Al norte del pueblo de Cepeda la Mora, dentro de La Serrota, y en un paraje que se llama Alto de las Serradillas, queda una morfología singular, muy bien preservada y sin embargo muy habitual en el Parque Regional Sierra de Gredos y en todo el Sistema Central. Se trata de un paleoglaciar (Figura 1).
Figura 1. Fotografía del paleoglaciar de la Serradilla. Conserva todas las formas del antiguo glaciar, pero ya no hay hielo. El relieve no está en equilibrio con el clima actual. Fotografía de Javier Elez.
Un paleoglaciar son los restos de formas y sedimentos de lo que un día fue un glaciar y que ahora ya no tiene hielo. Esto no nos impide ver sus formas típicas (circos y morrenas) y nos invita a pensar que el clima de nuestro planeta ha cambiado de forma habitual a lo largo de su historia.
El paleoglaciar de la Serradilla
Hemos elegido este paleoglaciar específicamente, y no otro de los muchos que hay en Gredos y la Sierra de Béjar, por tener unas dimensiones modestas y ser de fácil acceso desde Cepeda La Mora (Figura 2).
Figura 2. Localización del Paleoglaciar de la Serradilla, en el recuadro en rojo.
Estas condiciones, junto con el buen grado de preservación que tiene, hacen que se pueda abarcar en su conjunto con la mirada desde el campo y se puedan entender de forma fácil sus formas más destacadas, depósitos de sedimentos y evolución.
En concreto, este paleoglaciar de la Serradilla está muy bien conservado (aunque le falte el hielo) y presenta varios niveles de morrenas y algunos circos como elementos más característicos (Figura 3).
Figura 3. Esquema geomorfológico del paleoglaciar de la Serradilla. En colores azules las distintas morrenas, cuanto más oscuro más altas topográficamente. Las líneas en azul oscuro indican el límite de los distintos circos (cresta) asociados a las morrenas. Las zonas verdes son antiguos lagos postglaciares tipo la laguna grande de Gredos, que ahora están llenos de sedimento y vegetación y por tanto no son lagos ya. Mapa: Javier Elez.
Recuerda que las morrenas son esos acúmulos de sedimentos que el hielo del glaciar arrastra, en su zona central o en los laterales, en su movimiento cuesta abajo (Figura 4).
Literalmente, el hielo se desborda del circo (que es la zona en donde se acumula la nieve y se compacta para formar hielo) y se cae en función de la pendiente existente.
Figura 4. Fotografía de primer plano de las morrenas del glaciar de las Serradillas, se observa su estructura caótica compuesta por bloques de todos los tamaños. Fotografía: Gabriel Castilla.
¿Cuándo estuvo activo el glaciar?
Si pensamos en el pasado, este paleoglaciar estuvo activo, incluyendo su lengua de hielo, probablemente al mismo tiempo que los grandes conjuntos de Gredos tan conocidos por las personas aficionadas a las montañas.
No hay dataciones geológicas concretas de la actividad de este paleoglaciar, pero si lo comparamos con los datos de edad que sí existen en otras zonas cercanas, podríamos interpretar que estuvo activo durante el Último Máximo Glaciar (hace unos 20.000 o 30.000 años) y que probablemente el hielo desaparecería definitivamente hace solo unos 13.000 años.
Todo esto es muy tentativo, ya que comparamos con datos de otros paleoglaciares más estudiados en el Sistema Central (Carrasco et al. 2020; Oliva et al., 2019), pero es una interpretación razonable, sujeta a cambiar cuando tengamos datos más precisos.
Figura 5. Vistas 3D desde el NE del paleoglaciar de la Serradilla. A) modelo sombreado con elementos geomorfológicos. B) modelo sombreado únicamente en donde se aprecia el relieve. C) foto de satélite. Mapa: Javier Elez.
El final de la glaciación
Las morrenas están pintadas en colores azules en los mapas de las Figuras 3 y 5, los escarpes de los distintos circos (la zona más alta erosionada por el hielo en el circo) en azul oscuro.
El hielo ocupaba desde los escarpes hasta las morrenas. En muchos glaciares de nuestro planeta, las morrenas más bajas topográficamente son más antiguas y corresponden a los episodios de máxima extensión de los hielos, mientras que las más altas topográficamente son más recientes.
Al incrementarse poco a poco la temperatura al final de la glaciación, el hielo se refugia en zonas cada vez más altas, moviendo los sedimentos y generando las morrenas en esas zonas, hasta que finalmente la temperatura sube lo suficiente como para que desaparezcan definitivamente los hielos.
En el paleoglaciar de la Serradilla vemos al menos 4 o 5 conjuntos de morrenas escalonadas en la vertical (Figura 5), marcando claramente esa retirada de los hielos que acompaña a un ciclo de calentamiento del planeta, en el cual, como sabes, estamos inmersos a día de hoy. Es una evidencia más de los cambios de clima del planeta en el que vivimos, siempre extremadamente dinámico.
Las zonas pintadas en verde son lagos de origen glaciar. Al desaparecer el hielo por el progresivo calentamiento del planeta, éste se transformó en agua, que fue retenida por las morrenas y dio origen a esos lagos. Estos, como el de la Laguna Grande de Gredos o la Laguna de la Nava o tantas otras, son muy efímeros en tiempo geológico y se rellenan rápidamente de sedimentos, dejando esas praderas planas con mucha vegetación que se ven en el interior del paleoglaciar de la Serradilla.
Carrasco, R.M. et al. (2020). Glacial geomorphology of the High Gredos Massif: Gredos and Pinar valleys (Iberian Central System, Spain). Journal of Maps, 16:2. Pp. 790-804.
Oliva, M. et al. (2019). Late Quaternary glacial phases in the Iberian Peninsula. Earth-Science Reviews 192. Pp. 564-600.
Llamamos glaciaciones a los momentos de la historia de la Tierra en los que ha habido hielo permanente en forma de glaciares. O al menos a aquellos en los que tengamos evidencias de ello. Es decir: ¡Estamos en una glaciación! De hecho, a nuestra especie le ha tocado vivir en el periodo más frío y con más hielo de los últimos 300 millones de años.
Desde hace al menos 33 millones de años tenemos hielo permanente en la Antártida (Stickley et al., 2004), mientras que desde los últimos 3,3 millones de años tenemos hielo permanente en Groenlandia (Westerhold et al., 2020). Por tanto, estamos en una glaciación que afecta a ambos hemisferios (Figura 1).
En esta escala de millones de años, el principal condicionante de los casquetes glaciares es la distribución de los continentes y océanos. La apertura del Paso de Drake aislando la Antártida, o el cierre del itsmo de Panamá parecen momentos clave para la actual glaciación.
Figura 1.Abajo: Variaciones en la curva isotópica (clima) global durante los últimos 65 millones de años (datos de Westerhold et al., 2020). Marcamos las principales fases de la glaciación actual desde una Tierra sin hielo hace 50 millones de años. Arriba: Zoom en los últimos 400 000 años, reflejando los últimos periodos glaciares e interglaciares del Cuaternario (datos de Lisiecki y Raymo, 2005). La transición de un periodo glaciar a un interglaciar suele ser abrupta y condicionada por un cambio en la insolación de verano en el Hemisferio Norte.
Las curvas del clima global de la Figura 1 representan isótopos de oxígeno en foraminíferos bentónicos, cuyos valores dependen de la cantidad de hielo en planeta y de la temperatura de los océanos. Si quieres saber cómo se obtienen estos registros del clima a lo largo de la historia de la Tierra te recomendamos la entrada «Así conocemos el clima del pasado«.
El hielo glaciar, así como el hielo marino son muy sensibles a pequeñas variaciones del clima, ya que tan sólo 1 ºC puede suponer la diferencia entre el estado sólido y el líquido. Esta sensibilidad del hielo hace que sutiles alteraciones como las asociadas a pequeños cambios en la órbita de la Tierra, deriven en cambios climático extremos. Es por esto que en los últimos millones de años, en el período Cuaternario, con glaciación en ambos hemisferios, tenemos cambios constantes y muchas veces abruptos en las cantidades de hielo en el planeta (Figura 1).
Esas grandes variaciones, que se dan cada decenas o centenas de miles de años, las dividimos en periodos glaciares e interglaciares. Las «glaciaciones» que esculpieron los valles glaciares de Gredos o la Serrota en Ávila son en realidad esos últimos periodos glaciares del Cuaternario (Figura 1). En esta escala de decenas-cientos de miles de años, los principales desencadenantes de los cambios climáticos son los ciclos astronómicos de Milankovitch (Excentricidad de la órbita: 100 000 años; oblicuidad del eje de rotación: 41 000 años; Precesión eje + órbita: 23 000 años).
Además de los ciclos astronómicos principales, las resonancias gravitatorias entre diferentes cuerpos del sistema solar crean ciclos mayores, de hasta millones de años. Es decir, incluso Marte influye en las glaciaciones de nuestro planeta. (Dutkiewicz et al., 2024).
Además de las curvas de isótopos de oxígeno, que nos ayudan a conocer las variaciones de temperatura y hielo en el planeta, tenemos otras pistas para deducir la presencia de grandes glaciares en épocas muy remotas de la historia de la Tierra. Una de ellas son los «dropstones«: Rocas enormes incluidas en depósitos sedimentarios que se originaron en el fondo del océano. ¿Cómo pudieron llegar hasta allí estas rocas, tan lejos de los continentes? Te dejamos un vídeo con el ejemplo de la localidad de Checa, en Teruel.
Dutkiewicz, A., Boulila, S. & Dietmar Müller, R. Deep-sea hiatus record reveals orbital pacing by 2.4 Myr eccentricity grand cycles. Nat Commun15, 1998 (2024). https://doi.org/10.1038/s41467-024-46171-5
Lisiecki, L. E., & Raymo, M. E. (2005). A Pliocene‐Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records. Paleoceanography, 20(1).
Stickley, C. E., Brinkhuis, H., Schellenberg, S. A., Sluijs, A., Röhl, U., Fuller, M., … & Williams, G. L. (2004). Timing and nature of the deepening of the Tasmanian Gateway. Paleoceanography, 19(4).
Westerhold, T., Marwan, N., Drury, A. J., Liebrand, D., Agnini, C., Anagnostou, E., … & Zachos, J. C. (2020). An astronomically dated record of Earth’s climate and its predictability over the last 66 million years. Science, 369(6509), 1383-1387.
Imagen de portada: Cabra montesa frente a un circo glaciar de la sierra de Gredos. Javier P. Tarruella.
La Asamblea General de las Naciones Unidas designó el 11 de diciembre de 2003 como “Día Internacional de las Montañas”. Desde entonces se ha venido celebrando con la intención de sensibilizar a la humanidad sobre la importancia que las montañas tienen para la vida.
Las montañas merecen nuestra atención por muchos motivos, pero desde una perspectiva naturalística cabe destacar dos:
Primero, porque albergan más de una cuarta parte de las plantas y animales terrestres;
y segundo, porque la aceleración del cambio climático está derritiendo los glaciares a un ritmo sin precedentes. Se espera que la profundidad del hielo en las altas montañas disminuya hasta un 40 por ciento antes del año 2050; un proceso que sin duda tendrá un gran impacto sobre el bienestar, la salud y la economía de millones de personas.
Es por este vínculo entre montañas y glaciares que hemos elegido para la ocasión una secuencia de fotografías de las tierras altas de Islandia.
Además, te animamos a que la acompañes con una banda sonora muy especial: la versión musicada que el compositor Arvo Pärt hizo sobre un poema del escocés Robert Burns (1759-1796). Parafraseando el título de esta obra inmortal, hoy nuestro corazón está en las Tierras Altas.
Las tierras altas de Islandia en imágenes
Foto 1. Estos crestones de roca volcánica son las cumbres de las montañas que reposan bajo el glaciar Vatnajökull, una masa de hielo de 8.100 km2 (prácticamente la misma extensión que la provincia de Ávila) y que en este punto alcanza los 400 metros de espesor. Fotografía de Gabriel Castilla.Foto 2. Frente del glaciar Svínafellsjökull. El color oscuro del hielo se debe a la presencia de cenizas volcánicas. En los últimos 80 años la masa de hielo ha experimentado numerosos avances y retrocesos, fluctuaciones que han dado como resultado la formación de la laguna y la morrena (sedimentos de tamaño muy dispar) que forman el montículo que la delimita. Fotografía de Gabriel Castilla.Foto 3. Cascada de Gullfoss en el río Hvitá, el tercero más caudaloso de Islandia. Nace en el lago del glacial Langjökull, a unos 45 kilómetros al norte. Las paredes del cañón alcanzan una altura de 70 metros en algunos puntos. Fotografía de Gabriel Castilla.Foto 4. Vista panorámica del campo de lava de Mývatnsöraefi, en el noreste de Islandia. Aquí el relieve sobre la árida llanura lo configuran antiguos edificios de volcanes ya extintos. Fotografía de Gabriel Castilla.Foto 5. Nacimiento de una montaña por la erupción del volcán Fragadalsfjall en Islandia (julio de 2023). Fotografía de Gabriel Castilla.
Este año el tema para el Día Internacional de las Montañas, promovido por la FAO, es «Restauración de los ecosistemas de montaña» y pretende sensibilizar sobre la relevancia de los ecosistemas de montaña y demandar soluciones, mejores prácticas e inversiones basadas en la naturaleza que construyan resiliencia, reduzcan la vulnerabilidad y aumenten la capacidad de las montañas para adaptarse a las amenazas diarias y los eventos climáticos extremos.
Los 85 proyectos finalistas de este evento representaban 32 provincias españolas y 6 países iberoamericanos (Portugal, Argentina, Ecuador, Bolivia, Colombia y México).
El objetivo principal de este certamen es hacer llegar la ciencia a toda la ciudadanía, en especial a lasfamilias y el público infantil y juvenil, de una manera divertida y motivadora a través de las propuestas finalistas en cada categoría.
Cartel oficial del evento.
Más de 300 personas, entre alumnado, profesorado y personal investigador de España e Iberoamérica, presentamos nuestros proyectos en alguna de las 14 modalidades. Nuestro trabajo, titulado «El laberinto de las tormentas: un desafío geológico en Villaflor (Ávila)», competía como finalista en la modalidad de Laboratorio de Geología.
Viernes de viaje, montar y organizarlo todo
Llegamos al edificio Cúbic, sede de la feria, el viernes por la mañana. Recoger credenciales, camisetas, bolsas… todo lo necesario para disfrutar de la experiencia. El revuelo de gente ilusionada montando sus experimentos hacía crecer el nerviosismo. Para nuestro equipo, era la primera vez en un evento de estas características, y no sabíamos si nuestro juego iba a gustar tanto como el resto de propuestas. El nivel de los proyectos que pasan a la final es muy alto.
El stand listo para recibir a quienes quieran participar en nuestro juego.
Tras comprobar que cada cosa estaba en su sitio y que todo estaba preparado para el sábado, tuvo lugar el acto inaugural con diferentes espectáculos científicos, como podéis ver en el video adjunto del perfil de instagram de @Cienciaaccion.
Video resumen de la inauguración del evento Ciencia en Acción (autoría @CienciaAccion).
Sábado de mucha mucha Geología
La jornada del sábado fue intensa, un no parar de gente visitando la feria. Según Vilapress, fueron más de 1 500 las personas que se acercaron en algún momento a disfrutar de la ciencia de otra manera. Nosotras, felices, no paramos de explicar geología jugando.
Todo preparado para que dé comienzo la feria.
Como ya os adelantamos, el proyecto con el que hemos competido en Viladecans consiste en adaptar una actividad de campo (concretamente la que hicimos en el Geolodía de Ávila de 2022) a un juego de mesa.
Y así convertimos el mapa que utilizamos para orientarnos en el campo buscando las paradas en un tablero. Con el juego ya montado, no faltaron quienes miraban con curiosidad y se atrevían a preguntar qué era eso del laberinto de las tormentas.
Vista general de los materiales propuestos para llevar a cabo el juego.
Una breve explicación de las normas del juego y comenzamos. Tirando el dado, con suerte fueron a una parada distinta cada vez. Pero también perdieron turno o les tocó una prueba que ya habían completado, por lo que el dado no dejaba de cambiar de manos.
La emoción de quienes participaban en el juego se palpaba en cada prueba. Podemos ver a uno de los jugadores mostrando gran entusiasmo en la parada de «Del inframundo al eterno canto de las sirenas».
Del inframundo al eterno canto de las sirenas, La datación relativa del tiempo… parada a parada y superando algunos retos, valientes participantes compitieron en nuestro juego consiguiendo las pistas necesarias para resolver el desafío final. La concentración y el interés de quienes compitieron en nuestro juego no decayó en ningún momento, y había público de todas las edades y condiciones.
¡¡Estuvimos jugando sin descanso las 8 horas que duró la feria!!
Algunas fotos de las partidas geológicas que jugamos en Viladecans
Ejemplo del entusiasmo que despertó El laberinto de las tormentas en la feria fue el jugador de la foto de abajo, que a pesar de llevar poco tiempo escribiendo (y de momento solo con mayúsculas) quiso completar el desafío final, mostrándose un prodigio de la geología. Superó todos los retos y solo necesitó algo de ayuda para resolver las palabras de las frases del desafío.
Jovencísimo jugador completando letra a letra las palabras del desafío final.
Completado el desafío, el premio era una chapa con un diseño exclusivo. En la chapa se puede ver la mano de un esqueleto (quién sabe si será fósil) haciendo el símbolo de amor en Lengua de Signos Internacional, mientras sujeta un martillo geológico. Además, junto a ella se lee I Love Geology.
Las chapas que entregamos como premio final son toda una declaración de amor internacional y atemporal a la Geología.
Domingo de clausura y entrega de premios
La cita del domingo fue en el teatro Atrium a las 10.00h de la mañana. La organización de Ciencia en Acción había preparado una actuación a cargo de los Castellers de Viladecans y una conferencia titulada Acción Climática a cargo del científico José Miguel Viñas.
Miguel Viñas fue el encargado de la conferencia de clausura.
Después fue la entrega de premios a cargo de los representantes de las distintas sociedades y asociaciones científicas españolas. Uno a uno, los grupos premiados iban subiendo al escenario a recoger sus Menciones de Honor y sus Trofeos.
Llegó el turno de la Modalidad de Laboratorio de Geología. La entrega del primer premio corrió a cargo de Jordi Vilà (de geòleg.cat) en representación de la Sociedad Geológica de España. Nuestra alegría no pudo ser mayor cuando escuchamos: «…por su didáctica, su capacidad de comunicación y claridad de sus contenidos, se concede el primer premio al trabajo El Laberinto de las Tormentas, Un desafío geológico en Villaflor (Ávila)…»
Momento de nombramiento del Primer Premio en la modalidad de Laboratorio de Geología para nuestro trabajo EL LABERINTO DE LAS TORMENTAS, UN DESAFÍO GEOLÓGICO EN VILLAFLOR (ÁVILA).
Sentimos un gran orgullo por recibir este prestigioso premio. Nuestra propuesta en Ciencia en Acción es el reflejo de nuestro trabajo. Este trofeo lo vivimos como el reconocimiento a una labor de divulgación y enseñanza de la geología que nos apasiona y en la que ponemos ilusión, energía y mucho trabajo.
De nuestro paso por la feria también nos llevamos una gran experiencia, aprendiendo de interesantísimos proyectos que se están llevan a cabo en centros de secundaria y de investigación. Hemos conocido a grandes docentes que saben transmitir la pasión por la ciencia a su alumnado. Y a colegas de profesión a los que hemos desvirtualizado después de años de seguir su trabajo en redes. ¡Y nos hemos divertido muchísimo!
Arriba a la izquierda con @Anabyuste y su alumnado del IES Consaburum (@Consaburum) que presentaban otro de los proyectos de la modalidad de Laboratorio de Geología; y varias fotos de buenos momentos de las tres compañeras de @Geologia_avila.
Gracias a la organización de Ciencia en Acción por el buen funcionamiento de la feria y por atender a todas nuestras necesidades. Gracias al Jurado por la buena valoración de nuestro trabajo y por otorgarnos este importante reconocimiento. Ha sido una gran experiencia.
Trofeo del 1er premio de la modalidad de Laboratorio de Geología viajando en el AVE de camino a casa.
La ciencia será protagonista en Viladecans, ya que se acerca una de las ferias más esperadas del año: «Ciencia en Acción«. Este evento anual es conocido por su capacidad inspiradora donde se juntan la creatividad y la innovación en el ámbito de la ciencia.
Logo del evento Ciencia en Acción
En la edición de 2023, Geología desde Ávila competirá en la categoría de Laboratorio de Geología. Para ello, hemos adaptando la actividad que realizamos en Villaflor con un juego de mesa que explora la geología de de este municipio de Ávila.
Cartel del Geolodía 22 de Ávila
Ciencia en Acción 2023: Un evento imperdible
Ciencia en Acción es un concurso científico internacional dirigido a la comunidad estudiantil, docente, investigadora y divulgadora de Iberoamérica, cuyo objetivo principal es despertar el interés del público juvenil y el público en general de manera atractiva y motivadora. Para ello, más de 90 proyectos han sido seleccionados para competir durante el fin de semana del 27 al 29 de octubre en Viladecans (Barcelona), siendo el proyecto presentado por Geología desde Ávila uno de los elegidos.
Laboratorio de Geología: El Laberinto de las tormentas, un desafío geológico en Villaflor (Ávila)
Uno de los grandes retos del concurso es la categoría de Laboratorio de Geología, con la que se pretende acercar la geología de manera divertida en un contexto poco geológico como es un recinto ferial. Para ello, hemos preparado un divertido juego de mesa que adapte los contenidos que vemos en el campo a las limitaciones de un recinto cerrado.
Mapa tablero del juego de mesa propuesto en Ciencia en Acción
El juego de mesa, titulado «El Laberinto de las tormentas, un desafío geológico en Villaflor (Ávila)», ha sido diseñado para proporcionar una experiencia educativa y entretenida que permita conocer los conceptos geológicos que ya descubrimos en el Geolodía de Ávila de 2022.
Quienes participen en el juego deberán recorrer un mapa que representa el laberinto geológico de Villaflor. Será el azar del dado el que decida a que parada tendrá que ir en cada turno, pudiendo perder su tirada o llegar a la casilla final antes de tiempo.
Con pequeñas explicaciones y retos, pondrán a prueba sus conocimientos para conseguir una pista en cada una de las paradas del tablero. Parada a parada, deberán recolectar todas las pistas y así lograr resolver la frase del desafío final.
Normas simplificadas del juego de «El laberinto de las tormentas, un desafío geológico en Villaflor (Ávila)»
Quienes superen victoriosamente este desafío geológico no se irán con las manos vacías, ya que hemos preparado un premio final de recuerdo de su paso por la geología de Villaflor.
Con este proyecto queremos demostrar cómo la geología puede ser accesible y atractiva para todas las edades, y cómo su divulgación desempeñar un papel crucial en el aprendizaje y la apreciación de la ciencia.
Aunque seguimos prefiriendo vernos en el campo, no nos podemos aguantar las ganas de poner a prueba nuestro juego y de ver las reacciones de público y jurado cuando conozcan más de cerca la Geología de Ávila.
¡Deseadnos suerte!
Imagen de campo del laberinto geológico de Villaflor (Fotografía de Gabriel Castilla)
La historia de la Tierra está grabada en las piedras y la Geología nos enseña a ver en ellas fotos instantáneas del momento en el que se formaron (figura 1). Y lo primero que nos podemos plantear es: ¿Cuándo se formó esta instantánea?
Figura 1: Cuando miramos una piedra, como la caliza de la foto, con ojos geológicos, lo que esta piedra nos devuelve es una instantánea de cómo era el ambiente y la propia Tierra cuando se formó.
La escala de tiempo en Geología es muy amplia, mucho más que la nuestra propia, la escala humana. Mientras que para los seres humanos 100 años puede parecer una eternidad, en Geología ese tiempo a penas rascaría la superficie. ¡Hablamos de periodos de tiempo que se miden habitualmente en millones de años!
Por ejemplo, entre las dos fotos del Gran Cañón del Colorado de la figura 2 han pasado más de 150 años, pero vemos que la geología de ese paisaje no ha cambiado en todo este tiempo.
Figura 2. A la izquierda podemos ver una fotografía del Gran Cañón del Colorado de 1871 (de John K. Hiller) y a la derecha otra fotografía (de Alan Hull) del cañón en la actualidad, desdecasi el mismo punto en el mirador de Toroweap (Tuweep, Arizona). Podemos comprobar como entre una fotografía y otra no existen diferencias apreciables en cuanto a la geología del paisaje, a pesar de haber pasado más de 150 años entre ellas.
El tiempo en Geología es un parámetro escurridizo. Te puede venir bien leer este post para introducirte en el concepto: Cómo se entiende el tiempo en Geología.
Escala humana vs. Escala geológica. Organización/División del tiempo
Hoy en día disponemos de relojes y calendario muy precisos, incluso con exactitud atómica (solo se desajustan 1 segundo cada 300 millones de años). Pero antes de inventar todo tipo de medidores de tiempo solo disponíamos de las señales que ofrece la naturaleza para intentar contabilizarlo.
Cuando el ser humano quiso contabilizar el tiempo, lo dividió en función de los cambios que observaba en la naturaleza: la caída de las hojas de los árboles, el aumento de las horas de sol… Cambios que nos permiten agrupar el tiempo (como vimos en el altar del Castro Vetón de Ulaca o en distintos calendario solares o climáticos como el de la Figura 3).
Figura 3. Ejemplo de calendario solar o climático. El calendario solar chino divide el año en 24 etapas en base a la posición del Sol y a factores cíclicos del clima y de los seres vivos. Cada una de las etapas comprende 15 días, por lo que dos juntas forman un mes y cada tres meses una estación del año. Este calendario se sistematizó en el año 104 a.C. https://confuciomag.com/wp-content/uploads/2016/12/10_calendario_chino.pdf
De igual manera que nuestras antepasadas y antepasados organizaron el tiempo por los cambios que tenían asociados, en Geología organizamos el tiempo de la Tierra buscando marcadores de cambios a nivel planetario (en la composición de la atmósfera o la formación de súper-continentes, por ejemplo) que nos permita esta agrupación.
Ese modo de dividir el tiempo de la Tierra por hitos se parece también a la forma en que dividimos la Historia de la humanidad (Figura 4). En Historia, las edades están limitadas por hitos históricos como la caída del Imperio Romano de Occidente o el primer viaje de Cristóbal Colón a América. De esa forma, cada edad histórica tiene su propia duración porque cada edad ha mantenido unas condiciones sin cambios durante un intervalo de tiempo diferente. Este mismo criterio es el empleado en la organización del tiempo geológico, cada división tiene su propia duración.
Figura 4. La división del tiempo en Historia está marcada por hitos que cambiaron el curso de los acontecimientos y no por periodos fijos de tiempo. Esto mismo sucede con la división del tiempo en la Escala Geológica.
Y al igual que sucede en Historia, cuanto más nos alejamos hacia atrás en el tiempo, menos «resolución» o detalle tenemos de esos cambios.
Este tipo de organización cobra aún más sentido cuando manejamos cantidades de tiempo tan grandes que son inimaginables. ¿Y dónde encontramos las pruebas de esos cambios en la historia de la Tierra? En el registro geológico, que es como la agenda de nuestro planeta donde nos ha dejado apuntada parte de su historia en esas instantáneas que son las piedras (figura 5).
Figura 5. Los límites entre periodos geológicos se establecen mediante eventos que alteraron el desarrollo de la Tierra. Estos eventos han quedado registrados en las rocas de la Tierra, como si fueran la agenda o el diario donde nuestro planeta ha apuntado algunas de sus actividades más importantes
Aquí te dejamos el enlace a la Tabla Cronoestratigráfica Internacional en castellano que está continuamente en revisión, actualización y mejora; y que supone una de las grandes contribuciones de la Geología a la Sociedad.
La jerarquización del tiempo geológico
El tiempo geológico se organiza de manera jerarquizada, como podemos ver en la Figura 6:
Los eones abarcan varias eras.
Las eras abarcan varios periodos.
Los periodos abarcan varias series, etc.
Cada una de estas divisiones son unidades temporales geológicas.
Figura 6. Esquema de la jerarquización de las distintas unidades geológicas que componen la Tabla del tiempos geológico.
Recuerda que cada unidad tiene su propia duración.
El uso de unas u otras unidades dependerá del tipo de investigación o representación que se quiera realizar:
EÓN es la unidad de mayor intervalo de tiempo geológico.
Existen 4 eones, de más antiguo a más moderno:
Hádico (desde el origen del Sistema Solar hasta hace 4000 Ma).
Arcaico (desde hace 4000 Ma hasta hace 2500 Ma).
Proterozoico (entre 2500 y 539 Ma).
Y Fanerozoico (desde hace 543 Ma hasta la actualidad).
Es habitual que Hádico, Arcaico y Proterozoico se agrupen en una unidad informal llamada Precámbrico (lo de antes del Cámbrico).
¿Qué es lo que cambió de unos eones a otros para diferenciarlos entre sí? Algo tan propio de la Tierra como la aparición de la vida, y los cambios que ésta produjo en el planeta (figura 7).
Al comienzo, en el eón Hádico, no había vida y se producían bombardeos continuos de meteoritos siendo la Tierra una bola de material fundido.
Ya en el Arcaico, el bombardeo termina y aparecen las primeras formas de vida, pero la atmósfera terrestre es aún reductora, con gran cantidad de gases de efecto invernadero.
En el Proterozoico, con los continentes ya bien desarrollados, la actividad biológica de bacterias y cianobacterias cambia la composición de la atmósfera aumentando la presencia de oxígeno.
Los nuevos cambios favorecieron que se produjeran la explosión de la vida que marca el comienzo del cuarto eón en el que nos encontramos, el Fanerozoico.
Figura 7. División del tiempo geológico en Eones (Hádico, Arcaico, Proterozoico y Fanerozoico) según el desarrollo de continentes y la evolución de la vida.
Salvo el Hádico, del que no tenemos registro geológico, el resto de eones se dividen en ERAS. Las distintas eras están delimitadas por el inicio de distintos ciclos orogénicos de creación (y posterior desmantelamiento) de grandes cadenas montañosas por movimientos de los continentes. Por ejemplo, el Fanerozoico lo integran tres eras geológicas: Paleozoica, Mesozoica, y Cenozoica (figura 8).
Figura 8. División de la eón Fanerozoico en las eras Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico en función de la tectónica continental.
Las eras a su vez se dividen en PERIODOS. Los periodos a su vez en SERIES y las series en PISOS. Estas otras divisiones están marcadas por cambios en los organismos, en las condiciones climáticas y/o en las condiciones geológicas.
Eón > Era > Periodo > Serie > Piso
Conclusión
Con esta entrada solo queremos dar una visión de cómo medimos el tiempo geológico y el funcionamiento de la potente herramienta que es la Tabla del Tiempo Geológico, una de las grandes aportaciones de nuestra ciencia.
Todo lo que ha sucedido en nuestro planeta queda englobado en ese concepto temporal. Y el tiempo no se detiene, así que esto no acaba aquí…
Algunos ejemplos de Tablas del Tiempo Geológico(en castellano)
Tabla del Tiempo Geológico, trabajo con carácter pedagógico dirigido a alumnos iniciados en las Ciencias Geológicas, de Ángel Caballero García de Arévalo para el CSIC – Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra (IACT).
Una de las aplicaciones más directas del estudio científico de los procesos naturales se encauza a través de una disciplina que denominamos Riesgos Geológicos.
Esta disciplina estudia la interacción entre los procesos geológicos potencialmente dañinos, como terremotos, tsunamis, erupciones volcánicas, inundaciones, hundimiento (subsidencia) del terreno, deslizamientos de ladera, riesgos relacionados con la evolución de las costas, etc., conlas personas (y nuestros bienes y servicios).
Tenemos que ser conscientes de que los procesos naturales interaccionan con nosotros, queramos o no. Y aunque en entornos urbanos altamente desarrollados en ocasiones parezca que vivimos aislados de la dinámica natural, la realidad es que ésta nos afecta, a veces de forma trágica y desde luego no deseada.
Just now in Alta, Norway: Huge mudslide dragging several houses into the sea. pic.twitter.com/xR4t5zLI7m
Imágenes como esta de un deslizamiento en la costa noruega circulan de forma habitual en las redes sociales.
En las últimas décadas y tras las catástrofes de Fukushima en 2011 o del tsunami de Indonesia en 2004, ambas retransmitidas prácticamente en directo, somos cada vez más conscientes como sociedad de este tipo de peligros.
¿Hay más desastres naturales ahora?
Por lo que sabemos a día de hoy, los procesos geológicos potencialmente peligrosos siguen siendo prácticamente los mismos que hace unas décadas. Desde la Geología no hemos encontrado un incremento relevante ni de su número ni de la energía que desarrollan.
Tampoco hay un incremento de los procesosde alta energía-baja frecuencia, esto es, los que desencadenan un nivel de energía inusitado, como son los terremotos más violentos o las erupciones volcánicas más explosivas, tsunamis, etc.
Esto implica que el mismo fenómeno ahora es capaz de generar un impacto mucho mayor, afectar a más personas y provocar muchas más pérdidas.
Gráfico de evolución de la población total mundial, incluida la predicción de aumento hasta el año 2100. Fuente: ONU.
En la jerga de los riesgos geológicos llamamos:
Peligrosidad,a la probabilidad de que se produzca un proceso geológico en una zona en concreto.
Susceptibilidad, a las características del espacio en donde se desarrolla el proceso geológico y cómo afecta a su evolución.
Vulnerabilidad, al impacto en función de parámetros sociales (densidad de población, tipo de edificaciones, etc.).
Exposición, a la distribución de las personas y bienes en relación al proceso estudiado.
La combinación de estas cuatro variables caracteriza el riesgo, que termina siempre midiéndose en términos económicos.
Por tanto, un fenómeno natural de altísima energía, como pueda ser un terremoto de magnitud muy alta, presenta un riesgo cero si no afecta a nadie y no causa pérdidas ni económicas ni personales porque se produce en una zona completamente desierta (la vulnerabilidad es muy baja o inexistente).
La expansión humana, acelerada sobre el planeta desde la década de los 60 del siglo XX, hace que los mismos procesos tengan cada vez mayor impacto y por tanto aumente el riesgo de forma muy notable.
Un ejemplo: el terremoto de Torrevieja de 1829
El 21 de marzo de 1829 se produjo un terremoto de magnitud próxima a 7 (muy fuerte) con epicentro en las cercanías de Torrevieja. Sabemos, según los registros de la época, que murieron 389 personas y otras 375 fueron heridas. Unas 3.000 casas quedaron completamente destruidas, cuatro pueblos tuvieron que ser relocalizados y, como podéis imaginar, las pérdidas económicas fueron también muy cuantiosas para la época.
Vista general de Torrevieja desde el puerto. Enero de 1908. Dominio público. Fuente: Wikipedia.
¿Qué pasaría hoy?
Si este fenómeno natural sucediera hoy de forma exacta a como sucedió en 1829, los daños serían mucho mayores (habría aumentado el riesgo) porque la vulnerabilidad (cantidad de gente, casas, carreteras, infraestructuras, etc.) se ha incrementado de forma muy importante desde 1829. Basta con decir que la ciudad de Torrevieja tiene a día de hoy más de 85.000 habitantes empadronados mientras que en 1829 no llegaban a 4.000, con lo que la población se ha multiplicado por más de 20 desde entonces.
Vista aérea de Torrevieja, 29 de octubre de 2020. Autor: Werner Wilmes. CC BY 2.0
Los riesgos también «se modernizan»
Otro ejemplo más, relacionado con la vida moderna. Imagina que un deslizamiento de rocas bajo el mar, consecuencia indirecta de un terremoto, corta un cable submarino de los que soportan la banda ancha de Internet. Pues no lo imagines, sucedió en 2006 en Taiwan.
Como consecuencia de este episodio, se producen daños materiales: se pierden unos cables, caros de instalar y reparar, y se corta la red a una zona del planeta. Esto último va a generar unas pérdidas sustancialmente mayores que el daño material, ya que conlleva una caída en un número importante de servicios de todo tipo: comerciales, sanitarios, bancarios…
Aunque deslizamientos submarinos hay desde siempre, este riesgo concreto no existía tiempo atrás, ya que Internet nace en la década de los 80 del siglo pasado. Pero ahora es un riesgo muy real.
Mapa de cables submarinos en el mundo. Actualizado a 22 de febrero de 2023. Fuente: submarinecablemap.com
Estudio y prevención de los efectos de los riesgos geológicos
El estudio de las Ciencias de la Tierra ofrece herramientas para evaluar, prevenir y predecir los riesgos geológicos.
En general no podemos saber cuándo se va a producir un fenómeno natural potencialmente dañino de forma exacta (aunque en muchas ocasionesse pueden acotar rangos temporales razonablemente precisos). Pero sí podemos saber dónde, con qué intensidad y cómo se van a distribuir espacialmente sus efectos.
Incluso en los casos más impredecibles como son los terremotos, tsunamis, erupciones volcánicas muy explosivas o avenidas en zonas de alta montaña, se han puesto en funcionamiento con éxito redes de monitorización que permiten una alerta temprana del sucesoy dan minutos muy valiosos a personas y administraciones para ejecutar planes de respuesta de emergencia definidos de antemano.
Noticia: Inauguran en Ávila una ruta didáctica para aprender sobre las riadas. 12 de agosto de 2020. Fuente: elagoradiario.com
Cada vez sabemos más sobre cómo funcionan los procesos geológicos, lo que incide en una mejor valoración de la susceptibilidad. Y somos más capaces de definir sus consecuencias de forma precisa y por tanto de definir esas interacciones no deseadas con nuestras poblaciones e infraestructuras.
Esto ha permitido que el estudio de los riesgos geológicos se haya ido incorporando a la planificación del territorio. En algunos países es algo que cuenta con una larga tradición.
Prevenir es la herramienta más eficaz y económicamente rentable para reducir las pérdidas tanto de vidas humanas como económicas.
Desafortunadamente, el ritmo al que se incorporan las novedades y avances técnicos a las distintas normativas de construcción, planificación, diseño o desarrollo de planes de emergencia post-catástrofe es más lento de lo que nos gustaría, no solo en España.
Todo este trabajo se desarrolla en su mayor parte desde centros de investigación públicos financiados con el dinero de los estados. Un recordatorio más de que la inversión en ciencia base nunca es un gasto y que siempre revierte de muchas formas a la sociedad.
Javier Lario y Teresa Bardají (coords.) 2016. Introducción a los Riesgos Geológicos. Universidad Nacional a Distancia, Madrid. ISBN: 978-84-362-7014-3.
Pablo G. Silva, Miguel A. Rodríguez-Pascua, Jorge L. Giner Robles, Javier Élez, Pedro Huerta, Francisco García-Tortosa, Teresa Bardají, M. Ángeles Perucha, Raúl Pérez-López, Pedro Vicente Gómez, Javier Lario, Elvira Roquero y M. Begoña Bautista Davila. 2019. Catálogo de los Efectos Geológicos de los Terremotos en España, Segunda Edición, revisada y ampliada. Editado por Pablo G. Silva Barroso y Miguel Ángel Rodríguez Pascua y publicado por el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) y la Asociación Española para el Estudio del Cuaternario (AEQUA), Serie: Riesgos Geológicos y Geotecnia nº 6, 806 p. ISBN 978-84-9138-075-7.
Riesgos geológicos actuales, las catástrofes naturales y cómo nos afectan, de Javier Elez para #Bachillerato.
Impactos cósmicos en nuestro planeta y cómo encontrarlos, de Javier Pérez Tarruella para #ESO.
Esta última #Geocharla ha incluido una versión del experimento que Javier Pérez Tarruella documentó en este hilo de Twitter:
Unas gotas de leche me han servido para ver mejor que nunca la formación de cráteres complejos! ¿Por qué los cráteres más famosos de la Luna tienen un pico en el centro? ¡Mira estas fotos! – HILO La habitación es un buen lab cuando no puedes ir a la @usalpic.twitter.com/wXNu5455p4
Las #Geocharlas son actividades de divulgación de la Geología orientadas a colegios de infantil y primaria, institutos de secundaria, universidades y asociaciones coordinadas por la Comisión Mujer y Geología de la Sociedad Geológica de España
La mayor parte del petróleo que conocemos se forma fundamentalmente a partir de zooplancton y fitoplancton marino que murió y se sedimentó junto con arcillas en los fondos marinos en unas condiciones de falta de oxígeno (anoxia).
Esto hace que la materia orgánica de estos organismos no se descomponga y que sea enterrada gradualmente al continuar la sedimentación en estas cuencas marinas.
Zooplancton. Especie no identificada de copepoda. Imagen de Uwe Kils – English Wikipedia. CC BY-SA 3.0
Presión y temperatura
Con el enterramiento aumentan también la presión y la temperatura. Los sedimentos arcillosos que contienen la materia orgánica se trasforman en una roca que llamamos lutita.
Hay que imaginarse que esto en algunas ocasiones se ha producido a escala planetaria y ha generado capas de decenas o centenares de metros de espesor con porcentajes de materia orgánica que pueden superar el 10%.
Capas de lutitas y margas de origen marino con contenidos altos de materia orgánica. Cuenca de Jaca, Pirineo Oscense. Imagen de Javier Elez.
En ocasiones, estos mismos procesos se han dado en lagos de gran tamaño, que atraparon cantidades importantes de materia orgánica en los sedimentos de su fondo, generando condiciones similares (más reducidas en tamaño) a las producidas en las cuencas marinas.
Cuando los contenidos en materia orgánica son altos y la roca es capaz de generar hidrocarburos, se la suele denominar informalmente roca madre (hot shale o black shale en terminología anglosajona).
El incremento de presión, pero sobre todo el de temperatura, hace que la materia orgánica (CHONP) se transforme en petróleo.
Esto ocurre en una ventana de temperaturas pequeña que va desde los 50 a los 150ºC, ya que:
Por encima (175º C), el petróleo termina desnaturalizándose y transformándose primero en gas y después en carbono.
Y por debajo de 50ºC no existe transformación.
Sondeo para la explotación de petróleo. El testigo recuperado está teñido de negro por el crudo. Imagen cedida por Israel Polonio.
Como ves, las condiciones ambientales globales y geológicas para que se formen esas rocas que contienen tanta cantidad de materia orgánica son complejas:
Anoxia en los océanos (poco oxígeno).
Alta productividad biótica (mucha vida).
Sedimentación de arcillas.
Enterramiento.
Incremento de presión y temperatura.
Sin embargo, estas situaciones las hemos tenido reiteradas veces a lo largo de la evolución del planeta (en repetidas ocasiones durante los periodos Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico).
Las condiciones para la formación de petróleo se han dado repetidas veces a lo largo de la historia de la Tierra, en el Paleozoico, Mesozoico y Cenozoico. Descubre cuánto abarcan estas eras en la Tabla Cronoestratrigráfica Internacional.
Y en ocasiones han afectado a gran parte del planeta al mismo tiempo; por eso hay petróleo en tantos lugares diferentes del mundo.
Las condiciones ambientales globales y geológicas favorables para la formación del petróleo se han dado muchas veces a escala planetaria. En este gráfico se puede ver la producción de petróleo en todo el mundo en el año 2019, lo que da una idea de su distribución global. Fuente de los datos: BP Statistical Review of World Energy; gráfico: https://ourworldindata.org/fossil-fuels.
Petróleo de origen vegetal
En menor cantidad también hay una serie de hidrocarburos que vienen derivados del enterramiento de materia orgánica de origen vegetal continental (árboles y similares).
El ejemplo típico: en zonas de desembocadura de ríos en deltas en las que el rio arrastra la vegetación y la acumula en zonas preferentes junto con los sedimentos del delta. Sabemos que este proceso, aunque tiene un alcance geográfico menor, también se ha producido innumerables ocasiones a lo largo de la historia del planeta.
¿En cuánto tiempo se forma el petróleo?
Es difícil saber cuánto tiempo se necesita para que tenga lugar la transformación de la materia orgánica en petróleo, ya que el tiempo geológico es un elemento que no podemos simular en un laboratorio. Pero habitualmente hablamos de cientos de miles a millones de años.
Muestras tomadas de sondeos de exploración de hidrocarburos teñidas de negro en donde destaca la materia orgánica, el petróleo. De Israel Polonio.Muestras tomadas de sondeos de exploración de hidrocarburos bajo luz ultravioleta en donde destaca la materia orgánica, el petróleo. De Israel Polonio.Muestras tomadas de sondeos de exploración de hidrocarburos teñidas de negro (arriba) y bajo luz ultravioleta (abajo) en donde destaca la materia orgánica, el petróleo. Imágenes proporcionadas por Israel Polonio.
– Una de las particularidades de la Geología como ciencia es que es una ciencia histórica.
– ¿Qué quiere decir esto?
– Que los procesos que estudiamos y que son responsables de la dinámica de nuestro planeta se han dado en un espacio y sucesión temporal determinados.
Este orden es muy relevante, ya que mucho de lo que acontece en un momento dado suele estar fuertemente condicionado por su pasado más o menos inmediato.
¿Cómo entendemos el tiempo en los procesos geológicos?
Por lo general, en el imaginario colectivo se entiende que los procesos geológicos son todos lentos, que requieren de mucho tiempo (millones de años) para tener lugar y que solo el paso del tiempo constante y tenaz es capaz de generar cambios significativos en el planeta.
Pero esto no es así, necesariamente. Por ejemplo, la erupción de La Palma ha durado poco más de dos meses y sin embargo ha cambiado significativamente la topografía de un sector de la isla para los próximos miles de años.
Recopilatorio diario visual del volcán de la erupción de Cumbre Vieja, La Palma. IGME.
Es por eso que queríamos explicar aquí cómo se entiende el tiempo en Geología ⤵️.
Procesos lentos vs. rápidos
Es cierto que algunos procesos son constantes, progresivos y lentos. Y que necesitan de millones de años para que se observen los efectos. Por ejemplo:
Pero muchos otros son (extremadamente) rápidos. Por ejemplo:
Un terremoto puede cambiar la posición y topografía de una zona concreta del planeta en cuestión de minutos.
En los fondos marinos más profundos y tranquilos puede producirse sedimentación que registre decenas de millones de años de forma continua. Pero en otros contextos es muy habitual encontrarnos en el registro geológico sedimentos de fenómenos de tormenta, tsunamis, explosiones volcánicas, etc. que sabemos que solo pudieron durar unas pocas horas o minutos.
Además, que un proceso necesite de millones de años para culminar, como la formación de cordilleras, no quiere decir necesariamente que se produzca de forma lenta y pausada. Puede desarrollarse a pulsos, acelerando y desacelerando en función de un número importante de variables.
Tiempos diferentes, resultados similares
El mismo proceso se puede dar en intervalos temporales diferentesdando lugar a resultados muy similares.
Por ejemplo, los volcanes pueden estar activos durante millones de años, pero a veces hay edificios volcánicos pequeños que comienzan a funcionar en pocas semanas. De igual forma, su desaparición puede ser lenta y progresiva por erosión o corta y violenta si explotan.
También es posible encontrar sedimentos continuos de fondos tranquilos de lagos que abarcan solo unas pocas decenas de miles de años (los lagos se llenan rápidamente de sedimentos). En contraposición a los sedimentos de fondos marinos profundos que hemos comentado y que pueden abarcar decenas de millones de años.
Procesos únicos vs. procesos cíclicos
Algunos procesos son únicos y otros cíclicos, con independencia de su duración. Por ejemplo:
El clima ha ido oscilando de glaciación a deglaciación de forma cíclica (y por causas perfectamente conocidas) a lo largo de los últimos 2,5 millones de años (periodo Cuaternario) unas 55 veces.
Curva del nivel del mar y estadios isotópicos marinos (MIS) en los diferentes ciclos glaciares-interglaciares durante los últimos 200.000 años. Figura incluida en el artículo El Periodo Cuaternario: La Historia Geológica de la Prehistoria, de Silva, P.G.; Bardají, T.; Roquero, E.; Baena-Preysler, J.;Cearreta, A.; Rodríguez-Pascua, M.A.; Rosas, A.;Cari Zazo; Goy, J.L.
Sin embargo, la formación de los océanos, probablemente a partir de un bombardeo de cometas de hielo procedentes de los márgenes exteriores del sistema solar, es un proceso único e irrepetible.
Interacción y condicionamiento
Y además el conjunto de procesos interacciona entre sí, de forma que unos procesos y sus resultados condicionan a otros y su desarrollo. En general, los intervalos temporales de los procesos se mezclan e interfieren entre ellos:
La evolución de unas especies en otras puede ser un fenómeno lento y progresivo. O completamente súbito por causas puramente evolutivas. A esto último lo llamamos radiación adaptativa.
Sin embargo, un fenómeno puntual como el impacto de un meteoritopuede causar extinciones masivas y en cuestión de pocos años cambiar completamente la distribución de fauna a nivel planetario (sí, por ejemplo el de los dinosaurios, pero a diversas escalas hay muchos más ejemplos de meteoritos y extinciones).
El sesgo de conocimiento en Geología
Además, tenemos un sesgo de conocimiento en función de los datos de los que disponemos y sus márgenes de error.
Muchas de las rocas más antiguas del planeta han sido destruidas (recicladas) en lo que conocemos como ciclo de Wilson. Por lo tanto, hay un mayor volumen de roca que se conserva de épocas recientes, de manera que somos capaces de identificar muchos (pero muchos) más procesos y fenómenos cuanto más nos acercamos al presente. De la última parte de la evolución del planeta incluso tenemos las formas relictas (heredadas, que se formaron en épocas pasadas) de fenómenos que ya no existen y que nos ayudan también a caracterizar el pasado. Por ejemplo, los circos glaciares de Gredos y de todo el Sistema Central: ya no existen los glaciares que los originaron, pero sí sus huellas.
Laguna glaciar de El Duque, en Solana de Ávila, Ávila. Imagen de Gabriel Castilla.
Y no menos importante: los métodos de datación absoluta de los que disponemos (los que nos dan edades numéricas) tienen en general mayor precisión cuanto más nos acercamos al presente, de forma que:
Dataciones de hace más de 3000 millones de años pueden tener márgenes de error de más/menos 200 millones de años.
Y dataciones de hace 3000 años pueden tener márgenes de error de más/menos 250 años.
Desafortunadamente, a día de hoy no es posible modelizar en laboratorio cómo afecta el parámetro tiempo a los distintos procesos y materiales geológicos. Y por eso no tenemos más remedio que «imaginarnos» el tiempo, que como has visto es un parámetro escurridizo.
Próximamente: Cómo entender la tabla del tiempo geológico
Se trata de una web en la que podrás encontrar una selección de contenidos y recursos relacionados con la enseñanza de la geología organizados por categorías para que sea más fácil localizar la que necesitas. Prácticas de geología, actividades, recursos didácticos, materiales, juegos…
Todos los contenidos han sido diseñados por profesionales y publicados en diversos medios. En este repositorio hemos seleccionado algunos de los que hemos creído más útiles desde nuestra experiencia en docencia y divulgación.
Esta web está pensada especialmente para profesionales de la enseñanza en todo el periodo educativo, desde infantil a universidad.
Pero también para todas aquellas personas que se dediquen a la divulgación de la geología: profesionales del turismo de naturaleza, monitores de tiempo libre, educación no formal… Muchos de los recursos son fácilmente adaptables a otras edades/colectivos/propósitos distintos de los originales en caso de que encontréis la ocasión o la necesidad para ello.
Qué contenidos incluye
La web incluye una selección previa de materiales didácticos variados (prácticas, juegos, recursos…) organizados por:
Niveles educativos, también educación no formal y diversidad funcional.
Ámbitos de aplicación: aula, laboratorio, campo o virtual.
Temáticas: clima y medioambiente, fósiles, mapas y cortes geológicos, minerales y rocas…
Idiomas.
Pero esta selección no pretende ser exhaustiva ni queremos dar a entender que las prácticas aquí expuestas sean las mejores, ya que la selección responde únicamente a nuestro criterio personal y profesional.
La web incluye una selección de prácticas de geología, pero también otros recursos didácticos, juegos, webs recomendadas… Dibujo de Anabel Casado.
Incluimos también una sección denominada “Más Recursos” en la que se incorporan algunos de los repositorios de recursos docentes para geología más relevantes y que tienen un sello de calidad contrastado. Esto permite continuar la búsqueda de material más allá de esta página, pero con garantías 🤩.
Objetivos
En resumen, los objetivos concretos de este proyecto son:
Facilitar a los docentes la búsqueda de recursos educativos y materiales de calidad para la enseñanza de la geología.
Dar visibilidad a muchos recursos didácticos excelentes enterrados y dispersos en el mar de internet.
Y en general, facilitar la enseñanza práctica y la divulgación de la geología en todos los ámbitos educativos, tanto formales como no formales.
Un proyecto vivo
Este proyecto surge a partir de muchas conversaciones a lo largo de los años con profesionales de la geología, incluidos docentes de secundaria, en las que comentábamos la falta de material disponible en la red y específicamente para hacer prácticas sobre geología.
La realidad es que hay un número razonable de recursos docentes para aplicar al mundo de las Ciencias de la Tierra pero están muy dispersos y encontrarlos siempre es una tarea que consume mucho tiempo y no asegura buenos resultados, al menos hasta ahora…
Este 11 de diciembre queremos celebrar el Día Internacional de las Montañas visitando el macizo del Montsec, un lugar emblemático del Prepirineo para los amantes de la Geología.
El macizo se levanta entre dos depresiones, la cuenca de Tremp al norte y la cuenca de Àger al sur; haciendo de divisoria natural entre dos comarcas leridanas: La Noguera y el Pallars Jussà.
Foto 1. Vista general del macizo del Montsec con las principales cimas al fondo. Imagen de Gabriel Castilla.
El macizo del Montsec está formado por rocas de laera Mesozoica (unos 250 millones de años de antigüedad), que contienen fósiles tanto de organismos marinos como de dinosaurios.
Foto 2. Vista panorámica del Montsec de Ares (1307 m de altitud) desde el Montsec de Rubies (1667 m). Ambas cimas se encuentran separadas por el acantilado de Terradets. Imagen de Gabriel Castilla.
El macizo del Montsec es un espléndido ejemplo de relieve tectónico formado por un gran cabalgamiento.
Foto 3. Fotografía de larga exposición del Montsec de Ares. Los trazos blancos son partículas de polvo y humedad desplazadas por el viento. Imagen de Gabriel Castilla.
El cabalgamiento del Montsec es un pliegue que ha sufrido una presión tan intensa que se ha roto y se ha desplazado horizontalmente (en este caso unos 7 kilómetros) respecto del lugar donde originalmente se encontraban las capas dispuestas horizontalmente. La serie sedimentaria ha «cabalgado» sobre sí misma y se ha duplicado en la vertical. Con el paso del tiempo el relieve es erosionado, formándose los valles y acantilados que lo perfilan.
Foto 4. Acantilados del Montsec de Rubies, cuya cima supera los 1600 m de altitud. Imagen de Gabriel Castilla.
Con el lema #MountainsMatter (#LasMontañasImportan), la ONU dedica este día al «turismo sostenible en las montañas». Descubre más sobre qué ver y cómo vivir estas montañas en la web del Geoparc Orígens.
Texto, gráficos y fotografías – Ana Isabel Casado Fotografías y modelo 3D- Javier Elez
Cuando miramos el paisaje que nos rodea, tenemos delante de nuestros ojos una postal del viaje que estamos haciendo, la instantánea de «cómo son las cosas» en este momento.
Pero observando un poco más, podemos hacernos preguntas y pensar de qué manera se ha llegado a formar este paisaje, como sucede en el abanico aluvial de la Garganta de Santa María, en Candeleda, Ávila (fig. 1).
Fig.1: El río Garganta de Santa María a su paso por el puente de la Barranca (Candeleda, Ávila). En el momento de la fotografía, el río no lleva una gran fuerza, al contrario que cuando recibe aportes extra de agua (por ejemplo con el deshielo en las montañas de Gredos). Aún así, vemos grandes bloques de granito que han sido transportados por el agua hasta el lugar en el que se encuentran ahora. Por ello, podemos deducir que el agua transportó esos grandes bloques en momentos de mayor energía, formando el abanico aluvial de Candeleda. Fotografía de Javier Élez.
No nos cuesta imaginar que esa corriente de agua, que se oye como un susurro, aumentará su caudal en momentos de avenidas torrenciales (por tormenta o tras el deshielo) teniendo la fuerza necesaria para mover grandes bloques de piedra desde las montañas.
Así bajaba el río el 07/03/2013, tras unos días de intensa lluvia junto con el deshielo de la nieve acumulada en las cumbres de Gredos. Vídeo de Luis Blázquez.
Estos bloques de piedra se irán fragmentando y redondeado al chocar unos con otros según se desplazan aguas abajo (fig. 2).
Fig. 2: Bolos redondeados aguas abajo del río Garganta de Santa María, en Candeleda, Ávila. Imagen de Ana Isabel Casado.
El agua erosiona, transporta y sedimenta
El agua es una trabajadora incansable. A veces con menos fuerza y otras con más. Manteniendo en suspensión arcillas (partículas tres veces más pequeñas que el diámetro de un pelo humano) o empujando grandes bloques. O mejor dicho, todo al mismo tiempo.
A grandes rasgos, se pueden diferenciar cuatro formas de transporte del sedimento en el curso fluvial en función de su tamaño, su forma y la energía del agua (fig. 3):
Las partículas más pequeñas (habitualmente con formas laminares), las que estudiamos mejor con ayuda de los microscopios, son capaces de viajar en el agua en suspensión.
Las de tamaño intermedio, las que vemos a simple vista y nos caben en la palma de la mano, pueden moverse por saltación gracias a pequeños choques con el fondo o con otros clastos (rocas o fragmentos de roca). Esto les permite continuar su movimiento hacia delante cuando aparentemente se iban a depositar.
Con este mismo tamaño, o incluso algo más grandes, hay piedras que pueden rodar por el lecho del río gracias a que se van desgastando y van tomando formas cada vez más esféricas.
Las rocas más grandes, por lo general también las más angulosas, se mueven por arrastre pegadas al fondo del río.
Fig. 3: Representación esquemática de las formas de transporte de sedimento por corrientes fluviales. Existe una relación directa entre el tamaño del material que se transporta y la energía del agua del río. No es necesaria demasiada energía para mover sedimentos de pequeño tamaño como las arcillas ya que se encontrarán en suspensión en el agua. Partículas algo mayores se mueven por saltación, siendo necesaria más energía para que esto se produzca. Si la energía aumenta, también se pueden mover bloques mayores que, dependiendo también de su forma, pueden moverse por rodadura si son más redondeados (como si fuera un balón) o por arrastre pegados al fondo cuando tienen una forma más aerodinámica (cantos planos rodados). Figura de Ana Isabel Casado.
Cuando el río baja cargado de agua, se lleva consigo todo aquello que es capaz de mover, tanto lo grande como lo pequeño, no hace distinción. Es lo que se conoce como sedimento no seleccionado.
Según va perdiendo energía va dejando a su paso las rocas más pesadas, con las que ya no puede cargar. Por eso, cuanto más aguas arriba, más grandes son las piedras. Y es aquí donde se generan las zonas diferenciadas del abanico.
Y es que no hay que olvidar que:
El río erosiona arrancando el material a la montaña.
El río transporta moviendo el sedimento con la energía del agua.
El río también sedimenta, soltando la carga que lleva en su viaje cuando ya no tiene fuerza para transportarla más.
Paleocanales, los canales antiguos
Cuando el río se encauza, tiene un espacio que va desde el lecho hasta la superficie del agua que se conoce como espacio de acomodación (fig. 4) y que no es otra cosa que el hueco del que dispone para fluir.
Este espacio puede disminuir o rellenarse de sedimento y no dejar hueco para el agua, que debe buscar zonas más bajas por las que discurrir.
Fig. 4: El espacio de acomodación es el «hueco» que existe desde el lecho hasta la superficie del agua. Este espacio puede disminuir porque el caudal de agua sea menor y se puede ir rellenando progresivamente hasta desaparecer. En ese momento el agua buscará nuevos caminos por los que le resulte más fácil circular (generalmente con topografías más bajas), cambiando su curso. Figura de Ana Isabel Casado.
Estos procesos de relleno de canales fluviales y búsqueda de nuevos canales laterales, que en Candeleda suceden desde el Pleistoceno (2,5 millones de años), hacen que se sucedan lóbulos de sedimento de manera radial desde el ápice, como ya vimos en la entrada sobre qué es un abanico aluvial.
En Candeleda se pueden reconocer al menos 7 canales anteriores al canal actual, numerados desde el más antiguo (canal 0) al más moderno (canal 6).
En la fig. 5 se muestran estos canales coloreados en escalas de verdes en el modelo 3D del abanico aluvial de Candeleda.
Sobre el mapa geomorfológico del abanico, se ha representado la paleogeografía de los distintos depósitos que han existido en el pasado y que aún podemos reconocer.
Vemos que el canal principal migró de Este a Oeste (canales 0, 1 y 2) y posteriormente de Oeste a Este (canales 3, 4, 5 y 6) hasta ubicarse donde se encuentra activo actualmente.
Fig. 5: Modelo 3D del abanico de Candeleda con la posición de sus paleocanales (canales antiguos) numerados del 0 al 6 y el canal actualmente activo en color verde más claro. En la leyenda se pueden ver sus edades tentativas y sus relaciones temporales, ordenados del más antiguo (abajo) al más moderno (arriba) como indica la flecha rosa. Modelo 3D de Javier Élez.
Sabiendo cuál es la dinámica de este tipo de sistemas, podemos deducir que el abanico se ha formado por la sucesiva acumulación de bolos cuando el canal principal del río ha ido cambiando de posición.
Lo que vemos en el paisaje son los sedimentos de los paleocanales, los antiguos canales del río Garganta de Santa María, que el río fue abandonando hasta llegar al canal que vemos ahora activo (fig. 6).
Fig. 6: Paleocanal que aún conserva su morfología de canal a pesar de estar colonizado por plantas. Fotografía: Ana Isabel Casado.
Así que no debemos olvidar que, en los sistemas de abanicos aluviales, los lóbulos y sus canales cambian mucho de posición.
En la postal que vemos en este momento el canal del río parece estático pero, como hipotéticamente diría Galileo, «y sin embargo se mueve«.
¿Sabías que…
El prefijo Paleo- proviene de la palabra griega palaios (παλαιο) y significa «antiguo» o «muy viejo»? Es un prefijo que se utiliza muchísimo en Geología. Por ejemplo, en Paleontología, que etimológicamente significa «estudio de lo antiguo». Así que cuando leemos una palabra con el prefijo paleo- ya sabemos que nos define algo propio de tiempos pretéritos, no actual. En esta entrada se han explicado qué son los paleocanales (canales antiguos, que no funcionan actualmente como canales) y paleorrelieves (la forma que tenía la superficie del terreno en la antiguedad propia del sistema sedimentario que estaba funcionando en ese momento). Otros ejemplos de palabras con el mismo prefijo son: paleolago, paleoantropología, paleosistema, paleolítico, paleobotánica…
Bibliografía
Dabrio, C.J. y Hernando, S. (2003). Estratigrafía. Colección Geociencias. Facultad de Ciencias Geológicas UCM, Madrid. ISBN: 84-600-9887-7
El próximo domingo 26 de septiembre participaremos en esta Jornada de Voluntariado Ambiental en El Oso, Ávila.
Comenzaremos con una charla sobre la geología de las lagunas de El Oso (a las 10 h. en el Centro de Interpretación Lagunas de La Moraña) y después saldremos al campo a recoger muestras geológicas y colocar carteles interpretativos.
Y no, en el campo tampoco os libraréis de la geoturra… :) Os contaremos todo lo que sabemos sobre la geología de la zona y el origen de las lagunas.
Musealización de la geología de La Moraña
Además, aprovecharemos para presentar un adelanto de los materiales divulgativos que hemos estado preparando para la musealización de la geología de La Moraña y que se podrá visitar próximamente en el Centro de Interpretación.
Prueba de impresión de los paneles explicativos de la geología de La Moraña.
Si te apetece compartir esta jornada con Geología desde Ávila, llama al 608227701 y confirma asistencia. Aforo limitado.
“Es casi imposible para nosotros apreciar lo alejada en el tiempo que está la explosión cámbrica. Si pudieses viajar hacia el pasado a la velocidad de un año por segundo, te llevaría veinte años llegar al principio del periodo Cámbrico. Fue, en otras palabras, hace mucho tiempo.”
Una breve historia de casi todo. Bill Bryson, 2006.
GIF animado de un Mucrospirifer del Devónico (hace entre 419 y 359 millones de años) de Canadá. Imagen: Gabriel Castilla
Si pudiéramos caminar por la orilla de un mar de hace 500 millones de años, encontraríamos en las playas y adheridos a las rocas de la zona mareal organismos con conchas formadas por un par de valvas, animales invertebrados que nos recordarían a las almejas y coquinas actuales.
Sin embargo, un examen más atento de su anatomía revelaría que en realidad son muy distintos a los moluscos que nos son tan familiares. Estos otrosbivalvos, tan sorprendentes como desconocidos, y que constituyen un Filo propio dentro del reino animal, son los braquiópodos.
Braquiópodo del orden Rhynchonellida del Jurásico inferior (unos 200 millones de años) de Guadalajara. Imagen: Gabriel Castilla.
Una explosión de formas
Hace 542 millones de años es el momento señalado por la Geología como punto inicial tanto del Eón Fanerozoico (literalmente Eón de la vida animal visible) como de la Era Paleozoica (etimológicamente, Era de los animales antiguos).
El reino animal, hasta entonces dominado por formas de cuerpo blando, experimentó una importante diversificación con nuevos planes corporales que incluyen órganos, apéndices, conchas y exoesqueletos que, al poder conservarse con más facilidad, hacen que estos organismos sean más visibles en el registro fósil.
De los 31 filos en los que se reparten todos los animales, al menos 11 (entre los que se incluyen Mollusca, Artropoda y Chordata) hicieron su aparición en este período biológicamente convulso al que los expertos llaman explosión cámbrica, uno de los acontecimientos más importantes de la historia de la vida en la Tierra.
Tres vistas en detalle de un Mucrospirifer del Devónico de Canadá (hace entre 419 y 359 millones de años). Imagen: Gabriel Castilla.
El estudio de Lingula, un braquiópodo actual muy similar al fósil Lingulella, que se remonta unos 505 millones de años (justo inmediatamente después de la explosión cámbrica), apunta a que el Filo Brachiopodapudo surgir a partir de gusanos con forma de tubo y cuerpo blando que desarrollaron un par de conchas protectoras para sobrevivir en un mundo cada vez más hostil y competitivo.
Ejemplar de Lingula anatina. Considerado durante mucho tiempo el fósil viviente más antiguo conocido, este honor es hoy tema de controversia entre los expertos. Wikipedia Commons.
Parecido no es lo mismo…
Los braquiópodos son organismos que, a diferencia de los verdaderos bivalvos del Filo Mollusca (al que pertenecen mejillones y berberechos), cuentan con un lofóforo, órgano en forma de corona provisto de tentáculos ciliados que rodea la boca, cuyo movimiento provoca una corriente de agua que atrae las partículas de las que se alimentan.
Muchos cuentan además con un pedúnculo con el que se adhieren al sustrato duro (ya sea una roca o una concha), apéndice que sale al exterior a través de un foramen situado en el borde de la articulación.
Pero la principal diferencia externa respecto a los moluscos estriba en que las valvas de los braquiópodos son distintas en tamaño y curvatura pero simétricas, es decir, la mitad de una valva es una imagen especular de la otra mitad.
Esquema con las principales características de los braquiópodos respecto a los moluscos bivalvos. Elaborado a partir de López Martínez (1988) y de Camacho y Longobucco (2008).
Un pasado glorioso
Hasta nosotros han llegado unas 300 especies de braquiópodos frente a las 30.000 descritas en el registro fósil.
Las especies vivientes tienen una amplia distribución geográfica, desde los mares polares hasta los arrecifes tropicales, y pueden alcanzar profundidades de unos 6000 metros.
El hecho de que la mayoría habiten en profundidades abisales, y que ni su concha ni su carne tengan valor comercial, ha hecho que este Filo de gran interés paleontológico (pues son útiles como fósiles guía para datar las rocas que los contienen) tenga un interés marginal para el resto de la comunidad científica.
Tres vistas de un braquiópodo del género Terebratula del Jurásico inferior de Guadalajara. Imagen: Gabriel Castilla.
GIF animado de un amonites del género Perisphinctes del Jurásico Superior (hace entre 163 y 145 millones de años). Imagen: Gabriel Castilla.
“Bastó el descubrimiento inicial de un amonites dorado reluciendo en la playa para que sucumbiera a la seductora emoción de hallar tesoros inesperados. Empecé a frecuentar las playas, aunque por aquel entonces pocas mujeres se interesaban por los fósiles. Se consideraba una actividad sucia y misteriosa, impropia de una dama. Me daba igual.”
Las huellas de la vida. Tracy Chevalier, 2009.
Si hubiera que elegir un fósil como símbolo de la paleontología, muy probablemente ese privilegio le correspondería a los amonites. El singular atractivo de estos moluscos cefalópodos reside en la elegancia de su concha, cuya forma se aproxima en muchos casos a una espiral logarítmica de proporción aúrea.
Según cuenta Plinio el Viejo en su enciclopédica Historia Natural (siglo I d.C.), el llamadoCuerno de Amón era una de las piedras preciosas más sagradas y exóticas en la antigüedad por su color dorado y por su forma, similar a los cuernos de cordero que eran un atributo del dios Júpiter-Amón.
¿Por qué nos parecen tan bellos los amonites? Su forma de espiral cercana a la proporción áurea podría ser la respuesta. Imagen: Gabriel Castilla.
Parecido no es lo mismo
Los nautilus actuales y los ammonoideos fósiles son anatómicamente parecidos. Ambos cuentan con una concha espiral dividida en cámaras que están separadas por tabiques o septos. Las cámaras son atravesadas por un sifón, órgano que permite controlar la flotabilidad regulando la proporción de líquido y gas que tienen las cámaras.
Sin embargo, los amonites suelen tener el sifón desplazado hacia el borde de la concha, presentan septos ondulados y líneas de sutura (líneas donde las particiones internas se encuentran con la concha externa) con patrones fractales.
Esquema con las principales diferencias anatómicas entre nautiloideos y ammonoideos. Adaptado de García Ramos (1987), Lambert (1988) y elaboración propia.
Detalle de una línea de sutura de tipo ammonítica en un fósil del género Perisphinctes. Imagen: Gabriel Castilla.
Gracias a las bacterias
Los amonites ocupaban una posición intermedia en la pirámide trófica, es decir, eran cazadores pero a su vez eran cazados. Además, presentaban dimorfismo sexual entre machos y hembras.
Su concha era de aragonito, una variedad de carbonato cálcico que tiende a disolverse, por lo que la mayoría de los fósiles son en realidad los moldes internos de las cámaras que quedaron rellenas de sedimento tras la muerte del organismo.
Cuando el proceso de descomposición orgánica tenía lugar en ambientes con poco oxígeno, las bacterias reductoras del sulfato facilitaban la formación de una capa de pirita sedimentaria sobre la concha, de ahí el colordorado (se dice de estos fósiles que están piritizados) al que se refería Plinio.
Ejemplar cortado y pulido en el que se aprecia tanto el sedimento que rellena las cámaras como la distribución de los septos en espiral. Imagen: Gabriel Castilla.
¿Infantil o macho adulto? El principal rasgo de dimorfismo sexual en amonites es el tamaño, y puesto que la estrategia reproductiva consistía en generar y esparcir muchos óvulos, probablemente los machos eran más pequeños que las hembras. Imagen: Gabriel Castilla.
Fósiles guía
La subclase Ammonoidea fue establecida en 1884 por el geólogo alemán Karl Alfred von Zittel (1839-1904), quien se inspiró en la tradición pliniana para establecer el nombre de estos parientes lejanos de sepias y calamares.
Hasta la fecha se han descrito más de 2000 géneros distintos y esta gran diversidad los convierte en un fósil guía de enorme importancia, pues permite datar con precisión rocas sedimentarias de origen marino en cualquier parte del mundo.
Los amonites poblaron los mares desde el Devónico hasta finales del Cretácico (hace entre 419 y 66 millones de años), cuando el impacto de un asteroide desencadenó la gran extinción que puso fin a la era mesozoica.
Os escribo desde el mirador Tunnel View, en elYosemite National Parkde California, Estados Unidos.
Desde este lugar el fotógrafo Ansel Adams inmortalizó cuatro de las joyas del parque:
El gran monolito de granito conocido como El Capitán(izquierda), de 914 metros de altura desde la base.
El gran valle glaciar en forma de U (centro).
La cúpula de granito conocida como Half Dome (centro).
Y la Cascada Bridaveil, de 188 metros de caída (derecha).
Casi todas las formaciones son roca granítica del llamado batolito de Sierra Nevada.
Hace unos 10 millones de años experimentó un ascenso y basculamiento, lo que acentuó la pendiente de los ríos y arroyos de la región, que formaron cañones angostos y profundos.
Posteriormente, hace 1 millón de años, estos valles fueron ocupados por glaciares alpinos que terminaron de modelar el paisaje que contemplamos ahora.
Iván Pérez López es fotógrafo y viajero y actualmente se encuentra embarcado en un viaje alrededor del mundo en furgoneta. Síguele la pista en: iplfoto.com, Instagram y Facebook.
GIF animado del molde interno de un Orthoceras del Devónico. Imagen: Gabriel Castilla.
“Veo que le interesa mi colección de conquiliología, señor profesor. En efecto, puede interesar a un naturalista; pero para mí tiene un encanto más, porque todos estos ejemplares los recogí con mis propias manos: ningún mar del globo se libró de mis exploraciones”
20.000 leguas de viaje submarino. Julio Verne, 1869.
El submarino más famoso de la literatura debe su nombre a un fósil viviente, el Nautilus, perteneciente a un grupo de cefalópodos que hizo su aparición en el Cámbrico y que aún hoy, 500 millones de años después, habitan en las profundidades de los Océanos Índico y Pacífico.
Nautilos significa “marinero”, y los nautiloideos son posiblemente el grupo más antiguo de todos los cefalópodos, ancestros lejanos de sepias y calamares.
Cuentan con una concha que está dividida en cámaras que se conectan entre sí por un sifúnculo, que a su vez conecta con el exterior a través de un sifón. Este órgano permite regular la proporción de agua y de gas que tienen las cámaras y, por tanto, controlar la flotabilidad a distintas profundidades. También les permite desplazarse por retropropulsión, es decir, lanzando chorros de agua a presión.
Esquema del molde interno de un Orthoceras. La concha tenía forma de torpedo, con una cámara de habitación (donde vive el animal) y un fragmocono (parte tabicada que controla la flotación). Adaptado de Meléndez (1983) y elaboración propia.
El registro paleontológico de los cefalópodos es muy amplio, habiéndose descrito más de 10.000 especies fósiles que constituyen una referencia muy importante para determinar la edad relativa de las rocas en las que se encuentran.
Los nautiloideos fósiles se clasifican según la forma de la concha y la distribución interna de las cámaras y el sifón.
Orthoceras
Del Ordovícico al Triásico (hace entre 485 y 300 millones de años) los océanos se poblaron de Orthoceras, un nautiloideo que se caracterizaba por presentar una concha recta y cónica.
Este nombre se lo debemos al naturalista y zoólogo francés Jean Guillaume Bruguière (1749-1798), quien describió este género de moluscos fósiles en 1789.
Dos vistas del molde interno de un Orthoceras (Devónico) con cristales de calcita. Imágenes: Gabriel Castilla.
Como en casi todos los moluscos, la concha de Orthoceras debía ser de aragonito. Tras la muerte del animal esta concha puede quedar rellena de sedimento, mientras que el aragonito tiende a disolverse.
Es por ello que la mayoría de los fósiles son en realidad los moldes internos formados por sedimento que, durante el proceso de fosilización, es reemplazado y recristaliza en calcita, un mineral más estable.
Orthoceras fue un predador nectónico (nadador) que en su dieta incluía trilobites. Fue tal su abundancia que dio lugar a grandes acumulaciones de conchas en los fondos marinos, muchas veces perfectamente orientadas en la dirección de la corriente, formando un tipo de roca sedimentaria llamada caliza con Orthoceras.
Sección pulida de un molde interno en una muestra de caliza con Orthoceras del Devónico Medio de Marruecos. Imagen: Gabriel Castilla.
Continúo viajando por las badlands del estado de Utah, en Estados Unidos.
En una de las pistas me he topado con estos tres sugerentes hoodoos, que es como llaman por aquí a las chimeneas de hadas.
Se trata de pináculos de roca blanda que están coronados por roca más dura, lo que provoca una erosión diferencial en la vertical. Así, mientras que el cuerpo es atacado por el agua y el viento de forma eficaz, la parte superior, por ser más dura, resiste mejor los envites de la erosión.
El resultado son estas formas caprichosas que en ocasiones recuerdan a desgastadas esculturas de alguna antigua civilización. En algunas partes del mundo incluso se las llega a venerar, pues hay quien asegura apreciar en ellas rasgos humanos debido a un curioso fenómeno psicológico conocido como pareidolia.
Iván Pérez López es fotógrafo y viajero y actualmente se encuentra embarcado en un viaje alrededor del mundo en furgoneta. Síguele la pista en: iplfoto.com, Instagram y Facebook.
Hace 65 millones de años, durante el Cretácico, buena parte de Norteamérica estuvo cubierta por un mar poco profundo. En él se formaron calizas y se depositaron materiales como arena, limo y arcilla.
La disolución de la caliza blanda deja al descubierto estos otros materiales, que son erosionados intensamente. El resultado son estas cárcavas, es decir, profundos surcos y socavones del terreno.
Este tipo de terrenos áridos arcillosos, que presentan poca vegetación y elevada pendiente, reciben el nombre de badlands, algo así como tierras baldías.
Una de las formas más características son las llamadas chimeneas de hadas, o sea, las columnas y pilares que coronan las crestas de las cárcavas y que por aquí se las conoce con el curioso nombre de hoodoos.
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“La glossopetra, similar a la lengua del hombre, no nace de la tierra. Se dice que cae del cielo durante los eclipses de la luna, es necesaria en la selenomancia y la alcahuetería, donde la vanidad de la promesa hace que se crea.”
Plinio el Viejo. Historia Natural, Libro XXXVII. Siglo I d.C.
GIF animado de un diente de Carcharocles megalodon del Mioceno. Imagen: Gabriel Castilla.
De «lenguas de piedra» bíblicas…
Desde hace siglos las glosopetrasse usan como amuletos, una tradición que hunde sus raíces en el relato bíblico donde se narra el naufragio de Pablo de Tarso en la isla de Malta.
Según los Hechos de los Apóstoles (27,13-44), mientras Pablo recogía leña para hacer una hoguera con la que entrar en calor tras el naufragio, fue picado por una víbora, pero la mordedura venenosa no le causó ningún daño.
Según una leyenda maltesa, el santo maldijo a todas las serpientes de la isla, por lo que sus lenguas se convirtieron en piedra. Así fue como las lenguas de San Pablo o glosopetras de Malta se convirtieron en objetos codiciados como elementos de protección frente a venenos y enfermedades.
Esquema de un diente de Carcharocles megalodony reconstrucción de un ejemplar adulto del mayor tamaño estimado para esta especie. Adaptado de Meléndez (1983) y Cooper et al. (2020).
…a dientes fósiles de tiburón
Las glosopetras son en realidad dientes fósiles de tiburón, entre los que destaca Carcharocles Megalodon, uno de los mayores depredadores que han conocido los océanos de la Tierra.
Sin embargo, los naturalistas de la Edad Media y el Renacimiento interpretaron estos fósiles como lenguas de animales petrificadas. ¿Cómo fue posible semejante ceguera? Por tres motivos:
Porque el estudio de la naturaleza se abordaba partiendo de la tradición grecolatina y la autoridad de pensadores como Plinio tenía mucho peso.
Porque era condición indispensable asumir el relato bíblico de la creación como marco de referencia indiscutible.
Porque se carecía de una herramienta intelectual como el actualismo.
Diente fósil de Carcharocles megalodon (Mioceno) y detalle del borde aserrado. Imágenes: Gabriel Castilla.
Steno y el método inductivo
El primero en abordar científicamente este problema fue el médico y anatomista danés Nicolás Steno, y lo hizo aplicando el método inductivo, o sea, estableciendo primero una serie de premisas que permitan alcanzar una conclusión lo más acertada posible.
En 1666 pudo estudiar la anatomía de un tiburón blanco embarrancado en aguas de Liguria (Italia) y lo hizo comparando los dientes de aquella bestia con glosopetras.
Para explicar cómo los restos de un organismo marino pueden encontrarse en rocas alejadas de la costa, Steno realizó un exhaustivo trabajo de campo que le llevó a descubrir y proponer los conceptos de sedimento y estrato.
Con estas herramientas publicó en 1667 una obra fundamental en la historia de la Geología: Canis Carchariae, donde se establece por primera vez:
Que los mares de la tierra no han estado siempre donde están ahora.
Que las capas de la tierra son estratos formados por antiguos sedimentos que pueden contener los restos de organismos marinos.
Y que estos restos de organismos marinos pueden petrificar por el reemplazamiento de la materia orgánica por minerales.
Diente de tiburón Squalicorax. Se trataba de un depredador costero de entre 2 y 5 metros de longitud que vivió a finales del Cretácico, hace unos 70 millones de años. Imagen: Gabriel Castilla.
Diente aserrado de Squalicorax. Imagen: Gabriel Castilla.
¿Sabías que…?Los tiburones son peces cartilaginosos (condrictios), por lo que normalmente solo fosilizan la mandíbula y los dientes. Se estima que a lo largo de su vida un tiburón puede llegar a producir unas 24.000 piezas dentales.
El estudio de los dientes fósiles de tiburón mediante razonamiento inductivo y el uso de analogías sirvió para desterrar una superstición y motivó la redacción de una de las obras fundacionales de la Geología. Un texto imprescindible y ameno que merece ser redescubierto.
Se trata de un paisaje kárstico, es decir, el resultado de la disolución de roca caliza por acción del ácido carbónico que se forma al mezclarse el CO2 atmosférico con el agua de lluvia.
Esta roca caliza es muy blanda y tiene su origen en el conocido como Mar Interior Occidental, un mar poco profundo que hace 65 millones de años partía Norteamérica en dos, desde el Golfo de México hasta el Océano Ártico.
Esta es además una zona muy árida y fría en la que el agua de lluvia que se filtra por las diaclasas de la roca experimenta unos 200 ciclos de congelación y descongelación al año. El resultado es una intensa meteorización tanto química (disolución) como física (gelifracción), que transforma la caliza en un territorio baldío e inhóspito pero de indudable belleza.
Para saber más sobre los procesos de meteorización física y química, consulta cómo se forman los pilancones en: Pilancones Vs Marmitas de gigante.
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Estoy en el Natural Bridges National Monumentde Utah (Estados Unidos), un paraje natural dominado por puentes de piedra tan espectaculares como éste, el conocido como Owachomo bridge.
A diferencia de los arcos de roca (que como ya os conté se forman por la acción del hielo y el viento), los puentes son el resultado de la acción erosiva de un río que experimenta cambios en la dirección de su cauce, principalmente cuando se forman meandros (giros) muy cerrados.
El agua golpea y socava la base de las paredes rocosas que encuentra a su paso, que lentamente van siendo horadadas, especialmente después de tormentas muy fuertes.
Los puentes son formas del paisaje muy inestables que tienden a colapsar con facilidad, por lo que geológicamente hablando son bastante jóvenes.
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Participamos con este retrato alfabético en la iniciativa de escritura creativa del mes de febrero 2021 de Café Hypatia: Herederas de Hypatia. #PVherederas #11F #Polivulgadoras
Garantizó la representación de las mujeres de Puerto Rico en el sufragio en ese territorio.
Zonia Baber (izq.), como representante de las mujeres de Puerto Rico, con Burnita Shelton Matthews (drcha.), secretaria de Investigaciones Jurídicas del Partido Nacional de la Mujer. Dialogan sobre la redacción del proyecto de ley del sufragio de las mujeres de Puerto Rico en el Congreso de EE.UU. Imagen: Biblioteca del Congreso de los EE.UU.
Holística era su visión de la educación, las ramas del conocimiento las entendía como interdependientes y así debían de enseñarse (artículo).
Inventó y patentó un escritorio adaptado al estudio de la geografía y la geología.
Escritorio patentado por Zonia Baber en 1896. Imagen: Google Patents.
Juntó en el escritorio un recipiente para arcilla, un pozo de agua y una bandeja para arena, que servían al alumnado para crear sus propios paisajes en miniatura.
Profesora de geología y geografía en la Universidad de Chicago.
Zonia Baber junto al resto de profesores de la Facultad de Geología, Geografía y Paleontología de la Universidad de Chicago en el curso 1912-1913. Imagen: Archivo fotográfico de la Universidad de Chicago.
Quiso hacer de la geografía un medio para conexión y comprensión entre culturas y no de dominación, como se percibía en la época colonial en la que vivió.
Yacen sus cenizas, junto con las de su hermana Helen Scoville Baber, en el cementerio de Evergreen (Lansing, Michigan), municipio donde vivieron juntas sus últimos años.
Tumba de las cenizas de Zonia, y las de su hermana Helen, en el cementerio histórico de Evergreen (Lansing, Michigan). Imagen: fotografía cedida por la Asociación sin ánimo de lucro «The Friends of Lansing´s Historic Cementeries @LansingCementeries«.
Zonia contribuyó a entender la geología y la geografía como lo hacemos hoy en día.
“(…) había un fósil incrustado, que surgía en bajo relieve de la roca. Era un animal con ojos. Los ojos, muertos y transformados en piedra, estaban mirándole en este mismo instante. Se trataba de uno de los crustáceos primitivos llamados trilobites.”
Gif animado de un ejemplar de Phacops en posición defensiva: enrollado haciendo coincidir el cefalón con el pigidio frente a alguna amenaza del medio. Imagen: Gabriel Castilla.
Hace 15.000 años el ser humano ya mostraba interés por los trilobites como elementos ornamentales o amuletos. Mucho tiempo después los lapidarios medievales se ocuparon de estas curiosidades de la naturaleza, que catalogaron bajo el término piedras escorpión, expresión que aún pervive en la cultura popular en ciertas zonas de Andalucía.
Todavía en el siglo XVII, la naturaleza de estos fósiles era tan incierta que incluso en la primera representación pictórica conocida de un trilobite, realizada por el naturalista galés Edward Lhuyd en 1698, aparece descrito como algún tipo de pez.
Fue el filósofo alemán Johann Ernst Immanuel Walch quien en 1771 acuñó el término trilobitaepara referirse a este tipo de fósiles, en clara referencia a los tres lóbulos que presenta su cuerpo: cefalón, tórax y pigidio.
Anatomía general de un trilobites del género Phacops (literalmente ojo de lente) del Devónico. A la derecha vista frontal y lateral del mismo trilobites en posición defensiva (Modificado de Meléndez, 1983).
Estos tres rasgos son la base de su clasificación y la razón por la que se les asocia con la división más numerosa y diversa del reino animal, los artrópodos. También son artrópodos los crustáceos (cangrejos y cochinillas) y los arácnidos (escorpiones), a los que se asemeja pero sin estar emparentado evolutivamente con ellos.
Fósiles guía
Los trilobites son un tipo de artrópodo primitivo que contaba con un exoesqueleto orgánico, resistente pero articulado, que les permitía enrollarse (haciendo coincidir el cefalón con el pigidio) frente a las amenazas del medio.
Aparecieron hace unos 520 millones de años, en el Cámbrico y durante 300 millones de años conquistaron los océanos de todo el planeta, desde las luminosas playas fangosas hasta las oscuras llanuras abisales.
Su rápida evolución y amplia distribución geográfica hace de los trilobites un valioso fósil guía que permite ajustar la escala de tiempo geológico de la Tierra y correlacionar estratos rocosos muy alejados entre sí.
Los ojos de los trilobites
Pero como bien supo ver el escritor naturalista Thomas Hardy, el rasgo más destacado de los trilobites son sus ojos, compuestos por pequeñas unidades sensoriales (los omatidios) constituidas por cristales de calcita.
En el Devónico (hace 417 millones de años) hizo su aparición un tipo de órgano visual de gran complejidad y sin parangón en la historia del reino animal: el ojo esquizocroal.
Ojos esquizocroales de un trilobite del género Phacops. Imágenes: Gabriel Castilla.
El ojo esquizocroal es una innovación exclusiva de los trilobites del suborden Phacopina y se caracteriza por presentar cristalinos de calcita casi esféricos, dispuestos regularmente en un tapiz hexagonal. Las lentes de calcita son gruesas, biconvexas y cuentan con impurezas de magnesio en su interior que permiten alterar el índice de refracción del cristal para lograr enfocar con precisión.
Estos ojos saltones ofrecían una visión estereoscópica de gran campo en condiciones de poca luminosidad, de lo que se deduce que estos trilobites tenían hábitos nocturnos.
Esquema de un ojo esquizocroal y sección de una lente de calcita (Adaptado de Liñán, 1996 y Fortey, 2006).
¿Cómo pudo surgir un órgano visual tan complejo en los albores de la historia evolutiva de los animales? Responder a esta pregunta es uno de los grandes retos de la Paleontología.
¿Quieres saber más?
Los trilobites son considerados fósiles guía. ¿Sabes qué son y para qué sirven los fósiles guía? ——-¿Fósiles guía en Ávila?
Rábano, I.; Gozalo, R. y García-Bellido, D. (Eds). 2008. Advances in trilobite research. Cuadernos del Museo Geominero, nº 9. Instituto Geológico y Minero de España.
Aquí tenéis una panorámica del Broken Arch (literalmente «arco roto»), un relieve formado por la erosión de la arenisca, un tipo de roca sedimentaria que tiene su origen en la arena depositada en la costa de un océano durante el Pérmico, hace unos 260 millones de años.
Los agentes geológicos modelan la arenisca como una escultura:
Primero actúa la humedad, que se filtra lentamente por los poros y fisuras.
Cuando el agua se congela actúa como una cuña y rompe la roca por la presión que ejerce al aumentar su volumen.
Después intervienen el viento y la lluvia, que arrastran las partículas más finas y socavan lentamente las paredes.
El resultado final son formas tan caprichosas y singulares como este arco, uno de los cientos que se pueden contemplar en el Arches National Park del estado de Utah (Estados Unidos).
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GIF animado de un Nummulites o «lenteja» de Estrabón.
La primera descripción de la roca con la que están construidas las pirámides de Egipto se la debemos al geógrafo griego Estrabón, que en el siglo I a.C. escribió:
Al pie de las pirámides se encuentran, amontonados, trozos de las piedras que saltaban de los bloques al cortarlas. Estos pedazos de piedras contienen otras más pequeñas que tienen la forma y el tamaño de lentejas. Algunas se distinguen porque tienen la forma de los granos de cebada a los que se les ha quitado la mitad de la corteza(Geografía XVII, 34).
Lo que nadie podía sospechar entonces es que aquellas lentejas eran en realidad los caparazones de organismos unicelulares muy sencillos pero capaces de fijar un esqueleto mineral de considerable tamaño. Estas formas de vida son los foraminíferos y desde hace unos 540 millones de años pueblan prácticamente todos los mares y océanos del planeta.
El hecho de contar con un registro fósil amplio y muy completo, junto con su rápida capacidad para adaptarse a los cambios ambientales(evolución que queda registrada en las múltiples formas de su caparazón), hacen de los foraminíferos un reloj que permite conocer la edad de las rocas en las que se encuentran, y es por ello que se les considera fósiles guía. Además, permiten identificar la distribución de los continentes y océanos en los diferentes momento de la historia de la Tierra.
Las lentejas de Estrabón son Nummulites, un grupo de foraminíferos ya extintos que durante buena parte de la Era Cenozoica (hace entre 66 y 23 millones de años) poblaron los sedimentos del antiguo Mar de Tetis, depositándose en rocas sedimentarias calizas en el entorno del actual Mediterráneo, desde Girona hasta Egipto.
Galería de imágenes relacionadas
Esfinge y Gran Pirámide en la planicie de Guizah, cerca de El Cairo (Egipto). Imagen: Gabriel Castilla. Con filtro.
Nummulites procedente de uno de los bloques de roca caliza de la Gran Pirámide. Imagen: Gabriel Castilla.
Exterior, interior y corte transversal de un Nummulites (adaptado de Meléndez, 1983).
Principales partes de un Nummulites (adaptado de Bignot, 1988).
Nummulites en una muestra de roca caliza ornamental conocida como Piedra de Girona. Imagen: Gabriel Castilla.
¿Quieres saber más?
Los foraminíferos son fósiles guía. ¿Sabes qué son y para qué sirven los fósiles guía? ——-¿Fósiles guía en Ávila?
También son un buen indicador para conocer la evolución de las temperaturas en estudios paleoclimáticos. Te lo contamos aquí: ——-Así conocemos el clima del pasado
Otro tipo de organismos, los ostrácodos, también se utilizan como indicadores paleoambientales: ——-Ostrácodos, los señores del agua
Es uno de los campos de lava más extensos y jóvenes de Norteamérica, pues las últimas erupciones tuvieron lugar hace solo 2000 años.
Aquí se pueden encontrar rocas basálticas de casi todos los tipos, además de formas volcánicas como estosconos de salpicadura (spatter cones). Se trata de montículos de entre 3 y 5 metros de altura formados cuando la lava, que es expulsada por una grieta, va cayendo en forma de gotas de roca semifundidas que se van soldando unas con otras.
El resultado es este relieve de aspecto primitivo que de alguna manera evoca un paisaje de la Luna; o al menos así lo imaginaron los geólogos que exploraron esta región a comienzos del siglo XX 🌋 🌗.
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Un corte geológico es un esquema que representa lo que está debajo del suelo que pisamos.
Si te imaginas una tarta, cuando la cortas por la mitad ves las capas de bizcocho y nata que la componen (y también las de chocolate si las hay 😋 ).
Un corte geológico es como un trozo de tarta: «cortamos» una sección del terreno para ver qué materiales lo componen.
En un corte geológico lo que dibujamos son las capas que hay en el interior de la tierra y cómo están dispuestas.
El corte geológico se realiza habitualmente desde un punto hasta otro del terreno a lo largo de una línea recta. Para ello, nos suele ayudar representar primero el perfil topográfico de la zona por la que pasa el corte geológico (la representación de valles y cimas, como en las rutas ciclistas).
Al final, el corte geológico no es más que un modelo que interpreta la forma y distribución de materiales que atravesaría nuestro cuchillo si cortásemos hacia abajo la superficie del terreno.
Talud al pie de un camino que nos muestra un conjunto de pliegues apretados en materiales carbonatados, como si estuvieran representados en un corte geológico. Los taludes son cortes geológicos «al natural». Cuenca de Jaca, Pirineo Oscense. Imagen: Javier Elez.
¿Hasta qué profundidad llega un corte geológico?
Pues hasta donde decida su autor según la aplicación que le quiera dar.
Los cortes geológicos son herramientas que tienen muchas aplicaciones y que siempre están construidos con un objetivo claro de inicio. En función de ese objetivo se define la profundidad.
Los hay que van desde pocos metros hasta los que llegan al núcleo y dibujan las capas principales de la Tierra.
Corte geológico desde el Sistema Central hasta la cuenca geológica del Duero. En este modelo aproximado la profundidad sería superior a los 1000 m desde la superficie. Gráfico de Javier Elez.
Se pueden hacer a mano alzada para expresar una idea o proceso o a escala para poder medir ángulos, espesores de capas (potencia), profundidades o cualquier cosa que se nos ocurra.
En ocasiones el modelo final también nos permite reconstruir lo que ya no está, es decir, lo que fue erosionado (lo que habría desde el perfil topográfico hacia arriba)…
Este es uno de los cortes que acompañaba al mapa geológico británico de 1815 de William Smith, primer mapa geológico moderno que cubría un país completo y en el que se implementa por primera vez un código de colores para caracterizar materiales y edades diferentes. Fuente: Natural History Museum, Great Britain.
Los cortes geológicos son imprescindibles en la búsqueda de recursos naturales que se encuentran en el subsuelo, desde minerales y rocas de interés económico hasta hidrocarburos, ya que permiten por un lado cuantificar cantidades y por otro estimar cuánto esfuerzo económico será necesario para extraer el recurso y por tanto saber si es rentable su explotación o no antes de empezar.
En hidrogeología se utilizan para identificar el recurso: dónde y cuánta agua hay en una zona. Y son imprescindibles en la gestión de aguas subterráneas, ya que permiten identificar las vías preferentes de recarga o de contaminación del acuífero y ayudan en el diseño de las medidas de corrección y recuperación.
En obra civil contribuyen a anticipar qué materiales vamos a encontrar en el subsuelo a la hora de hacer una infraestructura (un túnel, un puente, una cimentación de un edificio o una presa) y a prever los problemas y ventajas que el terreno nos ofrece para la realización de esas obras.
Son herramientas imprescindibles en ciencia base, pero también en campos de aplicación de la ciencia como el estudio de los riesgos geológicos (terremotos, deslizamientos de ladera, riesgos volcánicos, etc.).
En el pequeño pueblo Sant Mateu (Baix Maestrat, Castellón) nos podemos permitir el placer de visitar un Museo Paleontológico muy familiar. El fundador y responsable es un maestro de pueblo jubilado llamado Juan Cano Forner que tiene el honor de haber descubierto en la comarca un dinosaurio al que bautizaron con su nombre: Vallibonavenatrix cani. Este maestro convirtió su afición en una pasión y acompañado de sus hijos inició una colección museística reconocida hoy en día por la Comunidad Valenciana.
La chispa de esta pasión se encendió al escuchar los nombres de los fósiles que buscaban unos paleontólogos de la universidad que llegaron a su población preguntando por algunos lugares en la montaña y a los que ayudó como guía.
Pues bien, al igual que Juan hizo de guía de fósiles una vez, los geólogos tenemos una herramienta paleontológica llamada fósil guía que nos ayuda a hacer dataciones.
Qué es un fósil guía
Para empezar, la palabra fósil deriva del verbo fodere en latín, que significa excavar.
Denominamos como fósiles guía a aquellos que son muy característicos de un intervalo temporal concreto de la historia de nuestro querido planeta Tierra.
Los fósiles guía también se llaman ‘directores’, ‘característicos’, ‘tipo’ o ‘índice’ y no pueden ser fósiles cualquiera. El estatus de guía requiere de una serie de condiciones:
Ser abundantes.
Ser fáciles de identificar.
Tener una existencia cortaen la escala temporal geológica.
Y presentar una amplia distribución geográfica y en distintos tipos de roca.
Gracias a la identificación de estos fósiles se pueden hacer de forma fácil dataciones muy precisas de formaciones rocosas muy distantes en la geografía de nuestro planeta.
Algunos de los más célebres son, por ejemplo, los rudistas (edad Cretácico), los ammonites (edad Devónico-Cretácico) y belemnites (edad Jurásico-Cretácico) como los que descubría Mary Anning en Lyme Regis, cuyas aportaciones puedes re-descubrir en este Abecevidas si no lo has hecho ya.
Si alguna vez queremos buscar fósiles guía, debemos tener en cuenta qué rocas pueden contener fósiles de cualquier tipo, y esto ocurre solo en dos tipos de rocas que son:
Rocas sedimentarias, depositadas al mismo tiempo que los seres vivos fosilizados.
Rocas metamórficas, con un grado bajo de metamorfismo (como pizarras y cuarcitas), que permita la conservación de la impronta de los restos orgánicos que contenía la roca sedimentaria original.
Pues bien, este segundo caso es el más extraño, pero es donde se encuentra uno de los fósiles guía más conocidos: el trilobites.
Trilobites y cruzianas
A modo de presentación, se puede decir que este artrópodo marino existió en el Paleozoico y ocupaba ecosistemas en aguas tanto profundas como someras. Debe su nombre a los tres lóbulos que componen su cuerpo -uno central y dos laterales- y se han registrado más de 4.000 especies de trilobites.
Las características de los trilobites son muy curiosas. Sólo por encima, diré que su anatomía recuerda a las cochinillas -o a los insectos bola de aquellos experimentos de curiosidad infantil- con unas placas articuladas en las que se distinguen tres zonas: el cefalón (cabeza), tórax y pigidio (área terminal del cuerpo).
Su alimentación podía ser de lo más variada, desde la carroñera a la filtradora, entre otras. Y el hallazgo de ciertas bolsas incubadoras en el área frontal del cefalón (cabeza en el cuerpo de los artrópodos) ha hecho pensar que su reproducción era ovípara.
Sin embargo, los restos de trilobites que se pueden encontrar en Ávila no son partes de su cuerpo sino del resultado de su actividad. Son las huellas de sus desplazamientos, es decir, lo que los geólogos llamamos icnofósiles. En concreto, éstas de los trilobites reciben el nombre de cruzianas, descubiertas en Sudamérica por d’Orbigny, un naturalista francés que realizó un periplo científico y explorador promovido por la Sociedad Geográfica de Francia entre los años 1826-34.
En esta expedición decimonónica se encontraron numerosos fósiles de este tipo, pero inicialmente no se conocía el origen. Se dudaba entre la procedencia vegetal o animal y se denominaron también bilobites, ya que presentan dos lóbulos.
En Europa también empezaron a encontrarse restos de este extraño fósil bilobites. Así fue como a finales del s. XIX y principios del s. XX comenzó un entretenido debate internacional sobre el origen de esta forma fosilizada.
¿SABÍAS QUE…? El origen de la palabra cruziana es un homenaje al presidente de Bolivia Andrés de Santa Cruz y Calahumana (La Paz, 1792-Beauvoir, 1865), también militar y estadista, en reconocimiento a su labor frente a la Confederación Perú-Boliviana durante el período 1836-39. Esta es la causa de su grafía con la anómala «z».
¿Dónde encontrarlos en Ávila?
Pues bien, el Sistema Central no es un lugar donde se puedan encontrar fácilmente fósiles ya que predominan las rocas magmáticas, que tienen un origen endógeno (de procesos que suceden dentro de la corteza terrestre).
Localización del Embalse de los Serones en el río Voltoya, en la provincia de Ávila (Castilla y León, España).
Esto quiere decir que estas rocas se formaron en ambientes marinos donde los trilobites disponían de alimento y dejaban las huellas de su desplazamiento y además que se sedimentaron durante el Paleozoico, ya que las cruzianas tambien son fósiles guía.
Y ahora es el momento de volver a la pregunta que da título a este post y que ya puedes responder: ¿Hay fósiles guía en Ávila? 😉
CRUZIANAS EN LAS CALLES. Si quieres ver cómo eran los medios que habitaban los trilobites, puedes visitar el Museo de los Mares Antiguos en la localidad de Monsagro (Salamanca). Además, este pueblo es muy pintoresco por el modo en que utilizan las rocas que contienen cruzianas para decorar las fachadas de las viviendas.
En la Ruta de las huellas fósiles se pueden ver las cruzianas expuestas en las fachadas de las casas de Monsagro, Salamanca. Imágenes: Fina Muñoz.
Bellido Mulas, F., Fuster, J.M., Martín Serrano, M.A., Navidad, M., Del Olmo Sanz, A.,De Pablo Maciá, J.G., Villaseca, C. Martín Parra, L.M. Capote, R., González Casado, L.M., De Vicente, G., Pedraza, J., Villasante, R., Centeno, J.D., Merlo, A. Ruiz García, M.T. (1987). Mapa geológico y Memoria de la Hoja nº 507 (El Espinar) E. 1:50.000 IGME, 152 pp.
El agua es un líquido vital. Constituye aproximadamente el 60 % del cuerpo humano, cubre en torno al 71 % de la superficie de nuestro planeta y es imprescindible para que tengan lugar las reacciones metabólicas en el interior de las células. Su presencia es, por tanto, un criterio fundamental a la hora de valorar si en un planeta existe o ha existido vida. Quizá por ello solemos decir que “donde hay agua, hay vida”, aunque sería más preciso afirmar que “donde hay vida, hay agua”.
Como ya explicamos en el post dedicado a la formación de los océanos, existen varias hipótesis sobre el origen del agua en la Tierra. Algunas proponen un aporte externo mediante cometas o meteoritos, mientras que otras plantean que los impactos a alta velocidad habrían favorecido la combinación de átomos de oxígeno e hidrógeno durante las primeras etapas de formación del planeta.
¿POR QUÉ ES UN LÍQUIDO ESPECIAL?
Las propiedades del agua como sustancia son especialmente singulares. Analizar algunas de ellas, como su densidad anómala (fig. 1), permite comprender fenómenos tan llamativos como la formación de los icebergs. A diferencia de la mayoría de las sustancias, el agua en estado líquido es más densa que en estado sólido, alcanzando su densidad máxima a 4 °C.
Figura 1. Densidad anómala del agua. El agua alcanza su densidad máxima a 4 °C, de modo que el hielo (agua en estado sólido) es menos denso y flota sobre el agua líquida. Este comportamiento anómalo explica la formación de icebergs y permite que, bajo la capa de hielo superficial, el agua permanezca líquida, posibilitando la vida acuática en ambientes fríos.
Otra propiedad destacable es la elevada cohesión entre sus moléculas, lo que le aporta una alta tensión superficial (fig. 2). Los enlaces covalentes del agua, reforzados por los puentes de hidrógeno (fuerzas de Van der Waals), hacen que las moléculas se mantengan fuertemente unidas. Gracias a esta cohesión, algunos insectos, como los zapateros (Gerris lacustris), pueden desplazarse sobre la superficie del agua sin hundirse.
Figura 2. Tensión superficial del agua. La fuerte cohesión entre las moléculas de agua, debida a los enlaces covalentes y reforzada por los puentes de hidrógeno, genera una elevada tensión superficial. Esta propiedad permite que pequeños organismos, como los insectos zapateros, puedan desplazarse sobre la superficie del agua sin hundirse.
Asimismo, el agua presenta una notable capacidad de adhesión a otras superficies. Este fenómeno que llamamos capilaridad (fig. 3), puede observarse, por ejemplo, en las paredes de un tubo de ensayo o en los vasos conductores de las plantas, por los que la savia bruta asciende desde las raíces hasta las hojas.
Figura 3. Capilaridad del agua. La combinación de las fuerzas de cohesión entre las moléculas de agua y de adhesión a las superficies sólidas permite el ascenso del agua por conductos estrechos. Este fenómeno, conocido como capilaridad, resulta esencial en las plantas, ya que posibilita el transporte de la savia bruta desde las raíces hasta las hojas.
Por último, y no menos importante, destaca su gran poder disolvente. Debido al carácter dipolar de la molécula de agua, la carga eléctrica se distribuye de manera desigual, con una región ligeramente positiva y otra negativa. Esta característica permite disolver compuestos iónicos y polares, lo que convierte al agua en un medio fundamental para el transporte de sustancias. Por ejemplo la sal común (NaCl) en agua, se disuelve liberando iones Na⁺ y Cl⁻ (fig. 4).
Figura 4. Gran poder disolvente del agua. El carácter dipolar de la molécula de agua, con una distribución desigual de cargas eléctricas, permite la atracción y estabilización de iones con carga positiva y negativa. Esta propiedad facilita la disolución de compuestos iónicos, como el cloruro sódico, al rodear y separar los iones sodio (Na⁺) y cloruro (Cl⁻), haciendo posible su transporte en disolución.
¿Sabías que… …un ion es un átomo o molécula que ha ganado electrones —adquiriendo carga negativa y denominándose anión— o que ha perdido electrones —adquiriendo carga positiva y llamándose catión (fig. 5)? En el agua, las moléculas de H₂O pueden autoionizarse formando iones de hidrógeno (H⁺) y de hidroxilo (OH⁻). Estos iones generan fuerzas de atracción que favorecen la disolución de los compuestos.
Figura 5. Formación de cationes y aniones. Un ion es un átomo o molécula que adquiere carga eléctrica al ganar o perder electrones. Cuando un átomo pierde uno o más electrones, queda con carga positiva y se denomina catión; cuando los gana, adquiere carga negativa y se denomina anión. Este proceso es fundamental para comprender la disolución de sales y la composición química de las aguas naturales.
EL RECORRIDO DE UNA GOTA DE AGUA
Tras la evaporación del agua de los océanos, el vapor se condensa y forma nubes que precipitan sobre la superficie terrestre. Parte de esta agua se infiltra en el subsuelo, empapando las rocas y dando lugar a los acuíferos. Un acuífero es una formación geológica capaz de almacenar y transmitir agua a través de sus poros y fracturas.
La infiltración del agua de lluvia hasta los acuíferos es un proceso lento que atraviesa los distintos horizontes del suelo. Aunque el agua no es completamente pura —puede contener partículas en suspensión, microorganismos o gases disueltos—, durante su recorrido subterráneo interactúa con los materiales que encuentra, modificando progresivamente su composición química. De este modo, cuando el ciclo natural del agua (fig. 6) se ve interrumpido por la captación humana mediante fuentes o pozos, el agua puede utilizarse, entre otros usos, como agua para consumo humano.
Figura 6. El ciclo natural del agua. Esquema del ciclo hidrológico que muestra los principales procesos de circulación del agua entre la atmósfera, la superficie terrestre y el subsuelo, incluyendo evaporación, condensación, precipitación, escorrentía, infiltración y flujo subterráneo. Este ciclo continuo regula la distribución del agua en la Tierra y es esencial para el mantenimiento de los ecosistemas y de la vida. Modificado de U.S. Geological Survey (USGS).
Cuando el agua subterránea aflora de forma natural en un manantial y cumple las condiciones adecuadas para el consumo humano, recibe la denominación de agua mineral natural. Aunque la fórmula química del agua es H2O, su elevado poder disolvente hace que el agua que bebemos contenga diversos elementos disueltos en forma iónica.
Estos iones permiten clasificar las aguas minerales según su composición química. Entre las más habituales se encuentran las aguas cálcicas, sódicas, magnésicas, bicarbonatadas, cloruradas o combinaciones iónicas varias.
¿QUÉ BEBEMOS CUANDO BEBEMOS AGUA?
Según la cantidad total de iones disueltos, las aguas minerales se clasifican en aguas de mineralización muy débil, débil, media o fuerte, en función del residuo seco (BOE n.º 16, de 19 de enero de 2011). Si el agua estuviera compuesta exclusivamente por H₂O, sería un líquido inodoro e insípido; sin embargo, el agua que consumimos presenta determinadas propiedades organolépticas. De este modo, la mineralización establece un vínculo directo entre la química del agua y su sabor u olor.
Las etiquetas de las botellas de agua mineral (fig. 7) proporcionan información detallada sobre el producto. Además de indicar la localización y denominación del manantial, las empresas embotelladoras están obligadas a realizar análisis periódicos de control de calidad, en los que se especifica la concentración de las sustancias disueltas y el laboratorio responsable del análisis.
Figura 7. Etiqueta de agua mineral natural y composición química. Ejemplo de etiqueta de agua mineral en la que se detalla el residuo seco y la concentración de los principales iones disueltos, expresados en mg/L, junto con la fecha y el laboratorio responsable del análisis, así como la localización del manantial de origen. Esta información permite conocer el grado de mineralización del agua y relacionar su composición química con sus propiedades organolépticas.
El residuo seco es uno de los parámetros más relevantes y se refiere al peso del material obtenido tras evaporar un litro de agua, generalmente a unos 180 °C. Se expresa en mg/L y constituye un indicador directo del grado de mineralización, influyendo de forma notable en el sabor del agua (tabla 1).
MINERALIZACIÓN DEL AGUA MINERAL
RESIDUO SECO (mg/L)
Muy débil
Hasta 50
Débil
50-500
Media
500-1500
Fuerte
más de 1500
Tabla 1: tipo de mineralización del agua mineral en función del residuo seco (mg/L), según BOE de 16 de enero de 2011.
¿Sabías que… …el oficio de catador o catadora consiste en evaluar la calidad sensorial de alimentos y bebidas? Aunque es más conocido en productos como el vino —donde reciben el nombre de sumilleres—, también existen especialistas en queso, café, chocolate o yogur. De forma mucho menos habitual, existen catadores y catadoras de agua capaces de distinguir hasta un centenar de tipos diferentes.
Otro parámetro relacionado con el contenido mineral es la dureza del agua, definida como su capacidad para consumir jabón o producir incrustaciones. La dureza depende principalmente de la concentración de iones alcalinotérreos, especialmente calcio y magnesio, y está relacionada con la presencia de carbonatos disueltos. Es un parámetro utilizado en las instrucciones de las lavadoras, con diferencias en todo el territorio español (fig. 8) influenciadas en parte por la naturaleza geológica del terreno.
Figura 8. Mapa de dureza estimada del agua de distribución pública de España, similar al que incluyen las instrucciones de una lavadora doméstica. Modificado de Idris
Las aguas de mineralización media o fuerte se denominan aguas duras, mientras que las de mineralización débil se conocen como aguas blandas. Estos conceptos son habituales en ámbitos como la fontanería, ya que la dureza del agua influye en la formación de cal en las tuberías y en la eficacia de los detergentes; un agua dura dificulta la acción del jabón, lo que obliga a aumentar la cantidad de detergente para lograr una limpieza adecuada (fig. 9).
Figura 9. Relación entre la dureza del agua y la dosificación de detergente. Ejemplo de recomendaciones de dosificación de detergente en función de la dureza del agua y del grado de suciedad de la ropa. Las aguas duras, con mayor contenido en calcio y magnesio, requieren una mayor cantidad de detergente para lograr una limpieza eficaz, mientras que las aguas blandas permiten reducir la dosis necesaria.
¿PERO DE DÓNDE VIENEN ESOS MINERALES DISUELTOS?
Antes de ser embotellada, el agua de un manantial ha circulado por formaciones rocosas denominadas acuíferos, disolviendo minerales a lo largo de su recorrido, los componentes de la roca. No obstante, no existe una relación directa y sencilla entre el tipo de roca y la composición química del agua, ya que esta interacción depende además de numerosos factores, entre ellos:
las condiciones climáticas
el grado de alteración de la roca
el tiempo de contacto agua-roca
la permeabilidad del material
la longitud del recorrido subterráneo
la alterabilidad de los minerales
En términos generales, el paso del agua por las rocas deja una “huella” en forma de iones disueltos. Aunque es difícil establecer valores exactos, puede enunciarse una relación cualitativa: rocas duras suelen dar lugar a aguas blandas, mientras que rocas más alterables generan aguas más duras. Cuanto más fácilmente se altera una roca, mayor es la cantidad de iones que puede ceder al agua (fig. 10).
Figura 10: Esquema que relaciona la alterabilidad de la roca (de menor a mayor) con la mineralización del agua (de menor a mayor): tres rocas en la parte superior y tres gotas de agua debajo; a mayor alterabilidad, el agua aparece más mineralizada (más “cargada” de sales).
Sin embargo, esta distinción no es absoluta. Existen calizas o areniscas muy compactas que se alteran con dificultad, de forma similar a algunas rocas ígneas o metamórficas. Además, diferentes tipos de roca pueden originar composiciones hidroquímicas similares, como ocurre con calizas y mármoles, ambos ricos en carbonatos.
¿ Sabías que… …al hablar de acuíferos, es importante señalar que las rocas que los componen pueden diferir de las rocas que se observan en la superficie. Conocer el recorrido completo del agua, desde la zona de infiltración hasta su captación, requiere estudios hidrogeológicos que integran mapas geológicos, columnas estratigráficas y análisis químicos, sobre todo si se quieren para consumo humano. Estos estudios permiten determinar el flujo de agua, junto con datos de la porosidad y la permeabilidad de las rocas (como te contamos en el post sobre los manantiales de Ulaca).
Si unimos las rocas por donde pasa el agua con las propiedades derivadas de los iones disueltos que contiene, se puede aplicar ciertas conclusiones en muchos fenómenos relacionados con la calcificación de conducciones de aguas, descalcificadores domésticos o el uso del jabón para lavadoras. El sabor del agua es otra de las características que pueden ser utilizadas para realizar experiencias didácticas como catas de agua que pueden tener un objetivo didáctico más o menos avanzado en conocimientos geológicos (Gassiot, 2002; García-Frank et al., 2017).
DISTINTAS ROCAS, DISTINTAS HUELLAS
Se han escogido cuatro marcas de agua mineral representativas de la relación con los diferentes tipos de rocas. En el Sistema Central, aguas relacionadas con rocas ígneas, en el Sistema Bético, aguas procedentes de rocas metamórficas, en el Sistema Ibérico con rocas calcáreas y en la Comarca de La Moraña con rocas sedimentarias.
En la figura 11 se muestra como las aguas relacionadas con acuíferos detríticos de la comarca de La Moraña dejan un residuo seco considerablemente superior (315 mg/L), que las aguas relacionadas con acuíferos calcáreos del Sistema Ibérico (238 mg/L) y muy superior sobre todo a las aguas procedentes de rocas cristalinas como los granitos y los esquistos del Sistema Central o la Cordillera Bética, que dan aguas más blandas (menos de 100 mg/L de residuo seco).
Figura 11. Residuo Seco de aguas minerales procedentes de diferentes áreas. Las rocas sedimentarias de la Comarca de La Moraña imprimen una huella mineral mayor que las aguas procedentes de rocas calcáreas del Sistema Ibérico y que las rocas cristalinas del Sistema Central y la Cordillera Bética.
Un análisis más pormenorizado de los iones mayoritarios en estas aguas nos da más información (fig. 12). Las rocas ígneas plutónicas, como los granitos del Sistema Central, suelen dar aguas de baja mineralización, con predominio del ion bicarbonato (HCO₃⁻), sodio (Na⁺) y calcio (Ca²⁺), además de cantidades significativas de sílice disuelta. Por otra parte, las rocas metamórficas, muestran una gran variedad composicional, dando lugar a aguas con mayor mineralización aunque mayor contenido absoluto de bicarbonato que las rocas plutónicas, como ocurre con los los esquistos de la Cordillera Bética. Las aguas procedentes de acuíferos carbonatados, como los del Sistema Ibérico, ceden mayor proporción de ion bicarbonato y calcio. Por último, las rocas sedimentarias areno arcillosas al ser más porosas, son más alterables por el agua y dan mayor mineralización de sodio y cloruro, como se puede ver en el agua de la comarca de La Moraña.
Figura 12. Contenido de los iones mayoritarios de aguas con origen relacionado con granitos del sistema central (a), esquistos de la Cordillera Bética (b), calizas del Sistema Ibérico (c) y rocas sedimentarias detríticas de la Comarca abulense de La Moraña (d). El ion más abundante de forma relativa es el bicarbonato (HCO3–), le sigue el sodio (Na+), el calcio (Ca2+) y en menor grado el cloro (Cl–) aunque de forma absoluta las concentraciones son muy diferentes, presentando una mayor mineralización las aguas procedentes de rocas alterables, como las carbonáticas (c) y sedimentarias (d).
La próxima vez que bebas agua mineral, puedes fijarte en la etiqueta de la botella e interpretar la huella de las rocas por donde ha circulado y donde se ha almacenado. Sabrás si se trata de agua dura o blanda, además de tener una idea de los iones que tienes en tu vaso. Verás que es mucho más que simplemente H2O.
BIBLIOGRAFÍA
Custodio, E. y Llamas, R. 1996. Hidrología Subterránea. Ed. Omega.
Gassiot, X. 2002. Análisis y cata de aguas. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 10(1): 47-51.
García-Frank, A. y Fesharaki, O (2017). Cata de aguas a ciegas: un taller inclusivo sobre aguas minerales y geología. Livro de Resumos da XXII Bienal da RSEHN, Coimbra.
La educación científica no utiliza ningún equivalente al museo de arte o a la biblioteca de libros clásicos y el resultado es una distorsión, a veces muy drástica, de la percepción que tiene el científico del pasado de su disciplina.
La estructura de las revoluciones científicas. Thomas S. Kuhn, 1962.
Durante décadas, la hipótesis del Gran Impacto ha sido el modelo dominante para explicar el origen de la Luna. Sin embargo, los avances en geoquímica isotópica y en simulaciones numéricas de alta resolución han revelado inconsistencias profundas entre los modelos y los datos. Lejos de tratarse de un problema cerrado, la formación de la Luna se ha convertido en uno de los ejemplos más reveladores de cómo progresa la geología planetaria: mediante hipótesis provisionales, anomalías inesperadas y revisiones de paradigma.
Anatomía de un olvido
La siguiente frase forma parte de la historia de la ciencia:
La explosión eviscerante [que formó la Luna] fue provocada por la colisión [contra la Tierra] de un planetoide que llegó con gran velocidad.
Esta hipótesis sobre la formación de nuestro satélite fue propuesta por el geólogo canadiense Reginald Aldworth Daly (Figura 1) y publicada en 1946 en la revista Proceedings of the American Philosophical Society. Daly era un científico respetado y, hasta su jubilación, fue jefe del Departamento de Geología de la Universidad de Harvard. Además, en aquel trabajo abordaba un tema controvertido y de gran interés para astrónomos, astrofísicos y geólogos. Sin embargo, fue completamente ignorado por la comunidad científica hasta caer en el olvido. ¿Cómo pudo suceder algo así?
Figura 1. Geólogo visionario en muchos temas, Daly fue uno de los primeros en proponer la deriva continental (1926), el origen de la Luna como consecuencia de un gran impacto (1946), y que la estructura de Vredefort (Estado Libre de Sudáfrica) es un cráter de impacto gigante (1947). Fuente: Wikipedia Commons/Archivo de la Universidad de Harvard.
Desde Newton y Laplace el pensamiento dominante en el estudio de los astros era el uniformitarismo. Para la mecánica celeste el universo funcionaba como la maquinaria de un reloj exacto, y por tanto, predecible. Este paradigma impregnó otras ciencias, entre ellas la Geología, que encontró en el actualismo un marco de pensamiento para estudiar la Tierra. Si el presente es la clave del pasado, no es necesario recurrir a catástrofes bíblicas ni a intervenciones divinas para explicar la naturaleza de un paisaje o la presencia de un fósil en lo alto de una montaña. Por extensión, para conocer la naturaleza física de la Luna, solo había que observar con atención los procesos geológicos que actúan a nuestro alrededor. Cuando Daly publicó su artículo sobre el origen de la Luna, la comunidad científica asumía que los cráteres que podemos observar con un pequeño telescopio debían ser calderas de volcanes ya extintos.
Para aceptar los impactos como proceso geológico, era necesario identificarlos antes en la Tierra. Una de las contribuciones decisivas se la debemos al geofísico Alfred Wegener, padre de la teoría de la deriva continental. Wegener se interesó por el origen de los cráteres lunares tras su visita al campo de cráteres de impacto de Kaali, en la isla estonia de Saaremaa. Siguiendo el método hipotético-deductivo realizó diversos experimentos en el Instituto de Física de la Universidad de Marburgo (Alemania), generando cráteres de impacto sobre cemento en polvo. Con ello pudo establecer analogías entre lo observado en el campo, el resultado de sus experimentos y los cráteres de la Luna (Figura 2).
Figura 2. Cráter de impacto creado por Wegener en el laboratorio, visto desde tres puntos de vista distintos: cenital (izquierda), oblicua (centro) y en sección (derecha). Adaptado de Wegener (1921).
En 1921 publicó los resultados en un artículo que desde nuestra perspectiva podemos considerar histórico y visionario para la moderna geología planetaria. Solo hubo un problema: casi nadie se enteró. El artículo se escribió en alemán y Wegener moriría unos años después en Groenlandia durante una expedición. No fue hasta 1975, cuarenta y cinco años después de su muerte, que el artículo fue recuperado y traducido al inglés por el geólogo turco Ali Mehmet Celâl Sengör.
Desconocedores del artículo de Wegener, en el mundo anglosajón se considera que la incipiente revolución científica llegaría de la mano del astrónomo y empresario norteamericano Ralph Belknap Baldwin. Entre 1942 y 1943 publicó dos artículos en la revista Popular Astronomy donde defendía el origen por impacto de los cráteres lunares. Tanto Baldwin como Wegener eran intrusos en el campo de la Geología, por lo que sus ideas rondaron la marginalidad académica durante mucho tiempo. El impulso definitivo llegaría con la carrera espacial por alcanzar la Luna, gracias a los trabajos que realizaron los geólogos Robert Sinclair Dietzy Eugene Shoemaker.
Hoy concebimos el Sistema Solar como algo caótico donde los acontecimientos más asombrosos pueden haberse producido, especialmente al principio de la evolución (te lo contamos en esta entrada). Y esto es así porque la corriente de pensamiento que domina las actuales Ciencias de la Tierra es el neocatastrofismo, una visión del mundo que sostiene que los procesos geológicos de muy alta energía, como los impactos, han ocurrido con cierta regularidad en el trascurso de la historia de la Tierra.
Daly fue una víctima del paradigma de su tiempo. Cuando falleció en 1957 tenía 86 años, y por su labor científica y académica sendos cráteres en la Luna y Marte llevan su nombre.
Las tres hipótesis clásicas
Hasta mediados de la década de 1980 las enciclopedias y libros de texto de uso escolar recogían tres posibles hipótesis que trataban de explicar el origen de la Luna, tal y como veremos a continuación.
1.Hipótesis de la captura. Suponía que el satélite se formó en otro lugar del Sistema Solar y que en algún momento se desplazó de su órbita hasta ser apresado por la gravedad terrestre. La idea fue propuesta hacia 1909 por el astrónomo norteamericano Thomas Jefferson Jackson See y revisada en 1952 por el químico (y Premio Nobel) Harold Urey. Aunque en teoría la captura de un cuerpo tan grande es posible (recordemos que con un diámetro de 3.474 km nuestro satélite natural es el quinto en tamaño de todo el Sistema Solar), el proceso requiere de unas características orbitales tan precisas como poco probables (Figura 3.a).
Figura 3.a. Visión artística de la hipótesis de captura. Adaptado de Taylor (1994).
Esta hipótesis quedó relegada cuando los análisis isotópicos de las rocas traídas por las misiones Apolo demostraron que la Tierra y la Luna se formaron en la misma región del espacio (Figura 4).
Figura 4. El oxígeno posee tres isótopos estables, que se diferencian únicamente en su masa debido al número de neutrones. El isótopo más abundante es el ¹⁶O, mientras que el ¹⁷O y el ¹⁸O son mucho más escasos en el Sistema Solar. Aunque químicamente se comportan igual, sus ligeras diferencias de masa provocan fraccionamientos isotópicos medibles. Estas variaciones se expresan como desviaciones respecto a un valor estándar: el agua oceánica media (SMOW) de la Tierra.El concepto clave de este tipo de diagramas es la llamada línea de fraccionamiento terrestre, que es dependiente de la masa (línea diagonal). En 1976, Robert Clayton y sus colaboradores demostraron que las rocas de la Tierra y de la Luna se sitúan exactamente sobre esta misma línea, mientras que meteoritos y materiales procedentes de cuerpos como Marte o Vesta definen líneas paralelas desplazadas. Estas diferencias no pueden explicarse por procesos geoquímicos internos, sino que reflejan la existencia de reservorios isotópicos distintos en el sistema solar primitivo. La coincidencia isotópica entre la Tierra y la Luna demuestra un origen común en la misma región de la nebulosa solar, lo que descarta que la Luna se formara en otro lugar, lejos de la Tierra. Adaptado de Clayton et al. (1976).
¿Sabías que… … en 2024 investigadores de la Universidad de Penn State han rescatado la hipótesis de captura? Según su propuesta la Luna no viajaba sola, sino que formaba parte de un sistema binario. Al pasar cerca de nuestro planeta la gravedad terrestre pudo romper ese dúo, quedándose con la Luna y lanzando lejos al otro objeto. Este mecanismo de captura mediante intercambio es similar al propuesto para explicar la posible captura de Tritón por parte de Neptuno. La captura permitiría que la Luna se hubiera formado en la misma zona del espacio que la Tierra, lo que explicaría por qué los isótopos de oxígeno son idénticos en ambos cuerpos. Además, también explicaría por qué la órbita de la Luna está tan inclinada respecto al plano ecuatorial terrestre, algo típico de una captura. Aunque este nuevo modelo ha sido recogido por los medios de comunicación, no ha tenido una gran acogida por parte de la comunidad científica.
2.Hipótesis de la fisión. Este modelo defiende que bajo condiciones de una rotación extremadamente rápida (un giro completo cada dos horas y media), se habría podido desprender un fragmento del manto terrestre primitivo, masa a partir de la cual se habría formado la Luna (Figura 3.b).
Figura 3.b. Visión artística de la hipótesis de la fisión. Adaptado de Taylor (1994).
Fue propuesta hacia 1879 por el astrónomo George Howard Darwin (segundo hijo de Charles Darwin), y su principal problema era explicar cómo pudo la Tierra primigenia ganar semejante momento angular (velocidad de giro) y cómo lo perdió posteriormente. Por otro lado, las rocas traídas por los astronautas de las misiones Apolo mostraron importantes diferencias composicionales respecto a la Tierra, difíciles de explicar si realmente ambos cuerpos fueron el mismo en origen (Tabla I).
Tabla I. Comparación de la composición química de la Tierra y la Luna. Adaptado de Anguita y Castilla (2010).
3.Hipótesis de laacreción binaria. Inicialmente propuesta en 1795 por Pierre-Simon Laplace y actualizada en 1954 por el astrónomo holandés Gerald Kuiper. Supone que la Tierra y la Luna se habrían formado de manera simultánea a partir de una misma fracción de la nebulosa primigenia que daría lugar al Sistema Solar (Figura 3.c).
Figura 3.c. Visión artística de la hipótesis de acreción binaria. Adaptado de Taylor (1994).
En 1960 la hipótesis fue revisada por la astrónoma soviética Jewgenija Leonidowna Ruskol, quien propuso que la Luna se pudo originar como consecuencia de la acreción de pequeñas partículas que giraban en órbita terrestre. Esta idea se conoce con el nombre de hipótesis de precipitación, y era la que menos problemas ofrecía desde un punto de vista dinámico y de los isótopos de oxígeno. Sin embargo, no explica por qué la rotación terrestre llegó a ser de 24 horas, un giro más rápido que el predicho por los modelos de acumulación simple; ni tampoco explica cómo el anillo de partículas que orbitaban la Tierra pudo adquirir el suficiente momento angular para permanecer en órbita en vez de caer sobre ella.
El principal escollo fue (una vez más) las diferencias de composición entre ambos cuerpos. Si se originaron de forma independiente en la misma región de la nebulosa solar, ¿cómo se explica que nuestro satélite contenga unas cien veces menos elementos volátiles y un 50% más de elementos refractarios que su supuesto planeta hermano?
Nace un nuevo paradigma
El cambio comenzó a fraguarse de la mano del astrónomo soviético Viktor Safronov, padre de la teoría planetesimal. Según esta, los planetas se habrían formado por la acreción de incontables cuerpos menores, un escenario en el que los procesos de colisión tendrían un papel protagonista. Varios de sus trabajos llegaron a manos de dos jóvenes científicos estadounidenses, Donald Davis y William K. Hartmann, quienes supieron ver en ellos una nueva vía para abordar el problema.
Davis y Hartmann estudiaron ruso para poder leer todos los trabajos de Safronov, y en marzo de 1975 sorprendieron a los asistentes a la 6ª Conferencia de Ciencia Lunar y Planetaria en Houston (Texas, EE.UU.), proponiendo que la Luna era el resultado de la colisión de un planetesimal contra una recién formada Tierra. Así nació la hipótesis de la fisión inducida (Figura 5).
Figura 5. El gran impacto que produjo la fisión inducida, recreado artísticamente a partir de las versiones pictóricas de William Hartman, uno de los científicos que propuso esta idea. Creación propia.
El respaldo definitivo llegaría en 1984, en un congreso monográfico sobre el origen de la Luna convocado en Kona (Hawai, EE.UU.) La propuesta inicial era discutir hasta qué punto los datos geológicos y geoquímicos obtenidos por el Programa Apolo suponían una revisión de las ideas sobre el origen de nuestro satélite. Pero como la comunidad científica había estado rumiando la propuesta de Hartmann y Davis durante casi una década, todas las sesiones terminaron por centrarse en la hipótesis que consideraban más atractiva: el Gran Impacto.
A grandes rasgos la idea sería que un embrión planetario coorbital con la primitiva Tierra, chocó contra ella cuando ambos cuerpos estaban ya diferenciados en manto y núcleo. La colisión vaporizó y despidió una cantidad importante de material que no abandonó el campo gravitatorio terrestre, sino que formó un disco alrededor del planeta, y en un tiempo relativamente corto, las partículas del anillo se unieron para formar la Luna (Figura 6).
Figura 6. Evolución (de izquierda a derecha) del disco de partículas formado como consecuencia del Gran Impacto. Se llama Límite de Roche a la distancia mínima a la que un satélite puede orbitar un planeta sin desintegrarse por las fuerzas de marea. Dentro de ese límite, la gravedad diferencial del cuerpo primario supera a la cohesión gravitatoria del satélite, impidiendo que este se mantenga como un objeto único. Su valor depende de la densidad relativa de ambos cuerpos y de si el satélite se comporta como un cuerpo rígido o fluido. Los escombros que quedaron dentro del Límite de Roche impactaron contra la Tierra. En algunas simulaciones se forman dos satélites, que a veces, pero no siempre, se funden en uno solo. Solo hay un problema: el anillo debería formarse en el ecuador terrestre y no tan inclinado como la actual órbita de la Luna. Adaptado de Halliday y Drake (1999).
El mérito del Gran Impacto, en comparación con las tres hipótesis clásicas, radica en que propone soluciones más o menos convincentes a los 5 rasgos básicos que presenta nuestro satélite natural:
1. El elevado momento angular o cantidad de rotacióndel sistema Tierra-Luna quedaría explicado si el impacto hubiese sido oblicuo.
2. La distancia a la Tierra: la Luna se habría formado relativamente cerca, pero se habría ido alejando desde entonces como consecuencia de las fuerzas de marea.
3. La baja densidad de la Luna, consecuente a su baja concentración de metales, resultaría de su origen a partir del manto del planetoide impactor (~80%) y, en mucha menor medida, del manto terrestre.
4. La escasez de volátiles en las rocas lunares y su simétrica concentración de refractarios serían la huella más concreta del Gran Impacto: en el máximo térmico, los volátiles serían expulsados del sistema.
5. La identidad de la relación de isótopos de oxígeno entre la Tierra y la Luna queda resuelta si el cuerpo impactor era coorbital con la Tierra, ya que la relación isotópica de oxígeno parece depender de la distancia al Sol.
El Gran Impacto se informatiza
Desde 1975 la hipótesis del gran impacto ha ganado terreno hasta convertirse en el paradigma dominante. En este avance ha tenido una importancia decisiva la aparición de superordenadores, con su capacidad de modelizar sistemas formados por partículas individuales y estimar su comportamiento a través del tiempo.
Imaginemos que queremos saber qué pasa cuando dos coches se estrellan, pero no disponemos de presupuesto para destrozar coches reales. La solución obvia es crear un programa de ordenador donde se representa el coche no como una pieza sólida, sino como un conjunto de miles de puntos. A cada punto le asignamos las leyes de la física (gravedad, presión, temperatura). En el caso de la Luna se usa la llamada técnica SPH (siglas en inglés de Hidrodinámica de Partículas Suavizadas). En lugar de simular el planeta entero como una bola, el ordenador lo divide en miles de canicas virtuales. Luego, calcula cómo interactúa cada canica con sus vecinas miles de veces por segundo.
Los primeros modelos han evolucionado como los videojuegos: de los gráficos toscamente pixelados de los años 80, a la realidad virtual de hoy. Willy Benz y Alastair Cameron fueron pioneros en aplicar estos modelos al origen de la Luna. Sus primeras simulaciones tenían solo unos pocos miles de partículas de baja resolución. Hacia el año 2000 los modelos permitían la interacción de unas 20.000 partículas de una resolución aceptable. En la actualidad, y gracias a los superordenadores, las simulaciones usan decenas de millones de partículas, lo que nos permite ver turbulencias y mezclas que antes eran invisibles (Figura 7).
Figura 7. Esta simulación SPH recrea un gran impacto entre dos cuerpos planetarios de tamaño similar, en condiciones de baja velocidad y geometría casi simétrica. Tras un primer choque y una posterior fusión, el sistema resultante gira rápidamente y reorganiza su estructura interna, concentrando el hierro en el centro y formando brazos espirales de material caliente. Estos brazos acaban dispersándose y originan un disco de escombros con suficiente masa como para formar varias lunas. Un resultado clave es que la composición química del disco es prácticamente idéntica a la del planeta final, lo que refuerza la idea de que un impacto de este tipo puede explicar el origen de la Luna sin necesidad de composiciones muy distintas entre la Tierra y el cuerpo impactante. La escala de colores representa la temperatura de las partículas en Kelvin, según la barra de colores, donde el rojo indica temperaturas superiores a 6.440 K. El tiempo se expresa en horas y las distancias en unidades de 10³ km. Adaptado de Canup (2012).
Pero los modelos informáticos tienen un talón de Aquiles: la Ecuación de Estado. Para simular el impacto tenemos que decirle al ordenador cómo se comporta un mineral o una roca cuando se calienta a 5.000 grados y se comprime a presiones millones de veces superiores a como se encuentran de forma natural. El problema es que no tenemos laboratorios que lleguen a esas condiciones fácilmente y, por tanto, gran parte de los datos que metemos en el modelo son extrapolaciones. Y si nuestra receta es ligeramente incorrecta, la simulación resultante puede ser errónea: basura entra, basura sale.
Con frecuencia olvidamos que los modelos no nos dicen exactamente qué pasó ni demuestran nada, solo nos dicen qué es físicamente posible y qué no lo es; pero siempre según los datos físicos y las premisas de las que se parte. Es importante que recordemos esto la próxima vez que leamos el anuncio de un nuevo descubrimiento sobre el origen de la Luna.
¿Sabías que… … en el año 2000 el renombrado geoquímico británico Alexander Norman Halliday tuvo la ocurrencia de llamar Theia (madre de Selene según la mitología) al misterioso embrión protoplanetario del tamaño de Marte que chocó contra la protoTierra? Desde entonces el nombre ha tenido tanto éxito en el mundo de la divulgación científica y los medios de comunicación que incluso hay miembros de la comunidad científica que hablan de la hipótesis de Theia como nombre alternativo.
Los tres detalles esenciales
Hay tres preguntas que la ciencia trata de responder combinando los modelos con pruebas físicas procedentes de los minerales que forman las rocas lunares, principalmente:
1. ¿Cómo fue el Gran Impacto?
El impacto debió producirse a una velocidad de entre 11-15 km/s (bastante menor que la típica de los asteroides contra la Tierra, como es lógico para un cuerpo que compartía órbita con ella). La temperatura podría haber alcanzado unos 4.000 K a una distancia de hasta ocho radios terrestres respecto al punto de colisión.
2. ¿Cómo era Theia, suponiendo que existan pruebas físicas de su existencia?
La masa de Theia es uno de los temas más polémicos. Los primeros modelos estimaban que el impactor era del tamaño de Marte, hasta otros más voluminosos, de entre 0,3 y 0,5 veces la masa terrestre. La ventaja de impactores grandes es que así es más fácil alimentar el disco de escombros resultante, y por tanto formar la Luna; su inconveniente, que un choque más masivo impartiría demasiado momento angular al sistema.
En septiembre de 2025, científicos de la Universidad de Brown anunciaron el descubrimiento de isótopo de azufre exótico (33S) presente en muestras de troilita recogidas por la misión Apolo 17 en el valle de Taurus Littrow. Según el estudio publicado por James Dottin y sus colaboradores, esos isótopos podrían proceder de Theia. De ser cierto, se trataría de una prueba tangible de aquel impacto.
3. ¿Cuándo se formó la Luna?
La edad del impacto es un tema controvertido, porque no todos los sistemas de datación por isótopos arrojan el mismo resultado. Las dataciones mediante la técnica del Uranio-Plomorealizadas en un circón hallado en una roca muestreada por la misión Apolo 17 (misión en la que participó el geólogo Harrison Schmitt, hasta la fecha el único científico que ha pisado la Luna), señalan que la Luna terminó de formarse hace unos 4.460 millones de años. Quizá más fiable sea el método 182Hf–>182W, que proporciona una fecha para la diferenciación de la Luna en unos 4.530 millones de años, o sea 40 millones de años tras la formación del Sistema Solar.
Los modelos dicen que la construcción de la Luna tras el impacto es poco eficiente, lo que requiere un disco bastante más masivo que ella, entre 2,5 y 7 masas lunares. Estos discos masivos dan lugar a muchos satélites pequeños pero dinámicamente inestables, por lo que se acaba en un cuerpo único. Algunos modelos proponen que la acreción de la Luna a partir del disco de escombros pudo culminar en menos de un año. De ser así, la edad de la Luna señalaría también la edad del impacto.
Cuando la química pone a prueba los modelos
Imaginemos que la policía investiga un violento choque de vehículos. La física del accidente es clara: un coche rojo (llamémosle Theia) embistió a gran velocidad a un coche azul (la Tierra). Los peritos calculan las trayectorias y concluyen que, inevitablemente, los restos esparcidos por la carretera deberían ser una mezcla de chapa roja y azul. Sin embargo, cuando el laboratorio analiza los fragmentos, el resultado es desconcertante: solo hay chapa azul. No hay ni rastro químico del coche rojo. Pues bien: esta es, exactamente, la situación actual en la que se encuentra el modelo del Gran Impacto.
Para entender la naturaleza de esta crisis debemos fijarnos nuevamente en los isótopos. Si Theia vino de otro lugar, su química debió ser algo distinta de la terrestre. Por tanto, la Luna debería ser un cuerpo isotópicamente híbrido. Pero en 2016, un estudio liderado por E.D. Young y publicado en Science lanzó una bomba: a nivel isotópico la Tierra y la Luna son gemelas idénticas. La diferencia es indistinguible dentro del posible error analítico. Es como hacerse una prueba de ADN y descubrir que no compartes genes con tu madre, sino que eres un clon exacto de tu padre. Esto implica algo difícil de digerir: o Theia no existió, o Theia era químicamente idéntica a la Tierra (una probabilidad astronómica de menos del 1%), o bien ocurrió una mezcla tan perfecta que borró cualquier diferencia.
La sopa imposible y el calor infernal
Los defensores del modelo clásico intentaron argumentar que quizás la mezcla ocurrió en una nube de vapor superficial. Pero la geoquímica volvió a golpear, esta vez con el Titanio. Según estudios de Zhang et al. (2012) en Nature Geoscience, los isótopos de titanio (un elemento refractario, ultra-resistente al calor y difícil de vaporizar) también son idénticos entre ambos cuerpos. Si el oxígeno es el caldo de la sopa, el titanio son los tropezones sólidos. Mezclar caldos es fácil; homogeneizar los tropezones sólidos requiere una violencia que el modelo estándar de impacto difícilmente puede generar.
Además, la Luna nos muestra cicatrices de un nacimiento traumático. El análisis de isótopos de Potasio (41K) revela que la Luna es inusualmente pesada. Esto sugiere que se formó en un ambiente de presiones y temperaturas extremas, mucho mayores de lo previsto, donde los elementos ligeros se evaporaron masivamente.
La conclusión es inevitable: el paradigma dominante en los últimos 40 años empieza a tener grietas.
Una solución radical
No queda otra opción: si los datos no encajan en el modelo, hay que cambiar el modelo. En 2018, Simon J. Lock y Sarah T. Stewart propusieron en Journal of Geophysical Research una estructura nueva para explicar estas anomalías: la sinestia (Figura 8).
Figura 8. Nunca hemos visto una sinestia, pues se trata e objetos teóricos y efímeros que solo se forman tras un impacto gigante, y que apenas duran unos cientos de años (un parpadeo en el tiempo geológico) antes de enfriarse. Así pues, y hasta que no haya una confirmación astronómica de su existencia, la sinestia es un modelo plausible que podemos visualizar artísticamente con ayuda de la IA generativa. Fuente: elaboración propia a partir de Lock y Stewart (2018).
Su modelo sugiere que el impacto pudo ser frontal y tan energético que vaporizó completamente tanto a Theia como a la Tierra. El planeta dejó de ser una esfera y, debido a la rotación frenética, se expandió convirtiéndose en una estructura en forma de rosquilla gigante de roca vaporizada (Figura 9).
Figura 9. Secuencia de formación del sistema Tierra-Luna como consecuencia de una sinestia tras un gran impacto frontal. Adaptado de Lock y Stewart (2019).
En una sinestia no hay superficie, todo es una batidora continua de gas y magma a miles de grados. Dentro de este toroide, el material de Theia y la Tierra se habrían mezclado a nivel atómico, resolviendo el problema de la identidad química. Al enfriarse la estructura, la Luna se condensó a partir de una lluvia de magma dentro de esta nube vaporizada, heredando la misma composición exacta que la Tierra, que se reformaba en el centro.
Conclusión provisional
Las anomalías isotópicas del oxígeno, el titanio y el potasio están forzando un cambio de paradigma, como en su momento sucedió con los impactos. Las nuevas teorías nos pintan un cuadro mucho más dramático y complejo: la Luna no es una compañera adoptada. Es, en el sentido más literal y químico de la palabra, una parte de nosotros mismos que sobrevivió al fuego más grande que nuestro mundo ha conocido.
Y aquí surge un problema epistemológico: los acontecimientos únicos son difíciles de encajar en Ciencia. ¿Fue la génesis de la Luna un acontecimiento especial? Si atendemos al resultado, lo fue: En el Sistema Solar solo hay un planeta rocoso con un satélite gigante.
Lo cual nos lleva a nuevas preguntas fundamentales: ¿cómo sería la Tierra si su satélite gigante no se hubiese formado y sobrevivido?¿Pudo afectar el impacto de Theia al origen del agua en la Tierra? Los modelos señalan que la inclinación del eje de rotación terrestre es más estable gracias a la Luna, y en su ausencia las oscilaciones climáticas serían caóticas, con severas consecuencias para la vida. Así pues, ¿sería posible una civilización avanzada como la nuestra en un planeta sin Luna?
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Los tsunamis son unas manifestaciones fuertemente energéticas de la dinámica de nuestro planeta, espectaculares, pero también responsables de algunas de las catástrofes naturales recientes más tristes.
Los tsunamis de Japón en 2011 y del sudeste asiático en 2004 y su difusión a nivel global por redes cambiaron por completo nuestro imaginario colectivo al respecto de estos fenómenos (Fig. 1). Las estimaciones de víctimas mortales para ambos eventos son terroríficas, en Japón murieron cerca de 16.000 personas (hay todavía más de 2.500 desaparecidos) y en Indonesia fallecieron más de 280.000 personas.
Sus efectos nos resultan inquietantes. Un ejemplo claro es la película Lo imposible (2012), dirigida por J. A. Bayona, que narra la historia real de una familia que sobrevivió al devastador tsunami de 2004. Otro ejemplo es la preocupación por que se pueda repetir una catástrofe como la sucedida en la central nuclear de Fukushima, dañada por el tsunami de 2011, y que continúa generando contaminación y riesgo debido a los problemas aún no resueltos en su control.
La mayor parte de los tsunamis se generan como un efecto colateral de un gran terremoto.
¿Qué necesitamos para que se produzca un tsunami? Dos cosas:
Un terremoto tan grande como para modificar la superficie del planeta
Que el terremoto ocurra bajo el mar.
Cuando se genera un terremoto de gran magnitud (Fig. 2), si se produce cerca de la superficie de nuestro planeta pasan dos cosas, por un lado una rotura y desplazamiento de la superficie del planeta y por otro las conocidas ondas sísmicas que se propagan desde la zona de rotura y hacen vibrar el terreno.
Figura 2. Esquema temporal del proceso de generación de un Tsunami. Necesitamos un terremoto que deforme la superficie del fondo del mar, de forma que desplace hacia arriba el agua del mar. Esta agua desplazada, al buscar su equilibrio gravitacional genera una onda que se propaga por el océano hasta llegar a la costa. Al llegar al litoral el tren de ondas se frena con el fondo marino más superficial y construye el tsunami. A mayor masa de agua desplazada por el terremoto, mayor velocidad de las ondas y mayor el tsunami resultante. Grafico: Javier Elez.
En geología llamamos falla a la fractura por la que se produce el desplazamiento del terreno. Para que os hagáis una idea el terremoto de Japón de 2011 desplazo hasta 2,4 metros la isla de Honshu, la mayor del archipiélago Japonés.
Si el desplazamiento de la corteza terrestre durante un terremoto ocurre bajo una gran masa de agua, como en el fondo del océano, el movimiento del suelo marino empuja la columna de agua que tiene encima. Si esto sucede a una profundidad de unos 4.000 metros, implica que se están moviendo cuatro kilómetros de columna de agua.
Cuanto mayor sea la magnitud del terremoto, más extensa será la zona afectada y mayor la cantidad de agua desplazada.
En ese momento el agua sube sobre su nivel habitualy luego por gravedad baja, oscilando de forma similar a cuando tiramos una piedrita a un lago y se forman las típicas ondas. La consecuencia de este movimiento oscilatorio es una onda estacionaria en el mar (Fig. 3).
Figura 3. Ondas en el agua que se propagan de forma concéntrica al origen, igual que un tsunami. Fuente Wikipedia.
Estas ondas se mueven por los océanos a velocidades de cientos de km/h. En el océano abierto no son peligrosas, los barcos en muchas ocasiones ni siquiera las notan porque tienen longitudes de onda muy largas (de hasta 300 km) y amplitudes muy pequeñas (menores a un metro). Pueden cruzar el Océano Pacífico de Japón a California en unas 9 horas.
Pero cuando llegan a la costa la cosa cambia, al disminuir la profundidad la onda roza con el fondo, se frena, crece en la vertical y acumula agua y presión. Como el tren de ondas es continuo llega un momento en el que el agua amontonada en la zona litoral crece tanto que se cae hacia el continente inundando las zonas costeras en muchas ocasiones de forma violenta y generando los daños que tenemos todos en la retina.
En japonés, tsunami significa “Ola de Puerto” haciendo referencia a la dinámica del fenómeno, pues en mar abierto no se aprecia y solo cuando llega a la costa es cuando vemos las grandes olas.
En España tenemos registro geológico de Tsunamis, siendo los más recientes en la costa atlántica de Andalucía. El más conocido fue causado por el terremoto de Lisboa en 1755, con más de mil víctimas mortales solo en Andalucía. Este terremoto provocó en las costas andaluzas un tsunami con olas de 10 a 12 m de altura (equivalente a un edificio de cuatro plantas), con tiempos de inundación máximos superiores a los 8 minutos, llegando a inundar zonas situadas a más de 5 km hacia el interior de la costa.
Pero no ha sido el único. En la costa atlántica de Andalucía tenemos registro de siete grandes tsunamis en los últimos 7.000 años, de ellos cuatro se consideran que responden a terremotos de magnitudes muy importantes (mayores a 8)
¿Qué hacer en caso de tsunami? En caso de riesgo de tsunami, debes seguir únicamente las indicaciones oficiales y acudir a fuentes fiables como la Instituto Geográfico Nacional (IGN) o la Dirección General de Protección Civil y Emergencias. Ve a un lugar seguro: aléjate de la costa, desembocaduras y ríos, y sube a una zona alta o planta elevada si ya estás en el agua. Evacúa inmediatamente si escuchas una alerta oficial, sientes un terremoto intenso o prolongado, observas una retirada rápida del mar o escuchas un rugido fuerte como de tren. Mantén la calma, no regreses hasta que las autoridades lo indiquen y conserva una radio a pilas, linterna y suministros básicos.
El pasado fin de semana, del 24 al 25 de mayo, Geología desde Ávila participamos en la GeoQuedada 2025, organizada por el colectivo GeoDa Divulga en el espectacular entorno de las Arribes del Duero, en la provincia de Salamanca. Aunque no pudimos asistir a las actividades del viernes (nos quedamos con las ganas de conocer la Sala de las Tortugas de la USAL, y el seguro maravilloso Taller de Estrellas de Nahúm Méndez (@UnGeólgoEnApuros), sí estuvimos durante todo el sábado y el domingo, compartiendo experiencias, aprendiendo de otros proyectos y disfrutando de la geología y del entorno.
Nuestra intervención tuvo lugar el sábado por la mañana, en el espacio cultural La Panera de Aldeadávila de la Ribera. Allí, Anabel Casado presentó la comunicación «Geología desde Ávila, un proyecto colectivo y horizontal hecho por geólogas y geólogos multidisciplinares», donde explicamos cómo surge y se desarrolla nuestro proyecto desde una perspectiva colaborativa, inclusiva y comprometida, y siempre disfrutando.
Imagen 1: Cartel de presentación creado por GEODA para anunciar la participación de Anabel en el encuentro.
A través de esta charla mostramos algunas de nuestras iniciativas más representativas, como el Geolodía de Ávila, las GeoCharlas en centros educativos, las musealización geológica del Centro de Interpretación de las Lagunas de El Oso y, por supuesto, este blog que tantas alegrías nos da; destacando el uso de metodologías participativas, el enfoque intergeneracional y la apuesta por la accesibilidad como señas de identidad.
Imagen 2: Anabel Casado, integrante del proyecto Geología desde Ávila, durante una charla divulgativa donde presentó su trayectoria como geóloga y divulgadora, así como las claves del enfoque colectivo y multidisciplinar del grupo. Fotografía de Geoda.
El programa del sábado incluyó también las intervenciones de Jabito Jablonski (@MuseodelaFalla), con su experiencia en el Museo de la Falla de Juzbado; Marisa Castiñeira (@mcastigarcia), que compartió estrategias para enseñar geología en secundaria; Marta Rincón (@Falladamente) con su propuesta para modelizar en secundaria procesos volcánicos de manera sencilla; y Rafael Fort (@IGEO), quien nos habló sobre la puesta en valor del patrimonio geológico.
La tarde continuó con un crucero fluvial por el Duero, saliendo del embarcadero de Aldeadávila. Gracias a las explicaciones de Elvira (https://www.corazondelasarribes.com/) conocimos cómo el Duero fue y sigue siendo una frontera natural entre España y Portugal con una historia compartida. Este valle fue lugar de contrabando en una y otra orilla en época de dictadura. Nos contó cómo era la realidad de las familias que vivían de las cabras y que se encontraron en este lugar hasta casi los años 60 del siglo pasado, utilizando todos los recursos disponibles y agudizando al máximo su ingenio; y también conocimos las singularidades de este lugar que permite la presencia de gran cantidad de especies de fauna y flora, destacando las aves como el buitre leonado, el alimoche o el águila real.
Imagen 3: Vistas desde el crucero fluvial por el río Duero, en el Parque Natural Arribes del Duero. La imagen muestra el encajamiento fluvial característico de la zona, con laderas abruptas cubiertas de vegetación, mientras se ve la estela del barco por estas aguas fronterizas entre España y Portugal. Fotografía de Anabel Casado
Después del crucero, hicimos una ruta geológica al Picón de Felipe, uno de los miradores más emblemáticos del Parque Natural Arribes del Duero que debe su nombre a una leyenda sobre el amor imposible entre un español y una portuguesa. Desde este impresionante balcón natural, se pueden admirar las vistas del cañón del río Duero, que en esta zona alcanza profundidades de hasta 500 metros, creando un paisaje de paredes graníticas casi verticales. Al fondo, en la zona más estrecha del cañón, podemos ver La Presa de Aldeadávila, una joya de la ingeniería hidroeléctrica construida entre 1956 y 1963 que alberga dos centrales hidroeléctricas que juntas son las más productivas de España. Esta presa puede resultarte familiar ya que ha sido escenario de varias producciones cinematográficas como «Terminator: Dark Fate» y «Fast and Furious 10».
Imagen 4: Anabel observando el impresionante cañón del Duero desde un mirador en el Parque Natural Arribes del Duero. Al fondo se distingue la presa de Aldeadávila, una de las más emblemáticas infraestructuras hidroeléctricas de España, encajada entre las escarpadas paredes rocosas del valle. Fotografía de Eduardo Cuadra.
El domingo por la mañana, para cerrar esta edición de la Geoquedada 2025, visitamos el Pozo de los Humos. Con ese nombre se conoce al conjunto de saltos de agua de más de 50 metros de desnivel controlado por el sistema de fallas y diaclasas en el contacto de rocas graníticas con rocas metamórficas. Una visión impresionante aún teniendo menos agua en esta época del año.
Imagen 5: Vista panorámica del Pozo de los Humos, una espectacular cascada en el Parque Natural Arribes del Duero. El agua cae desde una gran pared rocosa hasta una poza profunda rodeada de vegetación, creando uno de los paisajes más emblemáticos de la zona.
De esta reunión nos quedamos con poder desvirtualizar a compañeras y compañeros de la divulgación que conocíamos a través de redes y con quienes compartimos inquietudes y admiración mutua desde hace tiempo. Vernos cara a cara, intercambiar ideas, y reconocer en cada proyecto una parte del entusiasmo colectivo por divulgar la geología fue, sin duda, uno de los grandes regalos de la GeoQuedada.
Queremos agradecer a la organización de Geoda, y en especial a Daniel H. Barreña (HombreGeológico), por la cálida acogida, la impecable coordinación y por haber creado un espacio donde la geología se vive, se siente y se comparte. Y a todas las entidades y personas que han apoyado este encuentro, y han participado en él (GeoCastAway, Ekobideak, ViajandoConCiencia…) Volvemos con nuevas ideas, la mochila llena de inspiración y muchas ganas de seguir construyendo comunidad geodivulgadora.
Imagen 6: Foto de grupo de participantes en la Geoquedada 2025, celebrada en el Parque Natural Arribes del Duero. Fotografía de Geoda.
AUTORES- Gabriel Castilla Cañamero y Javier Pérez Tarruella
No discerní ningún color en las montañas, tan solo manchas apagadas negras y grises. No había vegetación ni vida, solo rocas, nieve y hielo. Al contemplar todo ese escarpado territorio virgen, no tuve más remedio que reírme de la arrogancia de cualquiera al que se le hubiera ocurrido que los seres humanos habían conquistado la Tierra.
Nando Parrado. Milagro en los Andes, 2006.
La última subdivisión de la escala de tiempo geológico es el Periodo Cuaternario y abarca los últimos 2.580.000 años de la historia de la Tierra. Este intervalo de tiempo es especial porque señala la aparición del género Homo en África y el comienzo de la glaciación en la que aún estamos inmersos. Así pues, el hilo conductor de la evolución humana son los 52 cambios ambientales cíclicos que han tenido lugar en el marco de esta glaciación (Figura 1), durante la cual se han venido alternando periodos de tiempo intensamente frío en los que las masas de hielo glaciar crecen, con periodos cálidos interglaciares en los que las masas de hielo retroceden o desaparecen de los continentes, tal y como está sucediendo en la actualidad.
Figura 1. Los estadios isotópicos marinos del Cuaternario, conocidos en la jerga científica como MIS (siglas de Marine Isotopes Stages), son periodos cíclicos de clima frío y cálido que han sido establecidos mediante relaciones isotópicas de oxígeno medidas en los caparazones de microorganismos (foraminíferos) marinos. Empiezan a numerarse (1 rojo) desde el comienzo del actual periodo cálido Holoceno (H), y es por ello que todos los números rojos son impares y representan episodios interglaciares, mientras que todos los números azules son pares y representan episodios glaciares. Para no saturar la figura solo se han señalado los 23 primeros y los dos últimos. Basado en Silva et al. (2017).
Vivimos en las postrimerías de un periodo interglaciar que comenzó hace 11.700 años y al que hemos bautizado con el término griego Holoceno (literalmente todo lo reciente). El Holoceno señala el tiempo que ha durado la ventana ambiental de temperaturas relativamente suaves (aún con algunos episodios notablemente fríos, como la Pequeña Edad del Hielo) que nos ha permitido pasar de un mundo de cazadores-recolectores nómadas a crear ciudades, imperios, innovaciones culturales y avances tecnológicos que han desembocado en el mundo tecno-científico globalizado en el que habitamos los seres humanos del siglo XXI.
Parece mucho tiempo porque han pasado muchas cosas importantes, pero en realidad el Holoceno representa menos del 4 % de nuestra historia como especie. Para entenderlo mejor fijémonos en un detalle: la H de Holoceno de la Figura 1 queda justo en el borde porque su representación en la escala gráfico-temporal del Cuaternario (20 cm en la imagen original) ocupa apenas 1 milímetro dado que el 99% de nuestro tiempo en la Tierra ha transcurrido en la prehistoria.
La búsqueda de sentido
Una aclaración contra la creencia popular: llamamos glaciación al intervalo de tiempo de la historia terrestre en la que se forman masas de hielo permanentes en los polos, aunque las masas de hielo continental puedan retroceder hasta desaparecer, o bien todo lo contrario: avanzar y extenderse tal y como sucedió hace entre 30.000 y 20.000 años, durante el Último Máximo Glacial (Figura 2).
Figura 2. Proyección equiárea que permite ver la distribución de las masas de hielo durante el Último Máximo Glacial (MIS 2) en los dos hemisferios. En este tiempo las masas de hielo marino (amarillo) y de hielo terrestre (rojo) avanzaron en ambos hemisferios, lo que supuso un descenso del nivel del mar de hasta 130 metros. Adaptado de Broecker y Denton (1990).
Pudiera parecer que la presencia de masas de hielo permanentes en las regiones polares es un hecho común, pero el registro geológico nos dice que no es así, pues solo ha habido glaciaciones durante el 10% de la historia de la Tierra (Figura 3).
Figura 3. La mayoría de las glaciaciones han tenido lugar en los últimos 900 millones de años, y solo en unas pocas ocasiones el hielo alcanzó la región ecuatorial. Estos episodios extremos se conocen como Tierra Blanca del Período Criogénico (o episodios Snowball Earth). Las glaciaciones más antiguas son las peor conocidas debido al menor registro geológico (vivimos en un planeta que tiende a borrar su historia). La actual glaciación Cuaternaria comenzó a gestarse hace unos 30 millones de años, por eso en la gráfica aparece como Neógena. Actualmente nos encontramos en una de las épocas más frías de los últimos 300 millones de años. Modificado de Anguita (2006).
Un satélite que mida la temperatura de la Tierra desde el espacio registrará una temperatura de -18 ºC en la parte alta de la atmósfera, aunque la temperatura media real de la superficie es de 15 ºC. ¿A qué responde esta diferencia? Llamamos balance radiativo a la relación entre la energía de onda corta procedente del Sol y la radiación de onda larga que sale del sistema climático terrestre. Como podemos ver en la Figura 4, la temperatura en la superficie terrestre depende en esencia del balance que se establece entre los mecanismos que tienden a enfriar el planeta (entre los que destaca el efectoalbedo) y los que tienden a calentarlo (principalmente el efecto invernadero).
Figura 4. De toda la radiación de alta energía procedente del Sol (onda corta en color amarillo) que incide en la parte superior de la atmósfera, un 70% es absorbida por la superficie terrestre y por las nubes, pero el otro 30% es reflejada al espacio por el efecto albedo que ejercen las nubes altas, el polvo atmosférico y los materiales de superficie terrestre. La energía absorbida (onda larga en color rojo) se reemite en forma de calor. Una parte importante de este calor es atrapado por el vapor de agua de las nubes, el metano de origen bacteriano y el dióxido de carbono de los volcanes. Estos gases de efecto invernadero devuelven parte de la radiación a la superficie terrestre calentándola hasta alcanzar los 15 º C de media. Adaptado de Schneider (1989).
Conforme el estudio de la física atmosférica fue avanzando durante el pasado siglo XX, se fueron descubriendo relaciones causa-efecto entre los diversos factores reguladores del clima. La interacción entre ellos hace que el clima terrestre tienda a un equilibrio dinámico, o sea, que cambia según lo hacen las variables que lo controlan. Veamos los dos casos más significativos.
Un bucle para enfriar el planeta…
El principal motor que modula el clima de la Tierra es la radiación que nos llega procedente del Sol, y si por alguna razón disminuye, la consecuencia más probable será una disminución de la temperatura. Un enfriamiento del planeta suele conllevar la formación de nieve y hielo, lo que provoca un mayor albedo de la radiación hacia el espacio. Como podemos ver la Figura 5, el resultado será un bucle de retroalimentación positiva, es decir, una tendencia al enfriamiento.
Figura 5. Relaciones causales (causa-efecto) y el bucle de retroalimentación que tiende a enfriar el planeta. La radiación incidente puede disminuir tanto por cambios en la órbita terrestre como por variaciones en la actividad solar o la presencia de gran cantidad de polvo en la atmósfera (debido a erupciones volcánicas, impactos de asteroides o un aumento de la desertización). La consecuencia es una disminución de la temperatura que favorece la acumulación de hielo y un aumento del albedo, o sea, una disminución aún mayor de la radiación incidente y por tanto un mayor enfriamiento del planeta. Modificado de Calvo, Molina y Salvachúa (2009).
¿Qué procesos enfrían el planeta por cambios en la insolación? Básicamente tres:
1.- Las grandes erupciones volcánicas.
En este caso son las cenizas y los aerosoles de azufre inyectados en las capas altas de la atmósfera los responsables de aumentar el albedo. Se estima que la erupción del monte Tambora (Indonesia) en 1815, enfrió la Tierra entre 0.5 y 0.7ºC durante 3 años.
2.- La disminución de la energía emitida por el Sol.
El ejemplo más reciente es el llamado Mínimo de Maunder, período comprendido entre 1645 y 1715 durante el cual las manchas solares desaparecieron. Este hecho coincide con uno de los episodios más fríos de la Pequeña Edad del Hielo,durante el cual la temperatura media del hemisferio Norte disminuyó hasta en 1 ºC.
3.- Los ciclos astronómicos de entre 23.000 y 100.000 años de duración.
Conocidos como Ciclos de Milankovitch, influyen en la excentricidad de la órbita terrestre, así como en la orientación e inclinación del eje de rotación. Estas perturbaciones apenas cambian la energía solar media anual que llega a la Tierra, pero alteran la distribución geográfica y estacional de la energía solar incidente hasta en un 20%, lo que afecta a la formación y fusión de las capas de hielo, y con ello al albedo.
…Y otro bucle para calentarlo
A largo plazo las erupciones volcánicas tienden a calentar el planeta debido a las emisiones de dióxido de carbono (CO2), el gas responsable del efecto invernadero que más tiempo permanece en la atmósfera. El aumento de la temperatura provoca un incremento de la evaporación, es decir, la formación de nubes de vapor de agua que también retienen el calor por el mismo motivo.
Figura 6. Los bucles de retroalimentación vinculados con el efecto invernadero, tanto por el aumento de la nubosidad (H2O vapor) como por los cambios asociados a la actividad volcánica (CO2) y la actividad biológica, principalmente metano (CH4) y óxidos de nitrógeno (N2O). El aumento de la temperatura provoca más evaporación y nubosidad, y por consiguiente un mayor efecto invernadero. Si bien la nubosidad tiende a calentar rápidamente la superficie terrestre, procesos como la lluvia tienden a retirar el vapor de agua y el CO2 de la atmósfera, estabilizando así el efecto invernadero a corto plazo. Modificado de Calvo, Molina y Salvachúa (2009).
La principal razón por la que la temperatura no se dispara con el efecto invernadero que ejercen las nubes es porque apenas permanecen unos días en la atmósfera. A escalas de tiempo superiores a los 500.000 años el principal modulador del efecto invernadero es el llamado ciclo geológico del carbonato-silicato (Figura 7).
Figura 7. El ciclo geoquímico del carbonato-silicato comienza cuando el CO2 presente en la atmósfera, por acción volcánica o de los seres vivos, se disuelve en el agua de lluvia y reacciona químicamente con rocas que contienen silicatos (como el granito, por ejemplo). Estas reacciones liberan iones de calcio y bicarbonato que los ríos transportan hasta el océano, donde serán usados por los organismos para construir caparazones de carbonato cálcico y la formación de calizas en aguas poco profundas. Los caparazones de muchos organismos pasan a formar parte del sedimento del fondo marino, donde se irán depositando. En el contexto de la tectónica de placas, estos sedimentos terminarán en márgenes continentales donde el vulcanismo asociado a la subducción volverá a liberar el CO2 a la atmósfera.
¿Qué procesos enfrían el planeta por disminución del efecto invernadero?
Básicamente dos:
1.- Por efecto del calentamiento climático. Se da la paradoja de que a largo plazo el aumento de la temperatura media produce también un aumento de la temperatura de los océanos y con ello de la evaporación y de la formación de nubes y las consecuentes precipitaciones. Esto provoca un aumento de la erosión de rocas silíceas y por tanto la eliminación de CO2 dela atmósfera, disminuyendo así el efecto invernadero. En este sentido la erosión de la meseta del Tíbet, cuyos ríos aportan el 25% de los sedimentos que cada año llegan a los océanos, puede haber contribuido notablemente al enfriamiento de la Tierra durante los últimos 20 millones de años.
2. La precipitación de grandes cantidades de carbonato cálcico (CaCO3) inducido biológicamente en las plataformas marinas someras (formando arrecifes coralinos y caparazones), retira una gran cantidad de CO2 de la atmósfera, que se incorpora a la corteza terrestre en forma de roca caliza.
La redistribución del calor
Buena parte del calor que retiene la atmósfera por el efecto invernadero es redistribuido por las corrientes marinas superficiales por todo el planeta. Hace 55 millones de años, durante el Eoceno, la distribución de las masas continentales era muy diferente de la actual (Figura 8). África y el subcontinente indio aún no se habían unido a Eurasia, Norteamérica era un continente independiente y Sudamérica se encontraba más cerca de la Antártida. Esta configuración permitía que las corrientes oceánicas circunvalaran el planeta cerca del ecuador, redistribuyendo el calor de forma tan eficaz que la Antártida estaba poblada por bosques templados.
Figura 8. Disposición de los continentes hace unos 55 millones de años. Las flechas rojas señalan la dirección y sentido de las principales corrientes que redistribuían el calor por todo el planeta, suavizando notablemente las temperaturas. Este período de temperaturas cálidas se conoce como Óptimo Eoceno. Adaptado de Blakey (2020) y Anguita (2005).
El proceso de enfriamiento global que llega hasta la actualidad pudo comenzar hace 55 millones de años, cuando el desplazamiento de África hacia el norte cerró el paso de la corriente ecuatorial. Unos 25 millones de años después la Antártida se separó de Sudamérica y Australia, quedando aislada y rodeada de corrientes que la enfriaron hasta cubrirla de hielo (Figura 9). El proceso de reconfiguración de las corrientes culminó hace casi 3 millones de años, cuando el cierre del istmo de Panamá interrumpió definitivamente la circulación oceánica ecuatorial entre los océanos Atlántico y Pacífico, impidiendo así una redistribución eficaz del calor entre las principales masas de agua del planeta, lo que desencadenó el enfriamiento climático global que caracteriza al actual Periodo Cuaternario.
Figura 9. La Antártida no siempre ha sido el continente blanco que conocemos hoy. Hace 25 millones de años estaba poblada por bosques, pero hace 15 millones de años quedó cubierto por un casquete glaciar permanente parecido al actual. ¿Qué sucedió? Todo parece indicar que un lento pero inexorable deterioro climático avanzó conforme la deriva continental modificaba el patrón de corrientes oceánicas y con ello la redistribución del calor en el planeta. Este proceso culminó hace 3 millones de años con la formación de masas de hielo permanentes también en el hemisferio Norte. Fotografía cedida por Iván Pérez López.
Los cambios abruptos
Una pregunta inquietante: ¿podría sobrevenir un periodo frío como resultado de un aumento de la temperatura media del planeta? Este es el argumento de la película de ciencia ficción neocatastrofista The Day After Tomorrow (El día de mañana, en España), dirigida por Roland Emmerich en 2004. La respuesta es…. (¡Atención, spoiler!)… sí. El argumento científico que se esgrime es que un parón en la circulación oceánica profunda puede desencadenar un reajuste climático que enfríe notablemente el hemisferio norte. ¿Tiene sentido?
Esta hipótesis fue inicialmente planteada por los geólogos Wallace Smith Broecker y George H. Denton, quienes desarrollaron en los años 80 del pasado siglo el modelo de circulación oceánica profunda que transporta agua y energía a través de las cuencas oceánicas del planeta (Figura 10).
Figura 10. La circulación oceánica profunda (flecha blanca) se produce por las variaciones en la densidad del agua y la acción de la gravedad terrestre. Las aguas más frías y densas del Océano Ártico tienden a hundirse y desplazarse bajo las más cálidas y menos densas. La densidad del agua está condicionada por su temperatura (termo-) y por su salinidad (-halina). Es por ello que el conjunto de las corrientes que tienen lugar en la profundidad de los océanos se conoce como Circulación Termohalina. El calor que este proceso cede a la atmósfera afecta tanto al sistema de corrientes cálidas (en rojo) como frías (en azul). Fuente: Instituto de Tecnologías Educativas.
El motor que mantiene la Circulación Termohalina en movimiento se encuentra en el Atlántico Norte, donde cada año las aguas salinas se enfrían bruscamente y se hunden hasta el fondo oceánico. Este proceso implica un caudal de 5 millones de metros cúbicos por segundo (casi 400 veces más que la mayor de las cataratas) desplazándose a 1,4 metros por segundo hasta una profundidad abisal de 3.500 metros. Semejante movimiento libera entre 500 y 700 millones de megawatios, lo que traducido en calentamiento atmosférico de Europa noroccidental equivale a entre 5 y 10 ºC más que si esta corriente no existiera.
Si por algún motivo esta corriente se parara, en pocos años las temperaturas medias para buena parte de Europa caerían en picado hasta vernos inmersos en una nueva Edad del Hielo. Y lo sabemos porque ya ha sucedido.
En 1989 Broecker y Denton propusieron que este fue el proceso que desencadenó el Younger Dryas, un intenso y rápido episodio de enfriamiento climático que tuvo lugar hace 12.800 años y que retrasó en más de 1.000 años la llegada del Holoceno, o sea, el periodo cálido que ha permitido nuestro desarrollo cultural y tecnológico. Pero, ¿cómo sucedió? El aumento de la temperatura del planeta tras la glaciación produjo un calentamiento de los océanos y la fusión de las masas de hielo, que aportaron una gran cantidad de agua dulce al Atlántico Norte. El resultado fue una disminución considerable de la salinidad y, con ello, de la densidad. Esto produjo un parón de las corrientes profundas y el consiguiente desequilibrio en la trasferencia de calor a la atmósfera, desencadenando así un enfriamiento brusco del Hemisferio Norte. Según los autores, este proceso, lejos de ser un episodio puntual, podría haber tenido un papel relevante en los 54 cambios climáticos acontecidos durante el Cuaternario (tal y como vimos en la Figura 1).
Conclusión provisional
Para indagar en los procesos naturales que enfrían la Tierra, además del balance radiativo, el albedo y el efecto invernadero, el ciclo del carbonato-silicato, la deriva continental, la distribución de las corrientes oceánicas superficiales, la corriente termohalina, la dinámica solar, los grandes eventos volcánicos y los Ciclos de Milankovitch; debemos tener en cuenta el papel de otras variables que apenas hemos mencionado, como el papel de la Biosfera y de los impactos de asteroides, por poner dos ejemplos.
Si algo podemos concluir es esto: el sistema climático terrestre es tan complejo, y son tantas las variables involucradas, que resulta imposible tratar de reducir a una única causa el origen de un proceso tan complejo como es una glaciación.
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Calvo, D.; Molina, M.T. y Salvachúa, J. (2009). Ciencias de la Tierra y Medioambientales. McGraw-Hill, Madrid.
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La fantasía abandonada de la razón produce monstruos.
Francisco de Goya. Manuscrito del Prado, circa 1799.
¿Se parecía a la Luna? ¿Había montañas? ¿Cómo fue el primer océano? ¿Había ríos, acantilados y playas? ¿Cómo eran los volcanes? ¿Cuándo y dónde surgió la vida?
La Tierra apenas conserva rocas más antiguas de 3.900 millones de años, y es por ello que tenemos tantas preguntas sin respuesta. Las únicas evidencias directas que tenemos del Hádico provienen de pequeños granos de circón, pero la escasa información que proporcionan nos obliga a ser muy cautos a la hora de reconstruir el primer eón de la historia terrestre.
La idea de que la Tierra es un planeta amnésico fue expresada en 1879 por el geólogo Archibald Geike en estos términos: Aun cuando las rocas nos llevan a épocas muy remotas, no pueden conducirnos hasta el principio de la historia de la Tierra como planeta. Aquel tiempo primitivo solamente puede deducirse de otras pruebas, principalmente astronómicas.
¿Por qué astronómicas? Porque la Luna es un mundo fósil cuya geología está al alcance de cualquier telescopio. La ausencia de atmósfera y de tectónica de placas hace posible que nuestro satélite natural conserve algunas de las primeras páginas que nos faltan del libro de historia de la Tierra (Figura 1).
Figura 1. Vista general de la cara visible de la Luna tal y como se ve con un telescopio. La imagen fue captada en agosto de 2008 mediante un telescopio Schmidt-Cassegrain de 203 mm (un C8), instrumento muy popular entre los aficionados a la astronomía. El cráter de rayos brillantes que destaca en la parte inferior de la imagen es Tycho, de 85 km de diámetro. Las áreas oscuras son grandes cuencas de impacto rellenas de roca volcánica. La primera de la parte superior izquierda es la cuenca Imbrium, de 1.160 kilómetros de diámetro (la distancia entre Madrid y Milán en línea recta). La imagen se muestra en color porque el sensor CCD de la cámara fotográfica es sensible a longitudes de onda que la visión humana no puede captar. Fuente: Patricio Domínguez Alonso/Anguita y Castilla (2010).
El cataclismo lunar
Los astronautas del programa Apolo recogieron 382 kilos de rocas lunares de seis sitios distintos, lo que apenas representa un 4% de la cara visible del satélite. La mayoría de estas muestras son rocas de tipo brecha, es decir, formadas por fragmentos de rocas más antiguas que previamente han sido trituradas, mezcladas y soldadas por las ondas de choque que se producen como consecuencia de grandes impactos (Figura 2).
Figura 2. Brecha lunar hallada en la Antártida, uno entre la treintena de meteoritos lunares encontrados en la Tierra. El hecho de que estas rocas hayan llegado hasta nosotros, evidencia la enorme cantidad de energía que puede liberar un impacto. Fuente: National Science Foundation.
Las dataciones medianteisótopos (principalmente argón-argón y uranio-plomo) muestran que se agrupan nítidamente en dos edades bien diferenciadas:
Un primer grupo, de unos 4.400 millones de años, se interpreta como el momento en que la corteza lunar terminó de enfriarse y recibió el impacto de los últimos grandes planetesimales (los cuerpos rocosos que sirvieron de bloques de construcción para la formación de los planetas).
Un segundo grupo, de unos 3.900 millones de años de antigüedad, fue descubierto en 1974 por un grupo de investigadores liderado por el geoquímico Fouad Tera. Los datos apuntaban que en aquel momento se habrían formado hasta 15 cuencas de impacto con tamaños superiores a los 300 kilómetros de diámetro, un verdadero “cataclismo” (figura 3).
Que un cuerpo del tamaño de la Luna recibiera tantos impactos grandes en tan poco tiempo, dejaba varias preguntas en el aire:
. ¿Qué pudo desencadenar un evento de esta intensidad casi quinientos millones de años después de la formación de los planetas?
. ¿Afectó solo a la Luna, o también a otros cuerpos del Sistema Solar interior?
. ¿Qué tipo de cuerpos habían impactado contra la Luna, planetesimales, cometas o tal vez asteroides procedentes del cinturón principal?
. Suponiendo que este evento hubiera afectado también a la Tierra, ¿pudo la vida surgir bajo unas condiciones ambientales tan extremas?
Figura 3. Dos modelos para explicar la formación de cráteres en la Luna. El modelo Apolo, establece que el satélite recibió muchos más impactos en su juventud y la tasa de craterización habría ido disminuyendo exponencialmente con el paso del tiempo. El modelo cataclismolunar muestra un incremento brusco y repentino tiempo después de la formación del satélite. Después de este evento la “cola de impactos” vuelve a disminuir exponencialmente aun con algunos repuntes episódicos. Adaptado de Tera (1974).
Un dato, dos hipótesis
Los terrenos fuertemente craterizados de la Luna, Mercurio y Marte son una clara evidencia de que planetesimales, cometas y asteroides excavaron las superficies planetarias cuando las cortezas ya estaban formadas, y que este proceso de craterización se prolongó en el tiempo. En este contexto, la principal duda es si el cataclismo responde a un evento único en la historia de la Luna, o si por el contrario se trata de un episodio que afectó a todos los cuerpos del Sistema Solar interior.
Las voces más críticas argumentaron inicialmente que las dos agrupaciones de edades eran ilusorias, y lo achacaron a que las muestras recabadas por las misiones Apolo podían estar contaminadas por la formación de la cuenca Imbrium, un enorme cráter de casi 1.200 kilómetros de diámetro que podemos identificar desde la Tierra a simple vista (Figuras 1 y 5).
Los especialistas en formación planetaria, con William K. Hartmann a la cabeza, interpretaron que la barrera de los 3.900 millones de años señalaba en realidad el final del proceso de formación del satélite por acreción. El supuesto cataclismo sería como un “muro de piedra”: a medida que los impactos jóvenes recalentaban las viejas brechas, sus edades se restablecían una y otra vez a 3.900 millones de años. Esta explicación reinterpretaba el “cataclismo” y lo transformaba en un “Bombardeo Terminal”, una explicación plausible que parecía zanjar el debate (Figura 4).
Figura 4. Laacreción es el proceso por el cual se forman objetos celestes (planetas, satélites o asteroides) como consecuencia de la colisión y fusión de objetos más pequeños. Este proceso es jerárquico: primero se agregan objetos más pequeños, como polvo, rocas y planetesimales, que se van agregando y creciendo lentamente. Esto explica por qué las últimas colisiones del proceso de formación planetaria son siempre las más grandes y generan las cuencas de impacto de mayor tamaño. La acreción puede ocurrir tanto en una nebulosa protoplanetaria de gas y polvo, como a partir de los escombros liberados al espacio tras una gran colisión como la que dio origen a la Luna. Fuente: Nature/Brandon (2011).
Pero en 1990 el geólogo Graham Ryder, especialista en petrología,desactivó este argumento al demostrar que no es fácil restablecer la edad de una roca mediante un impacto. Para que esto suceda es necesario que se funda por completo y se enfríe rápidamente, formando un vidrio de impacto, algo que solo ocurre en el punto exacto de la corteza donde se produce la colisión. La mayoría de las rocas son trituradas y salen disparadas, pero no se calientan demasiado.
Por otra parte, la idea de que las muestras analizadas estuvieran contaminadas por la formación de Mare Imbrium era demasiado simplista, teniendo en cuenta que algunas se han formado como consecuencia de varias colisiones cuyas edades se acumulan entre los 3.850 y los 3.950 millones de años. La propuesta de Hartmann resultaba interesante pero no zanjaba nada.
¿Hubo un Bombardeo Terminal más allá de la Luna?
Después de las misiones Apolo la exploración lunar experimentó un fuerte parón durante varias décadas. Misiones como Clementine (1994), Lunar Prospector (1998), Lunar Reconnaissance Orbiter(2009),LCROSS (2009) y GRAIL (2012), nos han proporcionado información detallada sobre la topografía y la gravedad de las 35 cuencas de impacto de más de 300 kilómetros de diámetro que conserva nuestro satélite (Figura 5). Solo con que la mitad de ellas se hubiese formado hace entre 3.850 y 4.000 millones de años, no quedaría más remedio que concluir que la Tierra, por ser un blanco mayor (tanto por el área de su sección transversal como por su masa), tuvo que recibir 20 veces más proyectiles (Figura 6).
Figura 5. En el mapa de albedos de la Luna (arriba) vemos que las zonas más oscuras se corresponden con las grandes cuencas de impacto excavadas en la corteza lunar primigenia de anortosita (zonas blancas). En la topografía obtenida por la sonda Clementine (abajo) se aprecia mejor la diferencia de relieve entre las cuencas y la corteza más antigua. Se ha propuesto que las grandes elevaciones de la cara oculta están ocasionadas por la acumulación de eyecta de la gran cuenca (círculo violeta) Polo Sur-Aitken, de 2.600 kilómetros de diámetro. Fuente: Hartman, NASA/Departamento de Defensa de EE.UU.
Figura 6. La Luna y la Tierra a la misma escala. La diferencia de tamaño y una mayor gravedad nos permiten deducir que el número de impactos recibido por nuestro planeta debió de ser necesariamente mayor. Fuente: NASA/JPL.
¿Cuántos impactos recibió la Tierra durante los primeros mil millones de años de su historia?
Los modelos señalan que nuestro planeta pudo recibir unas 20 veces más impactos que la Luna. En 2014 un equipo liderado por Simone Marchi publicó los resultados de un primer modelo estadístico (Figura 7), y los números hablan por sí mismos:
. Más de 10.000 asteroides de unos 10 km de diámetro, es decir, de un tamaño similar al que acabó con los dinosaurios.
. Unos 200 asteroides de más de 100 km de diámetro. Cada una de las estas colisiones fue al menos 1.000 veces más enérgica que la responsable de la extinción de los dinosaurios.
. Entre 2 y 4 asteroides de más de 1.000 km de diámetro. Estas colisiones se habrían producido hace unos 4.400 millones de años, y liberaron tanta energía que pudieron provocar una esterilización global del planeta.
Figura 7. Secuencia de mapas que muestra los grandes impactos que pudo recibir la Tierra durante los primeros mil millones de años de su historia. El código de colores indica el momento en que se produjeron. Por tratarse de una simulación, las localizaciones no son reales. Fuente: Marchi et al. (2019) y Southwest Research Institute.
Cuando un asteroide de más de 10 kilómetros golpea la Tierra, produce un penacho de roca vaporizada y escombros llamado eyecta(término de origen latino que literalmente significa cosa expulsada), que contiene numerosas gotitas de roca fundida del tamaño de granos de arena que ascienden por encima de la atmósfera. Eventualmente, las gotitas se enfrían y son ampliamente distribuidas por el viento, pudiendo formar una capa global cuando caen al suelo. Aunque la acción de los procesos geológicos borre el cráter, estas capas de esférulas se pueden preservar en el registro geológico.
Los lechos de esférulas de impacto más antiguos encontrados hasta el momento se conservan en las montañas Barberton (Sudáfrica) y en la región de Pilbara (Australia), con edades comprendidas entre los 3.470 y los 2.500 millones de años, y son la prueba palpable de, al menos, 9 grandes impactos de los que ya no quedan huellas (Figura 8a).
Figura 8a. Muestra de esférulas de impacto encontrada en Australia Occidental. Las dataciones isotópicas señalan que se formó hace 2.630 millones de años tras un gran impacto. Fuente: Oberlin College/Bruce M. Simonson/Purdue University.
Mientras la Luna y la Tierra eran intensamente golpeadas, ¿qué sucedía en otros planetas?
La exploración de Marte ha permitido identificar más de 20 potenciales cuencas de impacto con diámetros superiores a los 1.000 kilómetros (Figura 9). Las edades de formación de las 15 más grandes parecen concentrarse entre los 4.100 y los 4.200 millones de años, por lo que resulta tentador relacionar la hipótesis del cataclismo con el hecho de que en menos de 150 millones de años Marte recibió la mayor parte de sus grandes impactos.
Figura 9. Las grandes cuencas de impacto del hemisferio norte marciano se han localizado mediante análisis topográficos y gravimétricos. Adaptado de Frey (2008).
El hecho de que la Luna, la Tierra y Marte recibieran grandes impactos cientos de millones de años después de que sus cortezas ya estuvieran formadas, nos obliga a preguntarnos qué sucedió. Podemos asumir que algunos impactores fueran planetesimales supervivientes de un proceso de acreción no consumado (esto podría explicar las grandes colisiones más antiguas); sin embargo, cabría esperar que conforme las órbitas planetarias se fueron limpiando de estos residuos, las grandes colisiones dejaran de producirse, pero los datos señalan que no fue así.
¿Qué pudo suceder para que tanto tiempo después de su nacimiento los planetas siguieran recibiendo impactos colosales?
El modelo de Niza
Existen varias fuentes principales de cuerpos capaces de producir un bombardeo temprano en los planetas terrestres.
1. La primera es la población de planetesimales residuales que “sobraron” de la acreción. Los modelos señalan que estos cuerpos pueden sobrevivir mucho tiempo después de que los planetas hayan alcanzado sus tamaños completos.
2. La segunda fuente es una población de objetos que escapan del joven cinturón principal de asteroides. Sabemos que el flujo de material que escapaba de esta región fue mayor en el pasado porque muchas de las zonas, que en origen debieron estar pobladas por asteroides, hoy están vacías.
Estos dos escenarios producirían poblaciones de impactores que disminuyen monótonamente, como ya vimos en el Modelo Apolo de la Figura 3.
3. La tercera fuente está relacionada con el proceso de migración planetaria. Existe cierto consenso entre la comunidad científica en aceptar que los planetas gigantes no se formaron en las órbitas que ocupan en la actualidad. Esta migración implica necesariamente el desplazamiento de una gran cantidad de asteroides que fueron expulsados de órbitas que hasta entonces eran estables. Esta alteración habría incrementado notablemente la tasa de impacto en el Sistema Solar interior.
Una descripción detallada de este proceso nos lo proporciona el llamado modelo de Niza, un término genérico empleado para nombrar al conjunto de modelos dinámicos en los que los planetas gigantes experimentaron un desplazamiento de sus órbitas (Figura 10).
Figura 10. El Bombardeo Tardío Intenso, según el modelo de Niza. Inicialmente las órbitas de los planetas gigantes (Urano en azul claro y Neptuno en azul oscuro) y el disco de residuos (planetesimales) se mantienen estables. En el centro se aprecia cómo ha comenzado la migración planetaria, dispersando los residuos. Unos 200 millones de años después, ya solo quedaba el 3% de la masa inicial del disco y los planetas ocupan sus actuales órbitas. Adaptado de Gomes et al. (2005).
La migración debió producir resonancias orbitales a través del cinturón de asteroides, llevando porciones sustanciales de este a órbitas que cruzan los planetas. La mayoría de los impactos en los mundos del Sistema Solar exterior habrían sido de cometas, mientras que los de los planetas terrestres y la Luna habrían sido tanto de asteroides como de aquellos cometas que sobrevivieron al paso hacia el Sistema Solar interior.
¿Existió realmente el Bombardeo Intenso Tardío?
La hipótesis original del cataclismo lunar, entendido como que la Luna y otros cuerpos del Sistema Solar interior fueron golpeados por un pico de grandes impactos hace 3.900 millones de años, se ha debilitado sustancialmente. Es posible que al menos tres de las grandes cuencas de la Luna (Imbrium, Orientale y Serenitatis) se formaron en un intervalo de apenas 20 millones de años, pero el limitado número de muestras lunares nos impide afinar más con las fechas de formación de las demás cuencas.
Una solución de compromiso para encajar todas las piezas del puzle, consiste en asumir que el Bombardeo Intenso Tardío se produjo en dos fases:
. Una primera fase temprana, producida por planetesimales sobrantes.
. Una segunda fase, producida principalmente por asteroides y cometas, y cuyo principal desencadenante habría sido el comienzo de la inestabilidad de las órbitas propuesto por el modelo de Niza.
Para poder comprobar esta hipótesis necesitamos recoger más muestras de la Luna, concretamente de su cuenca de mayor tamaño, Polo Sur-Aitken (Figura 5). Si su edad resulta ser de unos 3.900 o 4.000 millones de años, el Bombardeo Intenso Tardío quedaría reivindicado. Por el contrario, si se hubiese formado hace 4.200 o 4.300 millones de años, entonces habría que pensar en un bombardeo más o menos continuo y decreciente desde el principio del Sistema Solar.
El admitir o descartar este repunte de impactos no es solo una cuestión de la historia de la Luna. Las primeras huellas de actividad biológica en la Tierra aparen en el registro geológico hace unos 3.850 millones de años, coincidiendo con el final del bombardeo lunar. Y puesto que no es creíble que hayamos encontrado huellas del primer ser vivo, lo más probable es que el origen de la vida sea anterior.
¿Pudo la vida surgir más de una vez antes de asentarse definitivamente?
¿Cómo pudo sobrevivir a la infernal infancia de la Tierra?
Reconstruir con detalle la historia temprana de nuestro planeta es un paso fundamental para saber de dónde venimos.
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Autores – Gabriel Castilla Cañamero, María Isabel Reguera e Iván Martín-Méndez
Alrededor de dos polos gira la existencia humana.
El polo de las ilusiones. Y el polo de las realidades.
José Echegaray. Ciencia popular, 1905.
Los astronautas de la misión Apolo 8 tomaron la primera fotografía de la Tierra vista desde la órbita de la Luna. Esta icónica imagen nos mostró por primera vez el contraste entre la yerma superficie lunar, la vasta negrura del espacio y el brillo de un planeta azul (Figura 1).
Figura 1. El amanecer de la Tierra, fotografía tomada el 24 de diciembre de 1968 por el astronauta Bill Anders del Apolo 8. Crédito: NASA/Bill Anders.
Los océanos ocupan el 71% de la superficie terrestre, lo que equivale a un volumen de unos mil quinientos millones de kilómetros cúbicos de agua, el medio donde probablemente surgió y evolucionó la vida durante miles de millones de años. Desde nuestra perspectiva, esta cantidad de agua puede parecer inmensa (especialmente considerando que alrededor del 60% del cuerpo humano está compuesto por agua); sin embargo, si comparamos la masa de los océanos, mares, ríos, lagos, aguas subterráneas y glaciares (1,4 x 1021 kg), con la masa de la Tierra (6 x 1024 kg), descubrimos que la hidrosfera representa apenas un 0,02% del total.
Para comprender lo que esto significa, pensemos en un contexto que nos resulte más familiar: si la Tierra fuese un avión Boeing 747completamente cargado, el agua de la hidrosfera equivaldría a la masa de un solo pasajero (Figura 2). Por otro lado, la razón por la que la Tierra se ve de color azul desde el espacio no se debe a la presencia océanos, sino a que las moléculas de nitrógeno y oxígeno de la atmósfera esparcen la luz solar mediante un fenómeno óptico conocido como dispersión Rayleigh.
Figura 2. Representación gráfica de la masa de la hidrosfera (rectángulo azul) en relación a la masa del planeta Tierra (marrón). Fuente: elaboración propia.
Esta comparativa demuestra que tenemos una visión algo distorsionada de la cantidad de agua que hay en la Tierra: el pozo de lasilusiones al que se refería Echegaray. Entonces, y siguiendo con la cita de nuestro primer Premio Nobel: ¿cuál es el pozo de las realidades? El relato científico, sin duda. Repasemos las pruebas que nos ofrece la Geología para responder a tres preguntas fundamentales en esta historia:
1.- ¿Cuánta agua hay en la Tierra?
2.- ¿Cómo llegó hasta aquí?
3.- ¿Cuándo se formó el primer océano?
1. ¿Cuánta agua hay en la Tierra? La paradoja de los océanos invisibles
La mayor parte del agua de la Tierra se encuentra almacenada en el manto, un lugar inaccesible que representa el 84% de la masa total del planeta (Figura 3). Está formado por silicatos (minerales ricos en silicio y oxígeno) que se encuentran sometidos a altísimas presiones (un millón y medio de veces superior a la presión atmosférica) y temperaturas que varían entre los 600 y los 3.500 º C. En este ambiente los materiales se encuentren en un estado físico entre sólido y líquido-viscoso, condiciones que solo podemos reproducir en laboratorios de muy alta presión empleando yunques de diamante.
Figura 3. El interior terrestre está dividido en tres partes: corteza, manto y núcleo. El manto se divide a su vez en dos: el manto superior, que comienza a unos 70 km; y el manto inferior, que se extiende entre los 670 km y los 2.900 km de profundidad. Entre ambas regiones se localiza una zona de transición (con línea de puntos). Adaptado de Anguita (2002).
En la parte superior del manto encontramos principalmente olivino (Mg,Fe)2SiO4,pero, conforme aumenta la profundidad, aumentan también la presión y la temperatura, lo que provoca una reconfiguración de su red cristalina. Los experimentos de laboratorio demuestran que bajo las condiciones de presión y temperatura reinantes a unos 515 kilómetros de profundidad se forma un mineral llamado ringwoodita (Mg2SiO4), que se comporta como una especie de esponja capaz de atraer hidrógeno y atrapar en su estructura cristalina los elementos que componen la molécula de agua. Dicho de otra forma: el agua presente en el manto no se encuentra en estado sólido, líquido o gaseoso, sino como hidróxido (moléculas de oxígeno e hidrógeno unidas entre sí) atrapado en este mineral (Figura 4).
Figura 4. Ringwoodita vista al microscopio. Fuente: Steve D. Jacobsen/Schmandt, B. et al. (2014).
La importancia de la ringwoodita no se limita al laboratorio. De hecho, en 2014 y 2022, el hallazgo de fragmentos inalterados de este mineral en el interior de diamantes naturales (Figura 5) proporcionó pruebas directas de su existencia en el manto. Los diamantes, formados por carbono puro cristalizado bajo condiciones extremas de presión, pueden contener impurezas que, si bien reducen su valor para la joyería, resultan de enorme interés científico. Estos diamantes, que ascendieron desde unos 700 kilómetros de profundidad impulsados por violentas erupciones volcánicas, actuaron como auténticas sondas naturales, atrapando materiales de la base del manto superior. Los análisis químicos realizados sobre ringwoodita natural indican que contiene algo más de un 1% de agua en su estructura cristalina, lo que, en términos prácticos, sugiere que el manto podría albergar una cantidad de agua equivalente a dos veces la de toda la hidrosfera.
Pero, ¿cómo llegó todo este agua hasta allí? Caben dos posibilidades: o fue arrastrada desde el exterior por la subducción de la corteza continental; o siempre estuvo allí presente.
Figura 5. Diamante encontrado en la República Centroafricana, con presencia de inclusiones minerales (manchas oscuras) de ringwoodita y circón. En Lorenzon et al. (2022).
2. ¿Cómo llegó el agua a la Tierra? Atravesando la línea de nieve.
Las estrellas nacen dentro de nebulosas constituidas por moléculas de gas y partículas de polvo. A medida que la nube primordial se contrae y colapsa por la gravedad de la estrella en formación, el momento angular aplana la distribución del material, formando un disco rotatorio que recibe el descriptivo nombre de disco protoplanetario (Figura 6). El hidrógeno es el elemento químico más abundante del universo, de lo cual se infiere que estaba presente en el disco protoplanetario solar hace unos 4.600 millones de años. Sin embargo, el oxígeno, que es necesario para formar el agua y los silicatos, apenas representa el 1% de los elementos químicos del universo.
Figura 6. Imagen del disco protoplanetario HL-Tauri, una estrella naciente situada a unos 450 años luz de la Tierra. Los surcos oscuros señalan las potenciales órbitas de futuros planetas. Es una de las imágenes más nítidas tomadas por ALMA (Atacama Large Millimeter/submillimeter Array). Fuente: Observatorio Europeo Austral (ESO).
En la región del disco próxima al recién formado Sol, el calor generado por el choque entre partículas provocó la sublimación del hidrógeno y otros elementos ligeros. Parte del oxígeno se unió a átomos de otros elementos, como el carbono, el magnesio, el hierro y el silicio para formar los silicatos que darían lugar a los planetas rocosos. Se cree que la génesis de estos mundos telúricos siguió un proceso gradual y jerárquico: primero se formaron pequeños cóndrulos del tamaño de un grano de arroz, los cuales crecieron hasta convertirse en guijarros y bloques. Estos acrecionaron hasta alcanzar las dimensiones kilométricas de los asteroides y los planetesimales. Los modelos señalan que en este contexto un planeta del tamaño de la Tierra tardaría en formarse menos de 30 millones de años.
Lejos del Sol, las bajas temperaturas permitieron que las sustancias volátiles como el agua, quedaran atrapadas en forma de hielo. La frontera entre ambos dominios recibe el nombre de línea de nieve (Figura 7). Según las teorías tradicionales, el agua debió llegar a la Tierra desde allí, viajando a bordo de asteroides y cometas.
Figura 7. La línea de nieve es la frontera que separa dos ambientes en el disco protoplanetario: un interior caliente y seco, poblado por planetesimales rocosos; y un exterior frío con abundantes planetesimales de hielo. En 2023 el Telescopio James Web detectó la presencia de moléculas de agua en el interior de 4 discos protoplanetarios de estrellas similares al Sol. Estas observaciones no encajan con el modelo clásico de línea de nieve, actualmente en revisión. Fuente: elaboración propia.
¿Cómo sabemos que la primitiva Tierra era en origen un mundo seco que se hidrató con el agua procedente del Sistema Solar exterior? La clave reside en la firma isotópica del hidrógeno.
La huella dactilar del agua
El término isótopo significa en griego “mismo lugar” y hace referencia a aquellos elementos químicos que aunque ocupan una “misma posición” en la Tabla Periódica (poseen un mismo número atómico), pero tienen distinta masa atómica debido a la presencia de neutrones. Para el caso de la molécula de agua (H2O) debemos tener en cuenta que tanto el hidrógeno como el oxígeno cuentan con isótopos estables. Para el caso que nos ocupa nos interesa centrarnos solo en los dos isótopos del hidrógeno: el protio y el deuterio (Tabla I).
Se llama relación isotópica de una muestra de agua al cociente que se obtiene al dividir la cantidad del isótopo más escaso entre la cantidad del isótopo más abundante. Para el hidrógeno del agua correspondería la relación del deuterio (D) respecto del protio (H), también conocida como relación D/H. El resultado numérico que se obtiene se compara con una muestra de referencia conocida como VSMOW (siglas de Viena Standard Mean Ocean Water –agua oceánica media estándar de Viena). Dicha muestra es agua marina destilada que se conserva en la Agencia Internacional de Energía Atómica con sede en Viena, y que, en términos prácticos, es equivalente a la huella dactilar del agua de la Tierra.
La relación D/H nos permite comparar la química del agua de la Tierra con muestras procedentes de otros cuerpos del Sistema Solar. Estos análisis comparativos nos enseñan dos cosas:
1. Durante mucho tiempo los cometas fueron los mejores candidatos a “aguadores” debido, precisamente, a que contienen gran cantidad de agua. No obstante, en el año 2015 la misión Rosetta de la Agencia Espacial Europea zanjó definitivamente el debate al analizar in situ la superficie del cometa 67P/Churyumov-Gerasimenco. Los datos mostraron que su relación D/H es tres veces mayor que la de nuestros océanos.
2. El análisis de los meteoritos de tipo condrita, que tienen su origen en los asteroides de la parte exterior del cinturón principal, tienen una relación D/H similar los océanos terrestres (Figura 8).
Figura 8. Comparativa entre las Relaciones D/H del agua de los océanos terrestres (155,7 x 10-6), con muestras de condritas carbonáneas hidratadas (149 x 10-6), micrometeoritos recogidos en la Antártida (154 x 10-6) y cometas (290-320 x 10-6). Aunque los cometas son buenos candidatos para ejercer de “aguadores”, los datos isotópicos descartan esta posibilidad. Fuente: adaptado de Pinti (2005).
Un inesperado regalo del cinturón de asteroides
Las condritas son un tipo de meteoritos que debe su nombre a las diminutas esferas o cóndrulos de silicato que contienen. Como ya hemos visto, fueron los primeros que se formaron por acreción, y su datación radiométrica ha permitido establecer la edad canónica del Sistema Solar en 4.569 millones de años (Figura 9).
Figura 9. Cóndrulos en un fragmento del meteorito de Allende. Fotografía de James St. John- Wikimedia Commons.
De los varios tipos de condrita que existen, las de tipocarbonáceo presentan minerales hidratados y compuestos orgánicos ricos en nitrógeno y carbono. Por lo general proceden de asteroides primitivos (el choque entre ellos libera escombros que alcanzan la Tierra en forma de meteoritos), que son aquellos cuya composición química se estableció en el disco protoplanetario y conservan las huellas de los procesos que ocurrieron durante los primeros instantes de la formación y evolución del Sistema Solar (Figura 10). Este tipo de asteroides fueron muy numerosos en el pasado, pero los modelos señalan que el crecimiento y posterior migración de Júpiter y Saturno hasta su posición actual, provocó que miles de ellos fueran lanzados hacia el Sistema Solar interior, llevando agua y otros elementos volátiles hasta las órbitas de los planetas terrestres.
Figura 10. Dos asteroides primitivos: Bennu (izquierda) y Ryugu (derecha). Bennu (de 490 m de diámetro) fue visitado en octubre de 2020 por la misión Osiris-Rex de la NASA, que perforó su superficie y recogió 122 gramos de polvo y rocas que llegaron a la Tierra en septiembre de 2023. El asteroide Ryugu (de 896 m de diámetro) fue visitado en 2019 por la sonda Hayabusa 2, de la Agencia Japonesa de Exploración Aeroespacial (JAXA). Las muestras llegaron a la Tierra en 2020. Fuente: NASA/JAXA.
En la noche del 28 de febrero de 2021, varias cámaras especiales para la detección de bólidos, captaron una gran bola de fuego sobre Reino Unido. Su fulgor llamó la atención de más de mil testigos y la trayectoria de caída fue registrada por decenas de cámaras de timbres y salpicaderos. La masa principal (319,5 g) del meteorito se descubrió por la mañana en la localidad de Winchcombe, en la puerta de una vivienda (Figura 11).
Figura 11. Meteorito Winchcombe durante los análisis que se realizaron para establecer su contenido en agua. Gracias a la colaboración ciudadana se pudieron recoger varios fragmentos en pocas horas, un detalle importante si tenemos en cuenta que las condritas carbonáceas son muy susceptibles a la alteración por el entorno terrestre y que las firmas isotópicas pueden modificarse en cuestión de días. Fuente: Museo de Historia Natural, Londres.
De todos los análisis químicos a los que fue sometido el meteorito Winchcombe, nos interesan especialmente tres resultados: (1) se trata de una condrita carbonácea, (2) presenta un alto contenido en agua (un 10% de su peso), y (3) este agua tiene una firma isotópica idéntica a la hidrosfera terrestre.
Impactos a hipervelocidad
La transferencia de agua mediante impactos es el mecanismo de hidratación planetaria que mejor se ha estudiado experimentalmente. En las instalaciones del campo de tiro vertical de la NASA, se hicieron colisionar a hipervelocidad (unos 18.000 kilómetros por hora -catorce veces la velocidad del sonido-), proyectiles de antigorita, un mineral análogo a las condritas carbonáceas, contra objetivos de piedra pómez anhidra. Después de cada experimento se recuperaron los productos de impacto, que básicamente consistían en vidrios generados por la enorme presión, algunos restos de antigorita y brechas ricas en material fundido (Figura 12).
Figura 12. Fogonazo de impacto a hipervelocidad. Fuente: NASA/ Ames Research Center, Mountain View, California.
Sorprendentemente, los impactos liberaron mucha más agua de la esperada. Estos experimentos han demostrado que los objetos similares a las condritas carbonáceas pudieron entregar hasta un 30% de su agua indígena a cuerpos de silicato como la Tierra, bajo las velocidades y los ángulos de impacto que prevalecieron durante las fases tempranas de la formación de los planetas terrestres. Estos resultados plantean, además, la posibilidad de que estos planetas en crecimiento atraparan agua en sus interiores a medida que crecían.
3. ¿Cuándo se formó el primer océano?
En enero de 2001 se hizo pública la primera evidencia científica de la existencia de un océano en la joven Tierra. La prueba llegó de la mano de circones detríticos (como los granos de arena de un río o una playa) encontrados en el interior de rocas cuarcíticas en el Distrito Murchison de Australia Occidental. La edad de los circones se determinó mediante dataciones radiométricas de Uranio-Plomo, y las condiciones ambientales se establecieron con ayuda del análisis de isótopos de oxígeno. Las pruebas señalan que estos circones se formaron hace unos 4.300 millones de años a partir de magmas que contenían un aporte significativo de corteza continental retrabajada, y que se formaron en presencia de agua cerca de la superficie de la Tierra. En definitiva: la Tierra contaba con una hidrosfera estable que interactuaba con la corteza 250 millones de años después de su formación.
Las teorías de cómo este primer océano se pudo formar y permanecer estable en la superficie terrestre se basan en la especulación y la modelización geofísica. A pesar de ello, hay determinadas ideas clave que nos permiten inferir algunas pinceladas de esta historia (Figura 14):
Figura 14. Secuencia evolutiva de la joven Tierra y los principales acontecimientos que llevaron a la formación del primer océano. Fuente: adaptado de Pinti (2005).
La Tierra primigenia recibió numerosos impactos de asteroides y planetesimales. El gran impacto que formó la Luna (Theia), hace unos 4.530 millones de años, liberó tanta energía que fundió por completo al menos el 70% la superficie terrestre.
La joven Tierra era un cuerpo muy caliente, con un elevado flujo térmico que provocaría unaintensa actividad volcánica. La intensa desgasificación provocada por el vulcanismo masivo, acumuló en la atmósfera dióxido de carbono (CO2) y vapor de agua, lo que provocaría un intenso efecto invernadero que mantendría caliente la superficie terrestre.
Para que una masa de agua líquida sea estable en la superficie de un planeta, esta debe encontrarse por debajo del llamado punto crítico del agua, es decir,bajo condiciones de presión y temperatura que permitan distinguir el estado líquido del estado gaseoso. La presión crítica es de 221 bar (aproximadamente 221 veces la presión atmosférica normal), y la temperatura crítica es de 374 ºC. Una fuerte presión atmósfera de CO2 permitiría la existencia de agua líquida, aunque la temperatura de la superficie terrestre fuese superior a los 200 ºC por el efecto invernadero.
Dos son los factores que permiten que un planeta pueda retener una atmósfera con elementos volátiles como el agua: un fuerte campo gravitatorio (que depende de la masa) y la presencia de un campo magnético que pueda protegerla del viento solar.
Conforme la concentración de CO2 disminuía y la superficie terrestre se iba enfriando, se condensaba el vapor de agua presente en la atmósfera y aumentaban las precipitaciones.
La lenta disolución del CO2 atmosférico debió acidificar aquel primer océano estable.
El estudio de la superficie lunar sugiere que entre 4.100 y 3.900 millones de años pudo tener lugar un episodio conocido como Bombardeo Tardío Intenso . Considerando que la superficie terrestre es catorce veces más grande que la de la Luna, y que la gravedad de la Tierra es seis veces mayor (lo que implica mayor capacidad de atracción), se ha calculado que sobre la Tierra debieron caer un número de asteroides unas 20 veces mayor que sobre la Luna. En este escenario, la colisión de un asteroide de 200 kilómetros de diámetro harían hervir los 200 primeros metros de un océano en todo el planeta; y el impacto de un objeto de 500 kilómetros pondría en ebullición la hidrosfera terrestre en su totalidad.
Con estos ingredientes la comunidad científica se ha aventurado a recrear artísticamente cómo pudo ser aquel primer océano hacia el final del eón Hádico (Figura 15). Pero, como suele ser común en ciencia, el pozo de las realidades a veces solo es una ilusión provisional.
Figura 15. Recreación artística de cómo pudo ser la Tierra hace 4.200-3.900 millones de años. Fuente: Stephen Mojzis/University of Colorado/NASA Lunar Science Institute/William Bottke/Southwest Research Intitute.
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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.
Figura 1. Plancha fotográfica de Henri Becquerel que fue expuesta a la radiación emitida por el uranio a finales de febrero de 1896. Este tipo de descubrimiento, totalmente casual pero de gran valor científico, se conoce como serendipia. En la imagen se aprecia la forma de una cruz de Malta que se encontraba guardada en el mismo cajón, entre la placa fotográfica y las sales de uranio. Fuente: Archivo Becquerel/Wikipedia Commons.
Apenas un año después, el físico Ernest Rutherford descubrió que los elementos químicos radiactivos se transforman en otros a lo largo del tiempo: el uranio (U), por ejemplo, se convierte lentamente en plomo (Pb). Esta transformación, denominada desintegración radiactiva, ocurre a velocidad constante y predecible (Figura 2). Rutherford sugirió al químico Bertram Boltwood una idea revolucionaria: la posibilidad de usar esta descomposición radiactiva para calcular la edad de una roca midiendo la proporción de los dos elementos presentes en ella. En 1907, Boltwood aplicó por primera vez este principio al binomio uranio-plomo en una serie de muestras de rocas y estimó que algunas de ellas podían tener hasta 2.200 millones de años de antigüedad. Así, en apenas una década, el estudio de la radiactividad dio origen al método de datación radiométrica y permitió cuantificar el tiempo geológico con precisión numérica.
Figura 2. Como se puede apreciar en la gráfica, la descomposición radiactiva es un proceso de tipo exponencial. En rojo tenemos la cantidad de elemento radiactivo presente en cada momento: primero disminuye muy rápido y luego más lentamente hasta llegar a cero. La vida media o período de semidesintegración es el tiempo que tarda un conjunto de átomos en quedar reducido a la mitad. Como podemos ver en la Tabla I, algunas desintegraciones son tan lentas que tienen vidas medias más largas que la vida del Universo. Adaptado de Anguita (1988).
La idea era prometedora, pero…
Pese a la promesa del método, los pioneros de la datación tuvieron que salvar tres grandes obstáculos:
1º. Falta de conocimiento sobre los isótopos: Rutherford y Boltwood desconocían la existencia de los neutrones en el núcleo de los átomos y por tanto el papel que juegan los isótopos en el proceso de desintegración.
2º. Dudas sobre lo que se databa exactamente: Existían serias dudas sobre si las dataciones obtenidas señalaban la edad de cristalización de los minerales, la edad de formación de las rocas, o simplemente la antigüedad de los elementos químicos que los forman. Tampoco estaba claro si se podía aplicar este método a rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias por igual.
3º. Limitaciones técnicas: A los problemas de índole teórico, había que sumarle las dificultades técnicas; aislar y medir con suficiente precisión pequeñas cantidades de elementos en las rocas requería de instrumentos que aún no existían.
El papel de los isótopos.
Los elementos químicos están formados por átomos, los cuales, a su vez, están compuestos por electrones, protones y neutrones. Sin embargo, estos últimos no fueron descubiertos hasta 1932, cuando el físico James Chadwick los identificó. En los elementos químicos, el número de protones define su identidad; el número de neutrones, en cambio, puede variar. Hoy sabemos que muchos elementos químicos poseen isótopos, es decir: variantes de un mismo elemento que difieren en el número de neutrones presentes en el núcleo. En la naturaleza existen dos tipos de isótopos: los estables y los inestables (o radiactivos), y son estos últimos los que se pueden emplear en las dataciones.
En el caso del uranio, la Tabla Periódica de los Elementos indica que su número atómico es 92, lo que significa que en estado natural posee 92 electrones y 92 protones, además de un número variable de neutrones que define sus tres isótopos:
1.- El Uranio-234 (234U) con 92 protones y 142 neutrones.
2.- El Uranio-235 (235U), que tiene 92 protones y 143 neutrones.
3.- El Uranio-238 (238U), que posee 92 protones y 146 neutrones.
En términos prácticos, esto quiere decir que en 1 gramo de uranio están presentes los tres isótopos en distinta proporción. El más abundante en la naturaleza es el 238U que representa el 99,2 % de la masa de cualquier muestra que tomemos al azar, y le siguen el 235U con un 0,7 % y el 234U con menos de un 0,1 %.
Los tres isótopos de Uranio (U) son radiactivos, pero los dos primeros se usan comúnmente en geocronología porque se desintegran a isótopos estables de plomo (Pb): el 238U se transmuta por descomposición radiactiva en 206Pb, un proceso cuya vida media es de 4.470 millones de años (Figura 3), mientras que el 235U se transforma en 207Pb en un tiempo medio de 700 millones de años.
Figura 3. Secuencia de trasmutaciones que llevan del uranio-238 al plomo-210. El polonio-214 (que debe su nombre a la tierra natal de Marie Curie) es el isótopo más inestable de la serie, con una vida media de menos de un segundo. Adaptado de Anguita (1988).
El triunfo de la datación mediante uranio-plomo
El binomio uranio-plomo es ideal para datar rocas antiguas debido a su larga vida media. De hecho fue empleado por el geólogo norteamericano Clair Patterson para alcanzar uno de los hitos más importantes en geología: establecer por primera vez la edad absoluta de la Tierra.
¿Cómo lo hizo?
A su director de tesis, el geoquímico Harrison Brown, se le ocurrió la idea de que, en lugar de centrarse en medir la cantidad de uranio presente en una roca antigua, sería más sencillo detectar la presencia de isótopos de plomo acumulado como producto de su desintegración. Esta técnica, conocida hoy como método de acumulación o datación plomo-plomo, permitió abordar el problema desde una nueva perspectiva, evitando errores debido a la pérdida o ganancia de uranio. Pero, ¿dónde encontrar muestras de roca a priori tan antiguas como la propia Tierra? Patterson asumió acertadamente que los planetas se formaron como resultado de un proceso de acreción de partículas a partir de una nebulosa de gas y de polvo, y que los meteoritos que en la actualidad impactan contra la Tierra son los escombros supervivientes de aquel proceso. O sea: se propuso datar estos “ladrillos sobrantes” para estimar cuándo comenzó a formarse la edad del “edificio planetario”.
Aislar una suficiente cantidad de minerales presentes en meteoritos (rocas de origen extraterrestre y, por tanto, ya de por sí escasas), que contuvieran algo de uranio, pero sobre todo plomo, fue una tarea ardua. Además, debía asegurarse que estas muestras no estuvieran contaminadas por agentes externos, como el plomo procedente de la combustión de gasolina. Este desafío requirió siete años de meticuloso trabajo y llevó al diseño y a la creación del primer laboratorio de geoquímica esterilizado del mundo (hoy en día denominados “Salas Blancas” – Figura 4-).
Figura 4. Clair Patterson limpiando su laboratorio para evitar la contaminación. Fuente: Archivos y Colecciones Especiales del Instituto Tecnológico de California (Caltech ArchivesCCP145.5-7).
Finalmente, en 1953, las muestras fueron analizadas con la ayuda de un (entonces novedoso) espectrómetro de masas, un instrumento que permite separar con mucha precisión los elementos que constituyen un mineral. ¿El resultado? Patterson calculó la edad de la Tierra en 4.550 millones de años, con un margen de error de más o menos unos 70 millones de años, (¡menor del 2% a pesar de los medios disponibles en ese momento!). En líneas generales este valor continúa siendo válido en la actualidad.
El circón: una trampa para el uranio
A medida que avanzaba el conocimiento sobre la vida media de las transmutaciones radiactivas de los isótopos y mejoraba la precisión de la espectrometría de masas, surgieron nuevos métodos de datación radiométrica, útiles para datar diferentes tipos de rocas y minerales (Tabla I). A pesar de ello, el método uranio-plomo sigue siendo el más fiable para calcular la edad de rocas muy antiguas, y la principal razón es que hoy disponemos de una técnica mucho más depurada gracias al papel que desempeña un mineral con propiedades extraordinarias: el circón.
El circón (silicato de zirconio: ZrSiO4) es un mineral accesorio de pequeño tamaño que cristaliza a partir de magmas procedentes del manto superior o de la base de la corteza terrestre, por lo que es un mineral muy común en rocas ígneas, como el granito (Figura 5). Durante su formación tiende a incorporar diversos elementos que reemplazan parcialmente el circonio (Zr) en su estructura cristalina, tales como uranio, torio, titanio y elementos de las tierras raras; pero rechaza fuertemente el plomo durante su crecimiento. Una vez cristalizado, retiene estos elementos, principalmente el uranio, del que puede llegar a tener entre 100 y 1000 ppm (partes por millón). Y puesto que rechazó el plomo durante la cristalización, cualquier plomo que aparezca posteriormente dentro de su estructura se debe exclusivamente a la desintegración radiactiva. Es decir, se puede asumir que todo el 206Pb y 207Pb presentes cuando se analiza una muestra tiene su origen en la descomposición radiogénica del uranio.
Figura 5. Circones centimétricos (flechas) cristalizados en un granito procedente de Paquistán (izquierda) y aspecto de un ejemplar de tamaño submilimétrico visto con una lupa (derecha). Fuente: colección Gabriel Castilla y Wikipedia Commons.
Además, el circón es durísimo y resiste altas temperaturas, presiones y procesos geológicos como el metamorfismo o la erosión, lo que le permite conservar su firma isotópica incluso después de miles de millones de años. Puede crecer (recristalizar) en rocas metamórficas en condiciones de alta presión y hasta 900 ºC de temperatura, permitiendo datar el evento (o los eventos) en el que volvió a integrar uranio en su estructura (que posteriormente volverá a transformarse en plomo). Igualmente, su gran dureza le permite sobrevivir intacto a ciclos de erosión, transporte y sedimentación, manteniéndose “químicamente estable” en forma de grano detrítico en el interior de rocas sedimentarias, y permitiendo datar la edad máxima de deposición de esas rocas.
Receta para analizar un circón
1º. Se realiza un estudio de campo y se recolectan las muestras de roca de interés.
2º. Las rocas son molidas y tamizadas. El polvo grueso de roca obtenido es lavado y separado por gravedad para concentrar los minerales más pesados.
3º. Los concentrados de minerales pesados se seleccionan y extraen con un separador magnético.
4º. La purificación final se logra separando a mano cada circón. Como no miden más de 1mm esta tarea se realiza con ayuda de una lupa binocular y pinzas finas.
5º. Los circones se pegan en cinta de doble cara y se montan en moldes, que son rellenados con una resina.
6º Cuando la resina ya está consolidada, se pule para que la parte central de los minerales quede expuesta y se pueda analizar.
En la actualidad los circones se analizan química e isotópicamente mediante varias técnicas derivadas de la espectrometría de masas, principalmente dos:
(1) La microsonda iónica de alta resolución (Super High-Resolution Ion Micro-Probe, también conocida como SHRIMP).
(2) El espectrómetro de masas de plasma acoplado inductivamente y ablación láser (LA-ICP-MS, siglas de Laser Ablation Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometer).
Estas técnicas permiten estudiar con gran precisión partes muy concretas de un cristal, vaporizan los átomos de uranio y plomo que surgen de un punto seleccionado (Figura 7). Los datos que se obtienen se procesan y se corrigen para ser usados en los cálculos de relaciones isotópicas de U-Pb (y Th) y estimación final de edades.
Figura 7. Circón procedente del gneis de Acasta (Canadá). Los pequeños círculos que se observan fueron producidos por haces de iones que vaporizaron partes del cristal para establecer la relación de uranio y plomo en esos puntos concretos. Ha sido datado en unos 4.000 millones de años. Adaptado de York (1993).
Una gráfica para datarlos a todos
Cuando se forma un circón (cristaliza por debajo de los 900 º C), el sistema uranio-plomo se reinicia. A medida que pasa el tiempo los isótopos de plomo creados por la descomposición radiactiva del uranio quedan atrapados y se concentran. Si nada lo perturba, datarlo es muy sencillo: solo habrá que situar las concentraciones de plomo respecto al uranio inicial sobre una gráfica, la llamada curva de concordia, que se construye relacionando las cantidades de isótopos de plomo que se forman a partir de los dos principales isótopos de uranio (Figura 8a).
Figura 8a. Curva de concordia para el sistema uranio-plomo. El hecho de conocer con precisión las vidas medias de los dos principales isótopos del uranio nos permite construir una gráfica con proporciones plomo/uranio muy concretas para los 4.550 millones de años de historia de la Tierra. En una roca de 704 millones de años, el 235U está en su vida media por lo que habrá una relación Pb/U = 1. En una roca de 1.408 millones de años solo quedará un átomo de 235U por cada tres átomos de 207Pb, por lo que la relación Pb/U = 3, y así sucesivamente. En el caso del 238U la descomposición es más lenta, por eso en ese eje de la gráfica las relaciones adoptan valores menores que 1. Los puntos negros sobre la curva señalan las edades para esas proporciones en giga años (Ga), es decir miles de millones de años (1Ga = 1000.000.000 años).
Es muy raro que a lo largo de los miles de millones de años de la historia de la Tierra un circón no se vea alterado por cambios de presión y temperatura en su entorno. Cuando esto sucede, pueden escapar isótopos de plomo, por lo que las dataciones ya no caerán exactamente sobre la curva de concordia. Es decir, se abre y distorsiona el sistema isotópico. Es aquí cuando toma sentido datar muchos circones con el fin de establecer diversos niveles de pérdida de plomo y con ellos establecer una recta de discordia, recta que cortará la curva de concordia en dos puntos, lo que proporcionará información sobre la edad del circón y sobre el supuesto momento en que se produjo el episodio de metamorfismo que alteró la química del mineral (Figura 8b).
Figura 8b. Diagrama de concordia para tres muestras de circones (M1, M2 y M3) de una roca antigua que ha experimentado una alteración por metamorfismo (cambio de presión y temperatura pero sin llegar a fundir). La recta de discordia intersecta la curva “por arriba” en 3.2 Ga, revelando la edad de la roca que contiene las tres muestras, y “por abajo” en 2 Ga, señalando el momento en que se produjo el episodio de alteración metamórfica que desencadenó la pérdida de plomo. Adaptado de York (1993) y elaboración propia.
Nuevos avances en datación U-Pb
El circón sigue siendo el mineral insignia para la datación geocronológica, por su resistencia y fiabilidad. Sin embargo, los nuevos avances en la precisión de los métodos instrumentales y analíticos han permitido que, además del circón, actualmente se pueden datar otros minerales mediante el método uranio-plomo. Algunos de los más utilizados son:
Monacita (CePO4): rica en uranio y torio, y común en rocas metamórficas y graníticas. Es menos resistente al metamorfismo que el circón, pero muy útil en geología regional para datar procesos metamórficos.
Xenotima (YPO4): similar a la monacita pero con itrio en lugar de cerio. También incorpora uranio y se encuentra en rocas ígneas y metamórficas.
Titanita (o esfena, CaTiSiO5): contiene uranio en cantidades moderadas, siendo más susceptible a pérdidas de Pb que el circón. Se emplea en rocas ígneas y metamórficas, siendo importantes en rocas pobres en circón.
Baddeleyita (ZrO2): se encuentra en basaltos y gabros antiguos, y rocas mantélicas donde el circón es raro o ausente.
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Riesgos geológicos actuales, las catástrofes naturales y cómo nos afectan, de Javier Elez para 
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