terrestre, sino que formó un disco alrededor del planeta, y en un tiempo relativamente corto, las partículas del anillo se unieron para formar la Luna (Figura 6).

Secuencia de tres viñetas (de izquierda a derecha) sobre un fondo negro espacial que muestra la evolución de un disco de escombros alrededor de un planeta anaranjado (la Tierra primitiva). En la primera viñeta el planeta aparece rodeado por una nube muy densa de fragmentos y polvo, formando un anillo ancho; varias curvas de colores marcan trayectorias orbitales y límites alrededor del planeta. En la segunda viñeta el anillo de partículas es menos extenso y se concentra en torno al planeta, con fragmentos más separados y las mismas curvas orbitales superpuestas. En la tercera viñeta el planeta queda a la derecha y, a su izquierda, aparece una esfera gris pequeña (un satélite en formación) en una órbita marcada por líneas curvas; todavía se observan restos del anillo cerca del planeta, y en la parte superior derecha se ve un punto rojo brillante como una estrella.
Figura 6. Evolución (de izquierda a derecha) del disco de partículas formado como consecuencia del Gran Impacto. Se llama Límite de Roche a la distancia mínima a la que un satélite puede orbitar un planeta sin desintegrarse por las fuerzas de marea. Dentro de ese límite, la gravedad diferencial del cuerpo primario supera a la cohesión gravitatoria del satélite, impidiendo que este se mantenga como un objeto único. Su valor depende de la densidad relativa de ambos cuerpos y de si el satélite se comporta como un cuerpo rígido o fluido. Los escombros que quedaron dentro del Límite de Roche impactaron contra la Tierra. En algunas simulaciones se forman dos satélites, que a veces, pero no siempre, se funden en uno solo. Solo hay un problema: el anillo debería formarse en el ecuador terrestre y no tan inclinado como la actual órbita de la Luna. Adaptado de Halliday y Drake (1999).

El mérito del Gran Impacto, en comparación con las tres hipótesis clásicas, radica en que propone soluciones más o menos convincentes a los 5 rasgos básicos que presenta nuestro satélite natural:

1. El elevado momento angular o cantidad de rotación del sistema Tierra-Luna quedaría explicado si el impacto hubiese sido oblicuo.

2. La distancia a la Tierra: la Luna se habría formado relativamente cerca, pero se habría ido alejando desde entonces como consecuencia de las fuerzas de marea.

3. La baja densidad de la Luna, consecuente a su baja concentración de metales, resultaría de su origen a partir del manto del planetoide impactor (~80%) y, en mucha menor medida, del manto terrestre.

4. La escasez de volátiles en las rocas lunares y su simétrica concentración de  refractarios serían la huella más concreta del Gran Impacto: en el máximo térmico, los volátiles serían expulsados del sistema.

5. La identidad de la relación de isótopos de oxígeno entre la Tierra y la Luna queda resuelta si el cuerpo impactor era coorbital con la Tierra, ya que la relación isotópica de oxígeno parece depender de la distancia al Sol.

El Gran Impacto se informatiza

Desde 1975 la hipótesis del gran impacto ha ganado terreno hasta convertirse en el paradigma dominante. En este avance ha tenido una importancia decisiva la aparición de superordenadores, con su capacidad de modelizar sistemas formados por partículas individuales y estimar su comportamiento a través del tiempo.

Imaginemos que queremos saber qué pasa cuando dos coches se estrellan, pero no disponemos de presupuesto para destrozar coches reales. La solución obvia es crear un programa de ordenador donde se representa el coche no como una pieza sólida, sino como un conjunto de miles de puntos. A cada punto le asignamos las leyes de la física (gravedad, presión, temperatura). En el caso de la Luna se usa la llamada técnica SPH (siglas en inglés de Hidrodinámica de Partículas Suavizadas). En lugar de simular el planeta entero como una bola, el ordenador lo divide en miles de canicas virtuales. Luego, calcula cómo interactúa cada canica con sus vecinas miles de veces por segundo.

Los primeros modelos han evolucionado como los videojuegos: de los gráficos toscamente pixelados de los años 80, a la realidad virtual de hoy. Willy Benz y Alastair Cameron fueron pioneros en aplicar estos modelos al origen de la Luna. Sus primeras simulaciones tenían solo unos pocos miles de partículas de baja resolución. Hacia el año 2000 los modelos permitían la interacción de unas 20.000 partículas de una resolución aceptable. En la actualidad, y gracias a los superordenadores, las simulaciones usan decenas de millones de partículas, lo que nos permite ver turbulencias y mezclas que antes eran invisibles (Figura 7).

Secuencia de seis paneles de una simulación numérica (SPH) del impacto entre dos cuerpos planetarios, sobre fondo azul oscuro con ejes y marcas de distancia. En el primer panel (tiempo ≈ 0,11 h) se ven dos esferas grandes azul claro que se tocan, con una zona estrecha de colores cálidos (amarillo-rojo) en el punto de contacto, indicando el calentamiento inicial. En el segundo (≈ 1,40 h) las dos masas ya se han deformado y alargado, unidas por un “puente” de material; aparecen amplias regiones verde-amarillas y un núcleo rojo intenso en la zona más caliente. En el tercero (≈ 3,23 h) el conjunto es más compacto y turbulento, con remolinos y concentraciones rojas y naranjas alrededor de un centro en formación. En el cuarto (≈ 6,46 h) la estructura se estira en forma de “S”, como dos brazos curvados de material muy caliente que se arrollan alrededor del centro. En el quinto (≈ 8,61 h) se distingue un cuerpo central rojo rodeado por un brazo espiral verdoso que sugiere un disco de escombros en rotación. En el sexto (≈ 26,90 h) queda un objeto central rojo bien definido, envuelto por una nube amplia de partículas más frías (verdes y amarillas), indicando un sistema estabilizado tras la fusión y la dispersión del material. En la parte inferior hay una barra de colores de temperatura (aprox. 2500 a 6440 K): los tonos azules representan temperaturas más bajas y los rojos las más altas; en cada panel el tiempo se indica en horas y las distancias están en unidades de 10³ km.
Figura 7. Esta simulación SPH recrea un gran impacto entre dos cuerpos planetarios de tamaño similar, en condiciones de baja velocidad y geometría casi simétrica. Tras un primer choque y una posterior fusión, el sistema resultante gira rápidamente y reorganiza su estructura interna, concentrando el hierro en el centro y formando brazos espirales de material caliente. Estos brazos acaban dispersándose y originan un disco de escombros con suficiente masa como para formar varias lunas. Un resultado clave es que la composición química del disco es prácticamente idéntica a la del planeta final, lo que refuerza la idea de que un impacto de este tipo puede explicar el origen de la Luna sin necesidad de composiciones muy distintas entre la Tierra y el cuerpo impactante. La escala de colores representa la temperatura de las partículas en Kelvin, según la barra de colores, donde el rojo indica temperaturas superiores a 6.440 K. El tiempo se expresa en horas y las distancias en unidades de 10³ km. Adaptado de Canup (2012).

Pero los modelos informáticos tienen un talón de Aquiles: la Ecuación de Estado. Para simular el impacto tenemos que decirle al ordenador cómo se comporta un mineral o una roca cuando se calienta a 5.000 grados y se comprime a presiones millones de veces superiores a como se encuentran de forma natural. El problema es que no tenemos laboratorios que lleguen a esas condiciones fácilmente y, por tanto, gran parte de los datos que metemos en el modelo son extrapolaciones. Y si nuestra receta es ligeramente incorrecta, la simulación resultante puede ser errónea: basura entra, basura sale.

Con frecuencia olvidamos que los modelos no nos dicen exactamente qué pasó ni demuestran nada, solo nos dicen qué es físicamente posible y qué no lo es; pero siempre según los datos físicos y las premisas de las que se parte. Es importante que recordemos esto la próxima vez que leamos el anuncio de un nuevo descubrimiento sobre el origen de la Luna.

¿Sabías que…
… en el año 2000 el renombrado geoquímico británico Alexander Norman Halliday tuvo la ocurrencia de llamar Theia (madre de Selene según la mitología) al misterioso embrión protoplanetario del tamaño de Marte que chocó contra la protoTierra? Desde entonces el nombre ha tenido tanto éxito en el mundo de la divulgación científica y los medios de comunicación que incluso hay miembros de la comunidad científica que hablan de la hipótesis de Theia como nombre alternativo.

Los tres detalles esenciales

Hay tres preguntas que la ciencia trata de responder combinando los modelos con pruebas físicas procedentes de los minerales que forman las rocas lunares, principalmente:  

1. ¿Cómo fue el Gran Impacto?

El impacto debió producirse a una velocidad de entre 11-15 km/s (bastante menor que la típica de los asteroides contra la Tierra, como es lógico para un cuerpo que compartía órbita con ella). La temperatura podría haber alcanzado unos 4.000 K a una distancia de hasta ocho radios terrestres respecto al punto de colisión.

2. ¿Cómo era Theia, suponiendo que existan pruebas físicas de su existencia?

La masa de Theia es uno de los temas más polémicos. Los primeros modelos estimaban que el impactor era del tamaño de Marte, hasta otros más voluminosos, de entre 0,3 y 0,5 veces la masa terrestre. La ventaja de impactores grandes es que así es más fácil alimentar el disco de escombros resultante, y por tanto formar la Luna; su inconveniente, que un choque más masivo impartiría demasiado momento angular al sistema.

En septiembre de 2025, científicos de la Universidad de Brown anunciaron el descubrimiento de isótopo de azufre exótico (33S) presente en muestras de troilita recogidas por la misión Apolo 17 en el valle de Taurus Littrow.  Según el estudio publicado por James Dottin y sus colaboradores, esos isótopos podrían proceder de Theia. De ser cierto, se trataría de una prueba tangible de aquel impacto.

3. ¿Cuándo se formó la Luna?

La edad del impacto es un tema controvertido, porque no todos los sistemas de datación por isótopos arrojan el mismo resultado. Las dataciones mediante la técnica del Uranio-Plomo realizadas en un circón hallado en una roca muestreada por la misión Apolo 17 (misión en la que participó el geólogo Harrison Schmitt, hasta la fecha el único científico que ha pisado la Luna), señalan que la Luna terminó de formarse hace unos 4.460 millones de años. Quizá más fiable sea el método 182Hf–>182W, que proporciona una fecha para la diferenciación de la Luna en unos 4.530 millones de años, o sea 40  millones de años tras la formación del Sistema Solar.

Los modelos dicen que la construcción de la Luna tras el impacto es poco eficiente, lo que requiere un disco bastante más masivo que ella, entre 2,5 y 7 masas lunares. Estos discos masivos dan lugar a muchos satélites pequeños pero dinámicamente inestables, por lo que se acaba en un cuerpo único. Algunos modelos proponen que la acreción de la Luna a partir del disco de escombros pudo culminar en menos de un año. De ser así, la edad de la Luna señalaría también la edad del impacto.

Cuando la química pone a prueba los modelos

Imaginemos que la policía investiga un violento choque de vehículos. La física del accidente es clara: un coche rojo (llamémosle Theia) embistió a gran velocidad a un coche azul (la Tierra). Los peritos calculan las trayectorias y concluyen que, inevitablemente, los restos esparcidos por la carretera deberían ser una mezcla de chapa roja y azul. Sin embargo, cuando el laboratorio analiza los fragmentos, el resultado es desconcertante: solo hay chapa azul. No hay ni rastro químico del coche rojo. Pues bien: esta es, exactamente, la situación actual en la que se encuentra el modelo del Gran Impacto.

Para entender la naturaleza de esta crisis debemos fijarnos nuevamente en los isótopos. Si Theia vino de otro lugar, su química debió ser algo distinta de la terrestre. Por tanto, la Luna debería ser un cuerpo isotópicamente híbrido. Pero en 2016, un estudio liderado por E.D. Young y publicado en Science lanzó una bomba: a nivel isotópico la Tierra y la Luna son gemelas idénticas. La diferencia es indistinguible dentro del posible error analítico. Es como hacerse una prueba de ADN y descubrir que no compartes genes con tu madre, sino que eres un clon exacto de tu padre. Esto implica algo difícil de digerir: o Theia no existió, o Theia era químicamente idéntica a la Tierra (una probabilidad astronómica de menos del 1%), o bien ocurrió una mezcla tan perfecta que borró cualquier diferencia.

La sopa imposible y el calor infernal

Los defensores del modelo clásico intentaron argumentar que quizás la mezcla ocurrió en una nube de vapor superficial. Pero la geoquímica volvió a golpear, esta vez con el Titanio. Según estudios de Zhang et al. (2012) en Nature Geoscience, los isótopos de titanio (un elemento refractario, ultra-resistente al calor y difícil de vaporizar) también son idénticos entre ambos cuerpos. Si el oxígeno es el caldo de la sopa, el titanio son los tropezones sólidos. Mezclar caldos es fácil; homogeneizar los tropezones sólidos requiere una violencia que el modelo estándar de impacto difícilmente puede generar.

Además, la Luna nos muestra cicatrices de un nacimiento traumático. El análisis de isótopos de Potasio (41K) revela que la Luna es inusualmente pesada. Esto sugiere que se formó en un ambiente de presiones y temperaturas extremas, mucho mayores de lo previsto, donde los elementos ligeros se evaporaron masivamente.

La conclusión es inevitable: el paradigma dominante en los últimos 40 años empieza a tener grietas.

Una solución radical

No queda otra opción: si los datos no encajan en el modelo, hay que cambiar el modelo. En 2018, Simon J. Lock y Sarah T. Stewart propusieron en Journal of Geophysical Research una estructura nueva para explicar estas anomalías: la sinestia (Figura 8).

Ilustración del espacio con un fondo negro lleno de estrellas y pequeñas galaxias difusas. En la mitad inferior de la imagen domina una estructura enorme y aplanada, de color naranja y rojo brillante, con aspecto de nube incandescente en forma de disco o “donut” muy ancho. El borde exterior es irregular y turbulento, como llamas o remolinos de gas caliente, y hacia el centro la materia parece arremolinarse en espiral. En el núcleo hay una zona muy luminosa, casi blanca, que sugiere el punto más caliente y denso, rodeado por un anillo de material resplandeciente. La escena representa un objeto transitorio formado por material vaporizado tras un gran impacto, con un cuerpo central envuelto por una estructura discoidal extendida.
Figura 8. Nunca hemos visto una sinestia, pues se trata e objetos teóricos y efímeros que solo se forman tras un impacto gigante, y que apenas duran unos cientos de años (un parpadeo en el tiempo geológico) antes de enfriarse. Así pues, y hasta que no haya una confirmación astronómica de su existencia, la sinestia es un modelo plausible que podemos visualizar artísticamente con ayuda de la IA generativa. Fuente: elaboración propia a partir de Lock y Stewart (2018).

Su modelo sugiere que el impacto pudo ser frontal y tan energético que vaporizó completamente tanto a Theia como a la Tierra. El planeta dejó de ser una esfera y, debido a la rotación frenética, se expandió convirtiéndose en una estructura en forma de rosquilla gigante de roca vaporizada (Figura 9).

Infografía en cuatro paneles horizontales, sobre un fondo negro estrellado, que muestra una secuencia de formación del sistema Tierra-Luna; cada panel lleva un rótulo en la esquina izquierda. 1. “APROXIMACIÓN”: un planeta grande rojizo y agrietado aparece a la derecha, y un cuerpo menor incandescente se acerca desde la izquierda dejando una estela luminosa. 2. “GRAN IMPACTO”: ambos cuerpos colisionan y la escena queda dominada por una explosión muy brillante, con chorros y fragmentos de material al rojo vivo expulsados en varias direcciones. 3. “FORMACIÓN DE UNA SINESTIA”: la explosión da paso a una estructura ancha, aplanada y turbulenta, como un disco o anillo de gas y roca vaporizada, con un centro blanco muy luminoso y bordes anaranjados en remolino. 4. “SISTEMA TIERRA-LUNA”: el planeta vuelve a verse como una esfera rojiza a la izquierda y, a cierta distancia, aparece una luna gris más pequeña orbitando a su derecha, representando el sistema estabilizado tras el proceso.
Figura 9. Secuencia de formación del sistema Tierra-Luna como consecuencia de una sinestia tras un gran impacto frontal. Adaptado de Lock y Stewart (2019).

En una sinestia no hay superficie, todo es una batidora continua de gas y magma a miles de grados. Dentro de este toroide, el material de Theia y la Tierra se habrían mezclado a nivel atómico, resolviendo el problema de la identidad química. Al enfriarse la estructura, la Luna se condensó a partir de una lluvia de magma dentro de esta nube vaporizada, heredando la misma composición exacta que la Tierra, que se reformaba en el centro.

Conclusión provisional

Las anomalías isotópicas del oxígeno, el titanio y el potasio están forzando un cambio de paradigma, como en su momento sucedió con los impactos. Las nuevas teorías nos pintan un cuadro mucho más dramático y complejo: la Luna no es una compañera adoptada. Es, en el sentido más literal y químico de la palabra, una parte de nosotros mismos que sobrevivió al fuego más grande que nuestro mundo ha conocido.

Y aquí surge un problema epistemológico: los acontecimientos únicos son difíciles de encajar en Ciencia. ¿Fue la génesis de la Luna un acontecimiento especial? Si atendemos al resultado, lo fue: En el Sistema Solar solo hay un planeta rocoso con un satélite gigante.

Lo cual nos lleva a nuevas preguntas fundamentales: ¿cómo sería la Tierra si su satélite gigante no se hubiese formado y sobrevivido? ¿Pudo afectar el impacto de Theia al origen del agua en la Tierra? Los modelos señalan que la inclinación del eje de rotación terrestre es más estable gracias a la Luna, y en su ausencia las oscilaciones climáticas serían caóticas, con severas consecuencias para la vida. Así pues, ¿sería posible una civilización avanzada como la nuestra en un planeta sin Luna?

Bibliografía

I. El paradigma

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

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

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

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

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

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

II. Fundamentos del Gran Impacto

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

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

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

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

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

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

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

III. Los isótopos

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

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

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

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

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

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

IV. La sinestia

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

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

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.