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CURSO DE CIENCIAS PLANETARIAS

Universidad de Salamanca

Salamanca del 2 al 5 de abril de 2003

Dedicado a mi abuelo Miguel.

PRESENTACIÓN

“CURSO DE CIENCIAS PLANETARIAS”

ABRIL DE 2003.

Las materias contenidas en los planes de estudio no pueden extenderse más allá de lo que

permiten unos límites, principalmente de tiempo, que obligan a acotar los programas dentro de lo que el profesor estima que son los conceptos de aprendizaje ineludibles. Por esta razón, se da la circunstancia de que algunas parcelas del saber pasan, si no totalmente sí en parte, desapercibidas para el estudiante universitario durante toda su carrera, aunque éste posea la preparación adecuada para su estudio y comprensión.

Creo que este puede ser el caso de las Ciencias Planetarias. Los estudiantes de ciencias geológicas y ciencias físicas, en concreto, tienen ya conocimientos parciales que han aprendido en distintas materias de su currículo docente, pero, seguramente, no han tenido la oportunidad de asistir a una puesta en escena tan completa como la que ofrece este curso.

Creo que es una excelente idea el planteamiento del curso extraordinario sobre las Ciencias Planetarias, situadas en lo que definimos como fronteras del conocimiento científico, con el carácter multidisciplinar que se le ha dado. El lector de este libro, como el asistente al curso, tiene la oportunidad de acceder a las disertaciones de un grupo importante de profesores e investigadores que dedican su trabajo, desde distintas áreas del conocimiento, a estos temas apasionantes. Muchos de ellos , la mayoría, proceden de otras universidades o centros de investigación, a todos ellos nuestro agradecimiento.

Y es que ha sucedido de nuevo, y por segundo año consecutivo que estudiantes de Geología,

esta vez los que están agrupados en la asociación cultural Geozona, me han ofrecido hacer la presentación de un libro producto de otra de las actividades que ellos, ya de manera habitual, desarrollan. Me da la impresión de que en estamos alcanzando el punto en que su entusiasmo, tenacidad y empeño en el desarrollo de reuniones, cursos, concursos, exposiciones, etc. ha dejado ya de sorprendernos. Sin embargo, tengo que dejar constancia de su mérito: en la elección de los temas de trabajo y la organización de los eventos. Y por supuesto, no puedo dejar de resaltar que sin el concurso de unos pocos profesores de la casa que han colaborado con ellos, nada habría sido posible.

Los organizadores presentan este curso como ”primero”; quedamos a la espera del segundo.

Francisco Navarro Vilá

Decano de la Facultad de Ciencias

NOTA DE AGRADECIMIENTO

Me gustaría agradecer a todas las personas que han participado en el transcurso de este curso, en especial a todos los ponentes que por su parte han puesto todo el interés e ilusión en esta idea.

En particular quiero agradecer la grata colaboración de la directora del

curso, la Dra. Dolores Pereira Gómez, que desde el primer momento que le propusimos la idea de este curso, la aceptó, apoyándonos y aconsejado en todo momento.

También quiero agradecer la colaboración prestada por Mauricio Ledesma

Miñambres, realizador de la Web oficial de este curso. Os invito a que la visitéis.

Por último y no por ello menos importante quiero agradecer de todo

corazón a cada uno de los organizadores, Javier Álvarez Lobato, Silvia Hernández Fernández, Juncal Rodríguez Grandes, José Manuel Nieto García, Juan Sesma Plaza, Aitor Martín Arenas, Ruth Sanchidrían Martín, Isabel Pérez García, Israel González Benito y Liliana Hernández Manzano, que habéis puesto toda la ilusión para que este proyecto fuera a buen puerto, sin vosotros esto no hubiera sido posible, de nuevo, gracias a todos.

Iñaki Rubio Muñoz

ORGANIZADORES Directora del curso:

• Dra. Lola Pereira Gómez

Organizadores:

• Javier Álvarez Lobato • Silvia Hernández Fernández • Juncal Rodríguez Grandes • José Manuel García Nieto • Juan Sesma Plaza • Ruth Sanchidrían Martín • Aitor Martín Arenas • Liliana Hernández Manzano • Isabel Pérez García • Israel González Benito • Iñaki Rubio Muñoz

Asociación Cultural de Estudiantes Universidad de Salamanca GEOZONA

Diseño del cartel promocional y tríptico Aitor Martín Arenas Web oficial del curso www3.usal.es/geozona/planetaria Diseñadores del logotipo del curso

Juncal Rodríguez Grandes Israel González Benito

Editores

Juan Sesma Plaza Iñaki Rubio Muñoz

Colaboradores

Llegara una época en la que una investigación diligente y prolongada

sacara a la luz cosas que hoy están ocultas. La vida de una sola persona, aunque estuviera toda ella dedicada al cielo, seria insuficiente para investigar una materia tan vasta... Por lo tanto este conocimiento solo se podrá desarrollar a lo largo de sucesivas edades. Llegara una época en la que nuestros descendientes se asombraran de que ignoramos cosas que para ellos son tan claras...

Muchos son los descubrimientos reservados para las épocas futuras cuando se

haya borrado el recuerdo de nosotros. Nuestro universo sería una cosa muy limitada si no ofreciera a cada época

algo que investigar...La naturaleza no revela sus misterios de una vez para siempre.

Séneca, Cuestiones naturales

Libro 7, siglo primero

Este libro recoge las ponencias del primer Curso de Ciencias Planetarias, celebrado en la ciudad de Salamanca los días comprendidos del 2 al 5 de abril de 2003. Organizado por la Asociación Cultural de Estudiantes Geozona, perteneciente a la universidad de dicha ciudad.

Ciencias Planetarias Salamanca 2003

Capítulo 1 Página - 1-

Las ciencias planetarias y su implicación en el conocimiento

de la Tierra.

Dolores Pereira Gómez Dpto. de Geología

Universidad de Salamanca [email protected]



“El mundo es infinito y el hombre una circunstancia”.

Demócrito



El avance tecnológico hace que la investigación se parezca cada vez más a una película de

ciencia ficción. Los logros que se consiguen hoy día en el estudio del espacio interestelar no podrían imaginarse como ciertos hace tan solo un siglo. Y estos estudios avanzan, no sólo por la curiosidad intrínseca de los investigadores, por el saber qué hay más allá del alcance de nuestras manos, sino por la necesidad de conocer nuestro planeta Tierra y cómo se formó.

El Universo no es estático: está continuamente en expansión, acelerado por energías que aún están por descubrir. En uno de estos momentos de expansión, hace unos cuantos miles de millones de años, se produjo el estallido de una gran estrella, de una supernova, cerca de donde estamos nosotros ahora en el espacio. Esta explosión originó todos los elementos químicos de los que estamos hechos. Durante la evolución de una estrella, las abundancias relativas de nucleidos que dan lugar a la masa estelar cambia como resultado de la producción de elementos más pesados a expensas de los más ligeros. La abundancia y modelos de concentración de elementos químicos solo puede explicarse, de momento, a partir de las teorías basadas en la formación de elementos a partir de reacciones nucleares en el interior de las estrellas. Esta síntesis de elementos es la que da lugar a las teorías de la Nucleosíntesis. Y como en la actualidad siguen produciéndose explosiones de supernovas, es posible hacer un estudio de la historia que en su día formó el actual Sistema Solar.

Se parte de la hipótesis de que la materia del Sistema Solar hace aproximadamente cinco mil millones de años era uniforme químicamente y, sin embargo, en la actualidad existen acusadas diferencias entre los componentes de este sistema. El sol está compuesto fundamentalmente por un 80% de H y un 19% de He, con sólo un 1% de metales pesados en su atmósfera. No obstante, se calcula que en su interior puede haber hasta un 10% de metales pesados. Dentro de los planetas existen grandes diferencias en cuanto a su composición química, y esta composición es variable dependiendo de los grupos de planetas. Hay que tener en cuenta que, de momento, el conocimiento está supeditado a los planetas más pequeños, que son los telúricos, o terrestres: Mercurio, Venus, la Tierra, Marte y, por supuesto, la Luna, único satélite natural de la Tierra. Estos planetas pueden tener atmósfera o no, siendo ésta un compuesto oxigenado. Los planetas gigantes, es decir, Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno y Plutón, tienen atmósferas muy espesas, en las que hay hidrógeno libre o hidruros (metano, amoníaco…)

Las propiedades mecánicas de cada planeta también son muy diferentes, y es indicativo de su

composición química global. Los elementos pesados se concentran en los planetas terrestres, mientras que los elementos ligeros se concentran esencialmente en los planetas gigantes. Puede deducirse que el primer paso de la formación y evolución del Sistema Solar consistió en la individualización de los cuerpos celestes, produciéndose un intenso proceso de fraccionación química.

Se denomina fraccionación al movimiento diferencial de un elemento químico con respecto a

otros. Tiene lugar por migración de iones, átomos o grupos moleculares.



En el proceso de condensación de los planetas, no sólo podemos distinguir entre elementos ligeros, preferencialmente migrados hacia el exterior, y elementos pesados, preferencialmente retenidos en el interior, sino que dentro de éstos se establecerá una zonación interna, con capas concéntricas en la que predominarán determinados elementos, estableciéndose una relación entre la profundidad y la densidad: los más densos en el núcleo y los más ligeros en el exterior. Esto concuerda perfectamente con lo observado en la Tierra, con su división entre núcleo, manto y corteza.

La composición de la corteza terrestre es de un material enriquecido químicamente, en comparación con el manto, que está empobrecido químicamente. Esta composición diferente se explica mediante la evolución térmica que se produce en la formación de la Tierra, con separación de elementos productores de calor (K, Th, U) hacia la corteza en los principios de su historia.

La composición de la corteza de otros planetas tiene que hacerse muchas veces mediante extrapolación sobre la composición del polvo y material fino que los cubre. Este material fino correspondería al material sedimentario que existe en la corteza terrestre, y que se forma por la alteración y desintegración del resto de rocas, tanto ígneas como metamórficas, que son las realmente abundantes. En la Tierra, la diferenciación geoquímica que tiene lugar entre la corteza inferior y la corteza superior se debe en parte al movimiento de placas tectónicas.

En otros planetas, como es el caso de Marte, domina el volcanismo basáltico. Esta composición se ha estudiado sobre todo en las misiones llevadas a cabo con los Viking y Pathfinder, en que se pudieron analizar estas rocas utilizando espectrometría de Rayos X y rayos Gamma. La diferenciación cortical no es tan severa en Marte, y en principio cabe pensar que la composición superficial de Marte puede ser equivalente a la composición total de la corteza terrestre.

La corteza continental de la Tierra cubre un total del 40% de la superficie, con un espesor de unos 40 Km. Esto constituye aproximadamente el 0.5% de la masa del planeta. Marte es un planeta mucho más pequeño, con un espesor de corteza semejante al de la Tierra, y por tanto ésta ocupa un porcentaje mayor del total. Se puede comparar el grado de acumulación de elementos radiogénicos en las cortezas terrestre y marciana. Esencialmente, todos los modelos de evolución corteza-manto terrestres predicen que entre el 25% y el 50% de elementos productores de calor residen en la corteza, fundamentalmente en la corteza continental.

En la Tierra, la mayor parte del crecimiento cortical tuvo lugar durante el Arcaico y Proterozoico inferior y, por tanto, la transferencia de calor del manto a la corteza tuvo lugar probablemente entre un periodo de tiempo desde los 4.5 Ga hasta los 2.0 Ga. Por otro lado, la diferenciación corteza-manto en Marte pudo tener lugar muy pronto, durante la cual más del 50% (o incluso el 100%) de los elementos productores de calor fueros transferidos a la corteza. Tales escalas de transferencias de calor a la corteza pudieron haber tenido una gran influencia



en la evolución térmica del planeta y puede explicar la falta de fusión catastrófica del manto durante la historia de Marte, así como la falta de una tectónica de placas.

Las rocas más abundantes en la corteza terrestre son las rocas ígneas, y dentro de éstas los granitos. Cabría pensar entonces que las rocas más abundantes en otros planetas del Sistema Solar deberían ser los granitos también. Sin embargo, las distintas misiones espaciales no han encontrado muestras de esta litología. Tenemos constancia de la composición de Marte a partir de los meteoritos encontrados, sobre todo los condritos SNC (constituidos por sheergottita, nakhlita y chassignita). A partir de ellos y de datos recogidos por censores remotos se deduce que un magmatismo silícico intermedio tuvo lugar con anterioridad, quedando ahora patente a modo de enclaves. Los meteoritos ofrecen información sobre la naturaleza y evolución de la materia extraterrestre, fundamentalmente de Marte.

Sobre otros planetas, como Mercurio y Venus, de momento solo se puede especular, porque las misiones científicas no han sido tan intensas como en el caso de la Luna y de Marte. Sabemos que Venus tiene un tamaño similar a la Tierra, con una masa, densidad y composición similares, pero con una geología diferente. Para empezar, cabe decir que la superficie venusiana se caracteriza por una altísima presión atmosférica. Además, la capa externa del planeta consiste en una única placa litosférica. Los datos altimétricos son diferentes, también, aunque se observan relieves que evidencian regímenes tectónicos compresionales y extensionales, igual que en la Tierra. No se han encontrado granitos en Venus, pero no quiere decir esto que no los haya.

Está claro que la recopilación de información en otros planetas nos llevará a entender mejor la formación del nuestro. Pero el desarrollo y avance en Cosmoquímica, además, aporta información sobre los efectos de la actividad solar sobre la atmósfera terrestre y la salud de sus habitantes, predicciones meteorológicas a través de satélites artificiales, creación de plantas de energía de alto poder, evitando poluciones químicas y térmicas, así como otras aplicaciones industriales directas.

Referencias

Bonin, B., Bèbien, J. y Masson, P. (2002) Granite: a planetary point of view. Gondwana Research vol. 5-2, 261-273.

McLennan, S.M. (2001) Crustal and thermal evolution of Mars. Lunar and Planetary Sciences 32, 1949.


Capítulo 2 Página- 1 -

¿ Cómo se formaron los elementos en el universo?

Daniel Galaviz Redondo Institut für Kernphysik

TU-Darmstadt [email protected]



“Al principio creo Dios los cielos y la Tierra. La Tierra estaba

confusa...”

Libro del Génesis, Capitulo 1, 1-2



La astrofísica es una ciencia que desde hace milenios ha mirado al cielo con la esperanza de

comprender qué objetos hay en el universo, cómo se comportan, cómo interaccionan, cómo se mueven. Pero desde no hace tanto tiempo (principios de la década de los 50), unos físicos nucleares comenzaron a ver las estrellas como factorías de producción de elementos. Fábricas con las que, si se sabía como funcionaban, se podría conocer o reproducir la distribución de los elementos en nuestra naturaleza, en nuestro sistema solar, y en el universo.

Esos físicos nucleares [1] propusieron una serie de procesos en los que diferentes elementos

iban produciéndose por medio de reacciones nucleares, que a su vez explicaban las diferentes fases de la evolución de una estrella. Era el comienzo de la Astrofísica Nuclear, rama de la física que nació como unión de la astrofísica y de la física nuclear, y que con el tiempo ha sido reconocida como una rama propia de la física.

Experimentalmente no es posible tomar una estrella, ver cómo evoluciona, tomar nota de los

diferentes elementos que hay dentro de ella y que se han ido formando, y en su última fase hacerla explotar y anotar el resultado final de dicha explosión. Por ello se toma como referencia la distribución de los diferentes isótopos dentro de nuestro sistema solar (la cual no ha de ser necesariamente igual a la del resto del universo), y en base a esos datos se comprueban y mejoran los modelos usados con el fin de reproducir dichos datos experimentales. La distribución de los isótopos en nuestro sistema solar puede observarse en la figura 1.

A fin de poder explicar cómo se producen los diferentes elementos en el seno de una

estrella, es necesario diferenciar dos etapas en la evolución de la misma claramente separables:

• Una fase pre-explosiva, en la que partiendo de hidrógeno se van formando diferentes elementos hasta el hierro y el níquel, y una parte de los elementos pesados hasta el plomo.

• Una fase explosiva, en la que se forma el resto de los elementos pesados, llegando a sobrepasar el plomo y produciendo uranio. Al comienzo de la vida de una estrella, su principal componente es el hidrógeno. Partiendo de

esta enorme cantidad de protones, dentro de la conocida cadena p-p, se transforman los núcleos de hidrógeno en helio. Dichos núcleos, más pesados que los núcleos de hidrógeno, se sitúan en el centro de la estrella debido a la fuerza gravitatoria.

Una vez que se ha producido suficiente cantidad de helio, comienza (sin que concluya la

cadena p-p) la fase de quemado del helio, en la que partiendo de tres partículas alpha (4He++) se forman núcleos de 12C, el cual se coloca nuevamente en el centro de la estrella. Dentro de esta fase de quemado de helio, una vez creado el 12C, se sigue destruyendo helio, formándose isótopos como 16O y 20Ne.

Paralelamente a esta fase de quemado del helio, y una vez formado el suficiente carbono, se

forman diferentes isótopos de carbono, nitrógeno, oxígeno, flúor y neon dentro del conocido como ciclo CNO. El isótopo 20Ne constituye una especie de punto y seguido dentro de esta primera fase de la evolución estelar. Partiendo de este isótopo se crean diferentes isótopos de neon y de sodio en el ciclo Ne-Na, y a continuación se forman diferentes isótopos de magnesio, aluminio y silicio en el ciclo Mg-Al, concluyendo con la formación de 28Si.



Fig.1 Distribución de los elementos dentro del sistema solar para isótopos con masas A > 40,

normalizada respecto a la abundancia del silicio [2].

A partir de aquí comienza la creación de isótopos más pesados a través de series de reacciones nucleares entre los elementos formados hasta el momento (carbono, oxígeno, néon, sodio, magnesio, aluminio y magnesio, entre otros), cubriendo el tramo de masas 28 < A < 60 (siendo A la suma de neutrones y protones del isótopo) y constituyendo elementos hasta el hierro y el níquel.

Como se observa en la figura 1, en la región de masas A ≈ 60 hay localizado un máximo en la abundancia de estos elementos dentro del sistema solar. Los isótopos de esta región poseen la propiedad de que su energía de enlace por nucleón es máxima (caso particular del 58Fe en los estables, 56Ni para los inestables), es decir, que al añadir a estos isótopos un protón o un neutrón, el núcleo resultante no va a alcanzar un estado de estabilidad mayor y por lo tanto no se emite energía. Y aquello que no emite energía, no es “interesante” para una estrella.

Pero, entonces, ¿cómo se llegan a producir el resto de los núcleos más pesados que el níquel o

el hierro?. Principalmente, la gran mayoría de los isótopos cuya masa es superior a 60 se crean mediante la captura de neutrones. El primer proceso ocurre a lo largo del valle de la estabilidad (zona central de la tabla de isótopos donde se encuentran los elementos estables) a través de capturas neutrónicas, las cuales se producen muy lentamente en comparación con la vida media de los núcleos inestables creados, llegando a producir hasta plomo. Este proceso, denominado s-process (donde s corresponde al inglés slow) puede observarse en la figura 2.



Por otro lado, los núcleos alejados del valle de la estabilidad se producen a través de la captura de neutrones en escenarios explosivos (SuperNova). La densidad neutrónica es muy elevada, y se alcanzan zonas extremas de la tabla de isótopos, los cuales tras concluir la captura neutrónica decaen hacia el valle de la estabilidad. Dicho proceso recibe el nombre de r-process (r corresponde al inglés rapid).

Otra serie de procesos, como la captura rápida de protones (rp-process, rapid protron

capture), o mecanismos dominados por reacciones fotoinducidas (γ-process) acaban de completar la formación de todos los isótopos estables de nuestra naturaleza.

En la figura 2 pueden observarse las regiones dentro de la tabla de isótopos donde

tienen lugar los principales procesos anteriormente nombrados.

Fig. 2. Tabla de isótopos. Marcadas se encuentran las regiones y la evolución de los

diferentes procesos que dan lugar a la creación de los diferentes isótopos dentro del universo. Referencias: [1] Burbidge,E.M., G.R.Burbidge, W.A.Fowler and F.Hoyle, Rev. Mod. Phys.29, 547 (1957). [2] H.Palme, H.Beer, Astronomy and Astrophysics VI/3, 196-220 (1993).



El origen del sistema solar

Ana Inés Gómez de Castro S.D. Astronomía y Geodesia Facultad de CC Matemáticas

Universidad Complutense de Madrid [email protected]



“Los astrónomos aseguran que el Universo es

finito, lo cual es reconfortante para aquellos que no podemos recordar donde dejamos las cosas”.

Frank Zappa



El sistema solar se generó a partir de un fragmento de una nube de gas densa del medio

interestelar. En los últimos 20 años, las nuevas tecnologías han permitido detectar y estudiar en la detalle la formación de sistemas similares a nuestro sistema solar. En esta clase, describiremos el proceso de formación del sistema solar haciendo uso de toda esta información.

Las estrellas se forman en grandes nubes de gas molecular con masas entre 10000 y 100000

veces la masa del Sol. La densidad de estas nubes es de 10000 partículas por centímetro cúbico y su temperatura es de 10 K. En un radio de 140 parsecs (423 años-luz) alrededor del Sol hay varios frente de nubes en los que se están formando soles en la actualidad, el más conocido es el de la región del Toro. En esta región se están formando unas trescientas estrellas de tipo solar . Sus edades están entre los 100,000 años y los 100 millones años lo que nos ha permitido estudiar cómo se formó nuestro Sol y qué proceso siguió durante su evolución antes de estabilizarse en la situación actual.

El proceso de formación de una estrella pasa por varias etapas:

1. En primer lugar las grandes nubes de gas molecular se fragmentan dando lugar a múltiples núcleos proto-estelares. Dada la gran masa de las nubes su colapso gravitacional debería ser muy rápido, sin embargo la turbulencia asociada al campo magnético de la Galaxia es capaz de frenar el colapso. La interacción entre turbulencia y gravedad controla el número de estrellas que se forman y su masa: lo que llamamos la función inicial de masas. En el límite inferior de esta función estarían las estrellas enanas marrones e incluso objetos similares a planetas gigantes como Júpiter.

2. Cada uno de los fragmentos evoluciona para formar una o varias estrellas, sistemas

binarios etc... Ocasionalmente los fragmentos son muy masivos y pueden dar lugar la formación de pequeños cúmulos de estrellas.

3. Durante su etapa de contracción gravitacional la protoestrella debe liberar parte del

momento angular asociado al núcleo protoestelar. Este hecho conlleva la formación de discos protoplanetarios y la eyección de gas con velocidades del orden del millón de kilómetros por hora, a lo largo del eje de rotación. Imágenes espectaculares de estos discos se han obtenido con el Hubble Space Telescope.

4. El mecanismo físico subyacente a la generación de estas eyecciones es todavía

desconocido pero parece operar en un gran número de objetos astronómicos desde los cuásares a las protoestrellas.

5. A partir del millón de años el polvo y el gas del disco empieza a sedimentar y a formar

estructuras semejantes a los planetesimales. El proceso concluye al cabo de aproximadamente los 100 millones de años. A partir de este momento, la presencia del disco se puede detectar por la difusión de la luz producida por el polvo remanente. Este efecto, análogo a la luz zodiacal en nuestro sistema solar, ha permitido detectar discos alrededor de estrellas jóvenes como Beta Pictoris.

6. En la actualidad se han detectado más de 100 posibles sistemas planetarios. Las

características de estos sistemas son bastante diferentes a las del sistema solar lo que



está llevando a un replanteamiento de las teorías clásicas sobre la evolución del disco protoplanetario.

Estas etapas, y el proceso de formación del Sol, serán descritos durante la clase con el apoyo de abundante material gráfico.



Venus: Gemelo perverso de la Tierra.

Iván López Ruiz-Labranderas Departamento de Matemáticas,

Física aplicadas y Ciencias de la Naturaleza. Universidad Rey Juan Carlos

[email protected]



“El envidioso puede morir, pero la envidia nunca”.

Moliere



Introducción

Venus es el planeta mas parecido a la Tierra de todo el Sistema Solar, hasta tal punto que durante mucho tiempo llegaron a considerarse planetas gemelos. Ambos poseen masas y radios muy parecidos (6052 km de Venus vs. 6378 de la Tierra) y se formaron hace aproximadamente 4500 millones de años en una franja relativamente parecida del Sistema Solar interior.

Un estudio mas cercano reveló dos mundos muy distintos: en la Tierra, bajo la influencia de

un clima adecuado, la vida ha surgido y se ha diversificado, mientras tanto Venus es un ardiente infierno cocido en gases de invernadero con temperaturas en superficie de 470 ºC y presiones por encima de 90 bares.

Conocer y entender la evolución geológica y climática de Venus y los posibles vínculos

existentes entre ambas es fundamental para entender que factores gobiernan la evolución de un planeta y que factores determinan que sea un planeta habitable.

Cronología de la exploración de Venus. Galileo fue el primero en dirigir su telescopio hacia este planeta y describió por primera vez

las fases del planeta, aunque la cubierta de nubes frustró siempre sus intentos de observar su superficie. Solo durante la segunda mitad del siglo XX y gracias al estudio mediante radiotelescopio en longitudes de onda distintas al visible (infrarrojo y microondas) se empezó a conocer algo más acerca de las características y propiedades de su superficie y se determinó que su temperatura en superficie, próxima a los 500 ºC, hacía imposible la existencia de vida.

Aunque en los últimos tiempos ha carecido del atractivo mediático de Marte, Venus fue el

primer planeta en el que pusieron sus miras las grandes potencias espaciales con numerosas misiones llevadas a cabo por los americanos (misiones Mariner y Pioneer) y especialmente por los soviéticos durante los años 60, 70 y 80 (misiones Venera y Vega). Utilizando la experiencia previa de todas estas misiones y equipada con un radar que permitía estudiar su superficie, la misión Magallanes consiguió realizar entre los años 1990 y 1994 el estudio más completo de los que se habían llevado a cabo hasta el momento en los planetas terrestres. Durante estos años la sonda cartografió un 98 % de la superficie del planeta, proporcionando a los científicos la base sobre la que realizar una cartografía geológica global, proyecto actualmente en curso, que nos permita conocer como ha evolucionado el planeta.

Breve paseo por la geología de Venus: Un vistazo a la superficie del planeta revela rasgos geológicos parecidos a aquellos que

observamos aquí en la Tierra, sin embargo otros resultaron ser completamente distintos. En Venus distinguimos los siguientes tipos de terrenos, cada uno con unas características volcánicas y tectónicas que los caracterizan.



• Tesseras.

Los terrenos de tessera son terrenos que se caracterizan por presentar al menos dos

conjuntos de estructuras de deformación tectónica (fracturas simples, graben, pliegues, etc.), presentar un mayor relieve que los terrenos circundantes y presentar una alta reflectividad de radar a escalas de centímetros a metros. Este tipo de terreno representa aproximadamente el 10 % de la superficie del planeta y suele representar el terreno mas antiguo allá donde aflora (el basamento). Existen varios tipos de terrenos de tessera y un estudio en detalle de estos diferentes tipos revela que no todos se forman de la misma manera. Se ha planteado que este tipo de terreno podría formar una unidad continua a lo largo de todo el planeta, sin embargo esta teoría es aún objeto de debate.

• Llanuras de origen volcánico.

Las llanuras de origen volcánico representan el 80 % de la superficie del planeta. Están

formadas por materiales relativamente lisos y llanos. Un estudio detallado revela que este tipo de terrenos también presenta una importante

deformación tectónica tanto compresiva como extensional aunque esta no es tan abundante como en los terrenos de tessera. Esta deformación se encuentra tanto en forma de estructuras dispersas como de cinturones de deformación que representan zonas donde la tasa de deformación es mayor. Estas llanuras de origen volcánico presentan distintos estilos de actividad volcánica. Por un lado grandes zonas parecen haber sido cubiertas por basaltos de inundación que tienen su origen en fisuras o grandes rasgos volcanotectónicos. Por otro lado en estas llanuras podemos observar zonas con una gran concentración de edificios volcánicos de pequeño tamaño. Entender como se genera este tipo de terrenos y que estilos de activad volcánica y tectónica tienen lugar es fundamental para comprender la evolución geodinámica del planeta.

• Coronae y Chasmata.

Estos dos rasgos geológicos están localizados en su mayor parte en la zona de transición entre las tierras altas y las tierras bajas. Las coronas son estructuras circulares de origen volcanotectónico cuyo tamaño varía de 200 a 2400 km de diámetro. Presentan un anillo de deformación formado por estructuras tanto extensionales como compresivas.

También presentan una importante actividad volcánica asociada en forma de grandes coladas y edificios de menor tamaño localizados en su interior. El gran número de este tipo de estructuras presente en el planeta (> 600) hace de estas estructuras volcanotectónicas un rasgo muy importante en la evolución del planeta. Por su parte los chasmata son grandes cinturones extensionales que cruzan el planeta uniendo las principales zonas elevadas de origen volcánico. Existe una relación espacial entre ambos rasgos geológicos ya que más del 60 % de las coronas aparecen asociadas a chasmata, espacial y temporalmente, por lo que se piensa que existe una conexión genética entre ambas.



• Zonas elevadas de origen volcánico. Su tamaño varía entre 100 y 2500 km y su altura entre 1 y 2,5 km. Presentan una importante

actividad volcánica en forma de grandes edificios volcánicos, coladas volcánicas y coronas. Estas zonas elevadas se interpretan como el resultado de zonas donde el manto asciende en forma de plumas dando lugar a la zona elevada. En función del tipo de rasgo que domina la zonas elevadas de origen volcánico se clasifican en: dominadas por volcanes, dominadas por coronas y dominadas por rifts.

Algunas de estas zonas elevadas (Beta, Atla y Themis regiones) están conectadas por

chasmata y forman el área del planeta donde la actividad volcánica y tectónica es más abundante.

• Mesetas corticales. Zonas elevadas en forma de meseta y con alturas por encima de 4 km sobre el radio

medio del planeta. Presentan unos márgenes con altas pendientes y en su interior se pueden observar patrones de deformación complejos (terrenos de tesseras) y cinturones de deformación compresiva en los bordes. En estas zonas también se pueden observar cuencas de origen volcánico entre terrenos de tessera, ejemplo de que en estas zonas el volcanismo también jugó un papel importante. Estas mesetas corticales son los terrenos más antiguos de los que se pueden observar en la superficie.

• Isthar Terra.

Isthar Terra está formada por una gran meseta, Lakshmi Planun, situada 4 km por encima

del radio medio del planeta en la parte este de Isthar. Esta meseta está rodeada por una serie de cadenas montañosas: Maxwell, Danu, Akna y Freija que dan lugar a una zona deformada de casi el doble de superficie que la Meseta del Tibet en la Tierra. Precisamente Maxwell Montes es la zona más alta de todo el planeta con una altura sobre el radio medio de más de 11 km. En su parte externa también encontramos grandes zonas de terrenos de tessera que se extienden pendiente abajo a lo largo de distancias que varían entre 100 y 1000 km.

Cartografía geológica y modelos de evolución de Venus. El estudio de las imágenes de la superficie revela que al contrario de lo que se pensaba

inicialmente, Venus carece de un sistema de placas móviles como el que observamos en la Tierra. Al contrario de lo observado en otros cuerpos planetarios del sistema solar interior, Venus presentaba pocos cráteres de impacto y que estos presentaban una distribución que parecía aleatoria. Esta observación llevo a plantear la teoría de que Venus podía haber sufrido un proceso global de renovación de su superficie hace aproximadamente unos 500 Ma. El principal agente propuesto para esta renovación era el volcanismo aunque posteriormente también se planteo que la actividad tectónica había jugado un papel importante. Estudios posteriores plantearon que no era necesario que la renovación se hubiera llevado a cabo de manera global,



sino que una renovación en equilibrio en la que los territorios son renovados a una tasa similar que la craterización podía ser posible.

Actualmente existen dos corrientes de pensamiento en lo que se refiere a la evolución

geodinámica del planeta: la corriente direccionalista y la no direccionalista. Los modelos direccionalistas plantean que Venus ha tenido una historia en la que ha habido una serie de épocas, cada una caracterizada por un proceso volcánico o tectónico presente a escala global. Por su parte, las teorías no direccionalistas plantean que la evolución de Venus es más parecida a la de la Tierra con los distintos procesos teniendo lugar a lo largo de la historia del planeta representada por los materiales que observamos en superficie.

La elaboración de mapas geológicos nos permite la interpretación de la historia geológica de

la zona cartografiada lo que a su vez es fundamental para entender qué procesos han actuado durante su evolución. Actualmente un plan sistemático para la cartografía geológica de Venus está en curso, esta cartografía de una serie de zonas y su posterior integración a nivel global nos permitirá tener una imagen general del planeta que ayude a entender como ha evolucionado. Actualmente no existe homogeneidad en lo que se refiere a la metodología para la elaboración de estas cartografías.

Los defensores de las tesis direccionalistas cartografían unidades definidas a priori en

función de una columna estratigráfica global teórica en la que la deformación es incluida como parte integrante de la descripción del material. Esta metodología ha sido heredada de los primeros mapas geológicos realizados para la Luna y Marte, cuerpos que eran considerados inactivos geológicamente y para los que se determinó una estratigrafía de carácter global. Otros grupos abogan por una cartografía más parecida a la que realizamos en la Tierra en la que por una parte se definen los materiales y por otra parte las estructuras secundarias (de deformación o de otro tipo) que afectan a los materiales, considerando que cada uno representa diferentes aspectos de la evolución de la superficie del planeta. Este tipo de cartografía no parte de una columna estratigráfica a priori. Estas dos maneras de cartografiar llevan a dos tipos de mapas ligeramente distintos y que condicionan su posterior interpretación hacia uno u otro modelo, por lo que el debate en la actualidad en Venus no solo se está produciendo a nivel de modelos de evolución, sino también sobre la propia metodología de estudio.

Conclusión: el viaje es de ida y vuelta. Como hemos visto Venus es el planeta más parecido a la Tierra del Sistema Solar, sin

embargo por lo que sabemos su evolución ha tomado un rumbo distinto, un rumbo que le ha convertido en un infierno cocido por gases de invernadero. Entender por que Venus es como es y no como la Tierra es una de las mejores maneras de entender la propia evolución de nuestro planeta y cual puede ser su destino, porque al final el viaje es siempre de ida y vuelta



Geometría orbital, cambio climático y Astrocronología

Francisco Sierro Sánchez Dpto. de Geología (Paleontología)

Universidad de Salamanca. [email protected]



“Vivir en la Tierra es caro, pero ello incluye un viaje gratis

alrededor del Sol cada año”.

(Anónimo)



La configuración geométrica del sistema Tierra-Sol influye decisivamente en

nuestras vidas. La inclinación del eje de la tierra sobre el plano de la órbita, que actualmente es de 23º 27´, la forma elíptica de la órbita y el punto de la misma en el que se alcanzan los solsticios o los equinoccios (puntos cardinales) determinan los cambios de estaciones y por tanto el clima de cada región así como el paisaje, la vegetación o la población. En latitudes medias y altas de la Tierra las condiciones climáticas cambian drásticamente desde el verano (cuando el polo norte apunta en la dirección del Sol) al invierno (cuando el eje apunta en la dirección contraria). Estos cambios estacionales se suceden de forma regular cada año pero, aunque de forma imperceptible a escala de la vida humana, la configuración astronómica va cambiando lentamente y con ella las condiciones climáticas y el lento devenir de las estaciones. Cada año que pasa (año tropical = 365,2422 días, medido de equinoccio a equinoccio) se desfasa en 25 minutos con el año anomalístico (año medido de perihelio a perihelio = 365,2596 días). Este pequeño desfase de 25 minutos por año se va acumulando y al cabo de cientos o miles de años supone una configuración orbital totalmente distinta a la actual y un clima y unas estaciones muy diferentes en cada región de la Tierra.

Son varios los parámetros que cambian y alteran de forma periódica la configuración

astronómica del sistema solar. Leverrier a mediados del siglo pasado descubrió que la inclinación del eje de rotación

de la Tierra fluctúa entre un mínimo de 22,5º y un máximo de 24,5º con un periodo de 41,000 años. Esto es debido a que la inclinación de la órbita terrestre respecto al plano de la órbita de Júpiter experimenta cambios periódicos. Cuando la inclinación es mayor la estacionalidad es mas acusada, es decir los veranos son mas calurosos y los inviernos mas fríos ya que la radiación solar durante el verano es mas intensa y mas débil durante el invierno.

La órbita de nuestro planeta es excéntrica por lo que la Tierra durante una parte del año se va acercando al Sol, hasta alcanzar el perihelio(punto de la órbita mas próximo al Sol), mientras que el resto del año se va alejando hasta alcanzar el afelio (punto de la órbita mas alejado del Sol). La excentricidad de la órbita hoy es muy baja y por tanto la diferencia de radiación solar entre el perihelio, que se alcanza el 3 de Enero y el afelio, al que se llega el 4 de Julio, es muy pequeña, si bien esa pequeña diferencia hace que los inviernos sean un poco mas suaves que en otros momentos. La órbita se va deformando lentamente y pasa de casi circular a relativamente excéntrica (0,05) con tres periodicidades dominantes de 94,800, 123,800, y 404,000 años. Estos cambios en la excentricidad se deben a que cada uno de los planetas del sistema solar ejerce una fuerza que tiende a empujar a la Tierra fuera de su órbita elíptica regular. Como cada uno gira alrededor del Sol a una velocidad diferente, la fuerza gravitacional combinada de todos los planetas sobre la Tierra y su variación en el tiempo puede ser calculada fácilmente.

El eje polar terrestre no está fijo en el espacio, está sujeto a modificaciones.

Actualmente apunta hacia la estrella Polar en la Osa menor, en el año 2,000 a.C. el polo norte apuntaba hacia algún punto entre la osa mayor y la osa menor y en el año 4,000 a.C apuntaba hacia el extremo de la Osa Mayor. Estas variaciones en la dirección de inclinación del eje terrestre ya fueron descubiertas por Hiparco en el año 120 a.C. Los astrónomos antiguos, al dibujar esta progresión sobre un mapa de las estrellas consiguieron demostrar que el eje de rotación de la tierra se bamboleaba como una peonza, de tal modo que el polo norte describe



un círculo en el espacio. La tierra tarda aproximadamente 25,920 años en recorrer este círculo y volver a la posición original. Este movimiento conocido como precesión de los equinoccios, se produce como consecuencia de la fuerza gravitacional que el sol y la luna ejercen sobre el abombamiento ecuatorial de la tierra. La precesión hace que la posición de los 4 puntos cardinales de la órbita terrestre se desplacen lentamente a lo largo de la órbita. Para un observador que mirara hacia abajo sobre el polo norte este movimiento sería dextrógiro a favor de las agujas del reloj. Al mismo tiempo, la órbita está rotando lentamente sobre sí misma en dirección contraria a las agujas del reloj (una vuelta completa cada 105.000 años, o lo que es lo mismo, una vuelta cada 4 ciclos de precesión). Estos dos movimientos conjuntamente hacen que los puntos cardinales se desplacen. Este desplazamiento de los solsticios y equinoccios a lo largo de la órbita completa un ciclo con dos períodos dominantes de 19.000 y 23.000 años.

Cuando el verano boreal se alcanza en el afelio, como ocurre en la actualidad, la insolación recibida en el hemisferio norte durante esta estación es menor si atendemos solamente al factor distancia Tierra-Sol, mientras que la ocurrencia del invierno en el perihelio se refleja por una mayor insolación. Por tanto esta configuración astronómica hace que la estacionalidad en el hemisferio norte sea menor, es decir veranos mas templados e inviernos menos fríos. Cuando la órbita es casi circular, como ocurre actualmente, la diferencia de distancia Tierra-Sol entre el afelio y el perihelio es muy pequeña y por tanto la diferencia de insolación en ambos puntos de la órbita también lo es, sin embargo, cuando la órbita es mucho mas excéntrica la distancia Tierra-Sol en el afelio es mucho mayor que en el perihelio, y por tanto afecta en mayor medida a la insolación de verano y de invierno, aumentando la estacionalidad. Por tanto, podemos decir que la posición relativa de los solsticios y equinoccios en la órbita influye en la estacionalidad pero esta influencia será de mayor o menor amplitud dependiendo del grado de excentricidad de la órbita.

El impacto de los diferentes parámetros astronómicos en el clima de la Tierra es muy

diferente dependiendo de la latitud. Los cambios de inclinación se dejan sentir mucho más en latitudes altas, mientras que los cambios de excentricidad se dejan sentir por igual en todas las latitudes, ya que cuando se incrementa la distancia Tierra-Sol el porcentaje de radiación solar se reducirá de forma proporcional en todos los puntos de la tierra. En cuanto a la inclinación, si esta fuera 0º y el eje de la tierra estuviera vertical con respecto al plano de la eclíptica, los polos no recibirían ninguna radiación a lo largo del año, mientras que el ecuador recibiría la máxima radiación por lo que no habría estacionalidad. Cuanto más se incline el eje de la tierra, mayor será la radiación recibida en los polos.

Milankovitch calculó, en la primera mitad del siglo XX, los valores actuales de todos

estos parámetros astronómicos, sus variaciones, así como la cantidad de calor recibida en cualquier latitud a lo largo del tiempo. Los cambios en la configuración astronómica han tenido y seguirán teniendo un gran impacto en el clima de la Tierra, particularmente en las regiones de altas latitudes, donde las nieves que cubren por completo el paisaje durante el invierno se deshielan todos los veranos, como ocurre actualmente en todo el hemisferio norte, con la excepción de Groenlandia.

Desde hace unos 3,2 millones de años las altas latitudes del hemisferio norte han

estado cubiertas por importantes masas de hielo que han ido avanzando y retrocediendo de forma sincrónica con los cambios en la configuración astronómica del sistema planetario.



Durante los últimos 800.000 años se han formado grandes casquetes de hielo en el hemisferio norte que han cambiado el clima de todo el planeta. Durante las etapas de excentricidad mínima como ocurrió por ejemplo hace 21.000 años, estos casquetes llegaron a tener espesores de hielo de más de 3 Km en gran parte del norte de América, Europa y Asia, la radiación solar recibida en altas latitudes durante el verano del hemisferio norte permaneció demasiado baja como para fundir las nieves caídas durante el invierno. Sin embargo, cuando la insolación de verano aumenta, como ocurrió entre 18.000 y 9.000 años, esos inmensos casquetes de hielo se derritieron y el nivel del mar subió algo más de 120 m, provocando la inundación de las plataformas continentales y dejando un paisaje muy similar al que vemos en la actualidad. Los cambios climáticos orquestados por las diferentes configuraciones astronómicas han quedado registrados en los sedimentos del fondo oceánico, ya sea por cambios en el tipo de sedimento, en el tipo de organismos que vivió en cada momento, o simplemente por cambios en la composición química del Océano que pueden ser descifrados a partir de los esqueletos del plancton marino o de las moléculas orgánicas que estos organismos sintetizaron.

Estas variables físicas, químicas o biológicas observadas en el sedimento oceánico

registran fielmente los cambios climáticos inducidos por las oscilaciones periódicas de la geometría orbital; sintonizando esos registros con la curva astronómica de insolación y asignando las edades astronómicas a los correspondientes cambios en el registro sedimentario se obtiene una edad muy precisa para el registro sedimentario que ha llevado al nacimiento de la Astrocronología y de la Escala Astronómica de Tiempo que permite correlacionar series sedimentarias a escala global con un error inferior a 21.000 años, que es el período medio de la precesión terrestre.


Capítulo6 . Página- 1 -

Evolución Estelar

Jesús Martín Martín Departamento de Física




“Si lloras porque se ha puesto el Sol, las lagrimas no te dejaran ver las estrellas”.

Rabindranath Tagore.



Nebulosas galácticas.

Las estrellas tienen su origen en las grandes nubes de gas de hidrogeno que con frecuencia se encuentran en el medio galáctico. Cuando estas nubes tienen una masa importante, la atracción gravitatoria hace que se contraigan acelerando sus partículas. Como resultado aumenta la energía cinética a costa de la energía potencial y el gas se calienta enormemente. En este proceso se invierten cientos de miles de años y la nube pasa de tener una temperatura de menos de cien grados bajo cero a alcanzar un millón de grados. La nube adquiere entonces un aspecto esférico y comienza a perder energía por efecto de la radiación. Se ha formado una protoestrella. Estrellas jóvenes

La atracción gravitatoria en una protoestrella es todavía la fuerza dominante, con lo cual sigue aumentando la temperatura y disminuyendo la energía potencial. Cuando se alcanzan los diez millones de grados, los átomos de Hidrogeno tienen energía cinética suficiente para fusionarse durante los choques, iniciándose la producción de Helio con las reacciones siguientes: H + H ----------> H2 + 1positrón + 1 neutrino H2 + H ---------> He3 + 1fotón He3+ He3 -------> He4 + 2H

Como el Helio resultante tiene menos masa que el Hidrogeno puesto en juego, estas reacciones de fusión da lugar a una gran cantidad de energía, de acuerdo con la formula de Einstein. Esta energía sale hacia el exterior en forma de radiación y equivale y equivale a cientos de toneladas por segundo. En esta fase la estrella puede permanecer largo tiempo, mientras dura el“combustible” de hidrogeno, ya que la atracción gravitatoria se ve compensada por la radiación brutal que fluye desde el interior de la estrella. Nuestro Sol se encuentra en esta situación desde hace cinco mil millones de años y se supone que puede seguir así otro tanto. La estrella también pierde energía por emisión de partículas, dando lugar a los rayos cósmicos.

Gigantes rojas Cuando se agota el hidrogeno en el interior de la estrella, la radiación ya no es capaz de luchar contra la fuerza gravitatoria. Entonces la estrella vuelve a contraerse, y la temperatura en el interior sube otra vez a costa de la energía potencial, alcanzando los cien millones de grados. Por otro lado, las capas externas de la estrella, donde todavía se produce Helio a partir del Hidrogeno, se expanden por la acción de la radiación, al mismo tiempo que se enfrían y adquieren un color rojo. Se dice entonces que la estrella ha entrado en la fase de gigante roja El ejemplo más notable es Betelgeuse, estrella que pertenece ala constelación de Orión. Su



tamaño es tal que si su centro coincidiera con el del Sol llegaría hasta la orbita de Marte. Enanas blancas y supernovas El porvenir de una estrella gigante roja depende en gran manera de su masa, que normalmente ya esta muy mermada en relación con su juventud, debido a las fabulosas cantidades de energía que ha emitido a lo largo de su vida. Cuando la masa es parecida a la del Sol, la gigante se va contrayendo y enfriando poco a poco hasta convertirse en una enana blanca Estas estrellas tiene una temperatura superficial de unos ocho mil grados, lo cual significa que han emitido casi toda la energía que poseían. En consonancia con ello tienen un diámetro comparable al de la Tierra y una densidad extremadamente elevada: algo así como encerrar la torre Eiffel en un cubo de 10,cm de lado. En el caso de que la gigante roja tenga una masa muy superior ala del Sol, se produce una situación de inestabilidad que provoca una explosión violenta. Esta explosión se denomina supernova y da lugar a una emisión de energía sin precedentes en la vida de la estrella. Su luminosidad puede llegar a ser similar, durante unos días, a la de una galaxia entera.

El ejemplo histórico mas famoso de supernova acaeció en el año 1.054. Fue detectada por los astrónomos chinos y era tan brillante que se podía ver en pleno día. Sus restos constituyen actualmente la nebulosa del Cangrejo, situada en la constelación de Tauro. Estrellas de neutrones y púlsares Tras una explosión de supernova el núcleo de la estrella primitiva se contrae espectacularmente. El resultado es una estrella de neutrones, cuyo radio es de unas pocas decenas de kilómetros y con una masa similar a la del Sol, por lo que su densidad es inimaginable, del orden de veinte millones de toneladas por centímetro cúbico. En algunos casos estos objetos todavía son capaces de emitir energía de forma intermitente en la frecuencia de radio. Entonces se les llaman púlsares



Riesgos asociados a las caídas de meteoritos

Carlos Martín Escorza Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC

Madrid [email protected]



“El Universo no fue hecho a medida del hombre, tampoco le es hostil. Es indiferente”.

Carl Sagan



La predicción en los fenómenos naturales es un reto todavía lejano de alcanzar plenamente.

Se han producido avances, pero no son quizá los que se preveían hace años. En el caso de la predicción de caídas de meteoritos se han logrado despejar incógnitas sustanciales, como son: diferenciar las asociadas al paso de la Tierra por los ‘hilos’ de basura rocosa dejada por los cometas en sus trayectorias; de aquellas que son debidas a cuerpos solitarios en órbitas propias y que tienen su origen, más o menos lejano y/o complicado, en el cinturón de asteroides que conteniendo miles, sino millones, se encuentra entre Marte y Júpiter. Es allí donde plácidamente orbitan los cuerpos origen, hasta que, dado el caso, perturbaciones ocasionadas por variaciones de los campos de gravitación de Júpiter y sus planetas, ocasionan cambios bruscos en las órbitas de los asteroides, esos relativamente cuerpos mucho más pequeños, dando lugar a colisiones, fragmentaciones, escapes orbitales hacia otros lugares del ‘cinturón’ o, si alcanzan suficiente intensidad, hacia regiones fuera del alcance gravitacional de esos planetas y marchar en solitario hacia su fatal destino: el Sol, o un planeta del interior del Sistema Solar que los atrape antes, como puede ser el caso del nuestro.

En la trayectoria de un cometa, sobre todo en el arco cercano al Sol, es muy probable que

haya numerosos fragmentos rocosos dejados por él, por fusión de parte del hielo que los retenía. El paso de la Tierra a través de esos ‘hilos’ (que en realidad son tubos de dimensión transversal de varios centenares de km), hace que durante unas horas nuestro planeta actúe como una verdadera aspiradora gravitacional atrapando hacia ella mucho de ese material, acarreando con una masa extra de rocas en mayor cantidad de la que habitualmente le llegan cuando se haya fuera de esos ‘basureros’. La predicción ha llegado a establecer satisfactoriamente el tiempo en que van a ocurrir esos cruces, que tienen una regularidad anual conocida ya con detalle. Sin embargo, en este convergencia de órbitas todavía no es posible conocer la cantidad ni la distribución de tamaños. Así que, a veces y en los últimos años, se ha predicho –sin más fundamento que lo ocurrido en años anteriores- unas ‘lluvias de estrellas’ que no resultaron tal como se decía.

Y si ya estas situaciones con fecha fija y conocida incluyen elementos de sorpresa, no

extrañará que se diga y se comprenda el gran camino que queda por recorrer en el conocimiento de los fenómenos en los que intervienen masas aisladas y de dimensiones muchas de ellas desconocidas que desde órbitas todavía no registradas aunque situadas siempre alrededor del Sol pueden ser atraídos por la Tierra.

También en los últimos años se ha llegado a diferenciar en este tipo de procesos dos

circunstancias fundamentales en cuanto a su capacidad de riesgo: las relacionadas con cuerpos cuyo tamaño es decimétrico como máximo. las que tienen dimensiones mayores. Así que independientemente de su origen, y dependiendo de su tamaño, la caída de una de

estas rocas da lugar a la posibilidad de que puedan poner en riesgo la continuidad biológica de un ser, de una comunidad de ellos, o incluso las criaturas de casi todo, sino todo, el planeta. Pues llegado el caso, rocas a partir de un tamaño, de dimensiones de unos pocos kilómetros, pueden dar lugar a un problema tal que estaríamos refiriéndonos a la aniquilación de cualquier vestigio de vida sobre la Tierra, así como, obviamente, de profundos y sustanciales cambios ambientales



y geológicos tantos como para poder establecer en la historia de un planeta un ‘antes’ y un ‘después’ de un impacto de esas dimensiones.

Quizá hablar de todo esto, hoy, no suponga una sorpresa, aunque sigue siendo una novedad

de la vanguardia del conocimiento. Y para llegar a poder decir estas cosas ha sido necesario recorrer un largo trayecto en la investigación que pasa necesariamente al menos por estas señales:

el reconocimiento e interpretación como tales, de numerosos e importantes cráteres de impacto en la propia Tierra.

la revisión desde diferentes aspectos de procesos tales como el ocurrido en Tusguska (Siberia) en 1908.

la confirmación y manifestación de haber sucedido en el pasado procesos de extinciones masivas.

la revisión de documentación antigua histórica sobre daños causados por pequeños cuerpos caídos sobre personas, propiedades, edificios, etc. Y el reconocimiento de fenómenos actuales también con daños variados.

El desarrollo del conocimiento general, por otra parte, ha puesto sobre la superficie de la

Tierra artefactos en si mismos susceptibles de producir daños si son impactados no ya por un cuerpo cósmico grande, sino incluso por uno de dimensiones centimétricas. Como es el caso de barcos, aviones, industrias, centrales de energía, almacenes de productos peligrosos, embalses, etc.. La existencia de esas cosas no tiene que ser por si misma peligrosa, pero es verdad que ahora sabemos que son susceptibles de ser impactadas por cuerpos rocosos que viajan a una enorme velocidad. Es pues adecuado conocer cuales son los riesgos derivados de ellos, y con su conocimiento aprender a convivir a un tiempo con el desarrollo y con los riesgos que conlleva, pero poniendo los medios hasta donde llegue nuestro saber para que aquellos se puedan mitigar eliminando sus factores dañinos.

Así se hace para muchos de los casos citados y se refuerzan sus estructuras y se originan

gastos importantes en su construcción con el fin de que esas posibles caídas de meteoritos no sean motivo de preocupación. Aunque ciertamente sigamos con el desarrollo o no, pongamos protecciones en ello o no, seguirá siempre el grado de incertidumbre de daño tanto en lo personal como colectivo, incluso es posible que el riesgo vaya aumentando…Ya que vendrá impuesto por lo que parece inevitable aumento de población (a igual superficie y frecuencia de caídas, cuanto más densidad de población mayor riesgo) y también por la asimismo lógica pretensión de tener una mayor calidad de vida. Y todo ello llevará a la construcción de nuevos y más grandes lugares ‘sensibles’. Además y en relación también con el imparable devenir cultural se están poniendo en órbitas cercanas a la Tierra artefactos, satélites, etc, que hacen aumentar el número de elementos potencialmente impactantes sobre nuestro planeta.

Es necesario pues que los ‘nuevos geólogos’ conozcan estos temas a fondo como parte que

son de nuestro interés profesional y vocacional. Y todo ello requiere esfuerzo y estudio, pues como vemos entran en juego, además de nuestros intereses tradicional hacia la historia de las rocas, nuevas temáticas, nuevas ciencias. ¿Sabremos responder a los nuevos retos?. O nos quedaremos sólo con los recortes de lo que diga la prensa sobre lo que otros ‘han’ hecho?. Espero que, como pasó sobre tantas otras cosas y entre ellas la Astronomía, la Universidad de Salamanca sea, como este curso parece manifestarlo, un referente.



Bibliografía del autor sobre estos temas:

Martín Escorza, C. (1986): Riesgos de daños por meteoritos. El Geólogo, 20: 39-43. C.O.G. Martín Escorza, C. (1987): Fenómenos meteoríticos ocurridos en España. Boletín de la Institución Libre de Enseñanza, 3: 51-68. Martín Escorza, C. (1987): Riesgos de origen cósmico. En: Riesgos geológicos. IGME. 305-315.

Alcalá, L. & Martín Escorza, C. (1996): La caída del meteorito de Madrid en 1896. XII Bienal. Tomo Extraord. 125 Aniversario de la Real Sociedad Española de Historia Natural, 471-474.

Ordaz, J. Martín Escorza, C. & Alcalá, L. (1998-1999): Meteoritos caídos en Asturias en el siglo XIX. Boletín de las Ciencias de las Naturaleza, RIDEA, 45: 21-34.

Ordaz, J. ; Martín Escorza, C. & Alcalá, L. (1999): Actualización de datos referentes al meteorito caído en Oviedo en 1856. Boletín de la Real Sociedad Española de Historia Natural (Geol.) 95: 127-134.

Martín Escorza, C.: Ordaz, J. & Alcalá, L. (1999): Historia terrestre de los meteoritos caídos en Cangas de Onís 8Asturias) el 6 de diciembre de 1866. Tierra y Tecnología, 19: 38-44. C.O.G.

Alcalá, L. & Martín Escorza, C. (2000): La caída del meteorito ‘Cabezo de Mayo’ en el sur de Murcia en 1870. Geogaceta, 28: 3-6. S.G.E. Martín Escorza, C. (2002): Impactos extraterrestres. En: Riesgos naturales. F.J. Ayala Carcedo & J. Olcina Cantos (coords.). Ariel Ciencia. 1129-1140. Martín Escorza, C. (2002): El meteorito de Ojuelos Altos. Estratos, 64: 54-57. ENRESA.



Impact cratering in our Solar System.

Jens Olof Ormö Centro de Astrobiología




“Me he convertido en muerte, en el destructor de mundos”

Bhaavad Gita

“Mañana será peor”

Séneca



The fact that stones may fall from the sky and impact the surface of the Earth has been generally accepted among geologists for the last two centuries. However, it is only in the last three decades it has been understood that impact cratering is an important geological process in our Solar System. This rather sudden revelation was a consequence of the human and robotic exploration of the Solar System that begun in the late 1960’s, and the development of petrological and geochemical methods to distinguish structures formed by cosmic impacts from structures formed by other geological processes. Based on these methods it has been possible to identify around 160 impact structures on Earth, and this number increases each year. In addition, it is now clear that impact cratering is of much greater economical (e.g. ore minerals and oil reservoirs), and biological (e.g. mass extinctions) interest than ever previously understood.

An impact crater has the advantage over other geological structures that both its shape, and the processes that formed it, can be calculated. This allows interpretations of the properties of the target material, the environment at time of impact, and the processes that have reworked the crater after its formation. Impact craters are traditionally classified based on a transition from “simple” (bowl-shaped) into “complex” craters and finally “impact basins” with increasing expended energy at impact. Complex craters are generally characterized by collapsed rim and a central uplift, although the group spans morphologies up to the largest multi-ring structures and basins.

The formation of the impact crater has been divided into three main stages “contact and compression”, “excavation”, and “modification”, although the process is gradual (Melosh, 1989). The evolution to a “simple” or a “complex” crater morphology is determined by the amount of crater collapse that occurs during the modification stage. Before the collapse, craters of different sizes expand in a similar way until the “transient crater” is developed (maximum depth reached). Hence the on-set diameter between simple and complex craters depends on the gravitational force of the targeted object (the weaker the greater is the on-set diameter), but also on the strength of the target (weak targets give smaller on-set diameters). For great impacts the crater is less influenced by the target strength. It depends on the material response to the shock. Smaller crater are therefore better indicators for target properties. When a crater forms in a solid or non-compressible target material displacement and fracturing will cause a volume increase at the crater rim. An uplifted rim is developed. On top of this rim excavated material will contribute to the rim height. The relations between crater diameter and rim height etc are so well known that they can be described in equations. There are, however, several exceptions to this “standard” crater model. Craters from impacts into layered targets with water covering a more rigid basement, as well as craters in compressible targets may have completely different morphologies and diameters with respect to the expended energy than the “standard” crater. The first instance is well exemplified by the Middle Ordovician Lockne crater, Sweden. Geological data combined with numerical modeling (Ormö et al., 2002a) has shown that the basement crater at Lockne is strongly influenced by the water that covered the area at time of impact. The basement crater is 7.5 km wide. It is surrounded by up to 3 km wide flaps of excavated basement rocks that in their distal parts partly covers the tens of meters thick, mostly consolidated sediments that existed between the water and the crystalline basement. Before deposition of the flaps a shallow excavation flow swept away most of the more proximal sediments. In the recently discovered 140 m wide



Sirente crater, Italy (Ormö et al., 2002b), the target was clay. The crater has an elevated rim of excavated material, but lacks structural uplift. Instead the volume of the target clay has decreased in a zone near the crater rim. Drilling indicated a compaction of the clay, likely due to the shock from the impact.

In addition to the economical and biological significance of some impact craters they have many applications within planetary science. By counting the number of craters on different geological surfaces on a planet it is possible to estimate the relative geological age between the surfaces. Craters can also tell much about the geology of the planet as they may expose material from great depth below the surface. Deviations from the “standard” crater shape can be used to estimate target properties at time of the impact. This is useful for paleoenvironmental reconstructions of planets, especially where interpretations are restricted to remote sensing and, hence, the search for areas where life may have evolved. Melosh, H. J., 1989: “Impact Cratering: A Geologic Process”. Oxford Univ. Press, New York. 245 pp. Ormö, J., Shuvalov, V., and Lindström, M., 2002a: "Numerical modeling for target water depth estimation of marine-target impact craters". Journal of Geophysical Research, Vol. 107, E11. Ormö, J., Rossi, A., and Komatsu, G., 2002b: "The Sirente crater field, Italy”. Meteoritics and Planetary Science, Vol. 37. 1507-1523.



METEORITOS Y EXTINCIONES MASIVAS

José Ángel González Delgado Dpto.de Geología (Paleontología)




“No os toméis la vida demasiado en serio; de todas maneras, no saldréis vivos de ésta”.

Bernard de Fontanelle



Niles Eldred La diversidad, una vez aparecidos los grandes grupos orgánicos, no ha sido siempre la misma a lo largo de la Historia de la Vida: hay determinados periodos de tiempo en donde cae muy bruscamente: Las extinciones masivas. Se plantean diferentes interrogantes: •¿Qué causa una extinción masiva? •¿Existe una periodicidad en las extinciones masivas? •¿Qué consecuencias produce una extinción masiva?

Las extinciones masivas más importantes del Fanerozoico fueron: •Final del Vendiense: 650 ma. •Ordovícico final: 438 ma •Frasniense/Fameniense: 367ma. •Permo/Trías: 245 ma. •Triásico final: 225 ma. •Cenomanense/Turonense: 92 ma. •Cretácico/Terciario: 65 ma. CAUSAS DE LAS EXTINCIONES MASIVAS: Pueden simplificarse en dos grandes causas: a).- Las de origen terrestre, es decir, originadas en el planeta Tierra b).- Las de origen extra-terrestre, asociadas a impactos de meteoritos CAUSAS TERRESTRES MÁS PROPUESTAS PARA LAS EXTINCIONES MASIVAS: •Reducción de hábitats marinos utilizables debido a cambios globales del nivel del mar •Cambios climáticos •Anoxia oceánica •Descenso del provincialismo •Incremento del vulcanismo •Cambios en la polaridad magnética CAUSAS EXTRATERRESTRES: Se proponen debido a la ciclicidad observada en las extinciones masivas: cada 26-28 Ma,sobre todo en los últimos 245 Ma, sucede una extinción masiva, asociada un incremento en los impactos meteoríticos sobre la Tierra. Los cuerpos que impactan procederían de la nube Oort. ¿Oscilación del sol sobre el plano galáctico? ¿Influencia de Némesis?



EL EJEMPLO MÁS ESTUDIADO DE EXTINCIÓN MASIVA: LÍMITE CRETÁCICO-TERCIARIO (a partir de 50 buenas secciones)

CARACTERÍSTICAS: 1: Mucha bibliografía 2: La 3ª extinción masiva más importante en la Historia de la Vida 3.- Grupos afectados: Nanoplancton calcáreo Foraminíferos planctónicos Bivalvos: Rudistas e Inocerámidos Cefalópodos: Ammonoideos, Belemnítidos Dinosaurios 4.- Señales químicas y físicas adicionales: Isótopos estables de C, O, N y Sr Contenido en Ir, Ni, Cr, Fe, Co, Sb, As, Zn Sanidina, hollín, diamantes Cráteres de impacto, basaltos 2 TEORÍAS PARA EXPLICARLA: ASTEROIDE VERSUS VULCANISMO

EVIDENCIAS DE LA CAÍDA DE UN METEORITO 1.- Anomalía de Ir

2: Cuarzos chocados 3: Esférulas de sanidina 4: Nanodiamantes



5: EL CRATER DE CHICXULUB (MÉXICO) -Hildebrand et al (1991) - Estructura de impacto - 180-300 Km. diámetro - anomalía gravimétrica - ambiente marino de plataforma - recubierto por 300-1.100 m. seds. - brechas con metamorfismo shock - cuarzos chocados - profundidad alcanzada: 15 Km. - equivalencia sísmica: 10-11 similar al cráter Klenova (Venus) - 6: Señales de Tsunamis

Crater Klenova (Venus) Modelo actual que originó el impactK/T EVIDENCIAS DE INCREMENTO DE VULCANISMO:

1.- Diacronismo en las extinciones Plancton calcáreo: El Kief (Túnez): el Nanoplancton se extingue dentro del Terciario Zumaya: Muchos Foraminíferos planctónicos se extinguen antes del límite Foraminíferos bentónicos: Brazos River (USA): disminución de tamaño (varias spp. ) anterior al límite K/T Moluscos: Ammonoideos, Belemnítidos, Inocerámidos y Rudistas se extinguen antes del límite Zumaya: no hay Ammonites a 13 m del límite Dinosaurios: Sloan et al. (1986): en USA, solo quedaban 5 géneros, 4 se extinguen, 1 pasa al Paleoceno 2.- Anomalía de Ir de origen volcánico (Ejemplo del volcán Kilahuea, Hawai, USA) 3.- Esférulas de sanidina de origen volcánico 4.- Pico de Sr



5.- Hollín: alto contenido en varias secciones K/T

Anomalía de Sr87 / Sr

6.- Episodio volcánico en el Decán (India): Flujos de lava en K/T de 512.000 Km3

LA SECCIÓN K/T DE FONTLLONGA (LÉRIDA)

Incertidumbre de 2 m. - No anomalía Ir - Caída brusca del δ13C

En el Cron C29N, unos 200.000 años después del límite K/T

Conclusión: La extinción K/T se produjo probablemente por ambas causas; los ecosistemas estaban ya bastante depauperados como consecuencia de la prolongada actividad volcánica, y el meteorito que impactó en Chicxulub, probablemente fue el “golpe de gracia” que aceleró la tercera extinción masiva más importante de la Historia de la Vida.

EPÍLOGO:

Considérese lo que ocurre después de un evento de extinción: existe un espacio ecológico vacante. En este momento, la evolución se hace más creativa, rápida, produciendo una amplia variedad de criaturas que ocupan los lugares de sus compañeros desaparecidos. Creo firmemente que sin la extinción que libera esos nichos ecológicos, la vida estaría todavía confinada a un estadio primitivo en algún lugar del fondo marino Niles Eldredge, 1987



Chimeneas submarinas y exploración de Marte

Jesús Martínez Frías Laboratorio de Geología Planetaria

Centro de Astrobiología (CSIC-INTA) Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial

[email protected]



“Los científicos no persiguen la verdad, es esta quien los persigue a ellos”.

Karl Schlechta



Una de las líneas de investigación del Laboratorio de Geología Planetaria del Centro de

Astrobiología consiste en el estudio de aquellos ambientes terrestres útiles no sólo para entender cómo se originó la vida en nuestro planeta, sino también como modelos análogos “guía” para su exploración en otros cuerpos planetarios.

En este contexto se enmarca el estudio de los procesos hidrotermales de mineralización en

ambientes submarinos fósiles y activos y aquellas emisiones “frías” de metano y otros compuestos características también de estas zonas tan singulares y tan poco estudiadas, hasta hace apenas unos años. De hecho, se puede afirmar que el descubrimiento reciente de la actividad hidrotermal y de las emisiones de metano de los fondos marinos y oceánicos. Fig.1) ha abierto una puerta al estudio de procesos de (bio)mineralización de forma directa.

Fig.1: Localización de zonas principales de emisión en ambiente submarino.

Trabajos que estaban ligados tradicionalmente con la metalogenia y en general con la geología económica (Fig.2), tanto en sus componentes de establecimientos del área fuente como los relativos a los mecanismos de emplazamiento de metales, tienen ahora una connotación añadida que les hace especialmente útiles para abordar cualquier estudio astrobiológico en Marte o Europa.

Fig.2: Detalle de la secciónde chimenea hidrotermalsubmarina. Cortesía delProf. Steve Scott (SMGRL)



Desde el hallazgo en 19ª finales de los 70 de las chimeneas hidrotermales de Galápagos y del EPR se contabilizan en la actualidad más de un centenar de áreas sumergidas en que existen evidencias de la existencia de estos procesos de emisión.

Tanto las black y white smokers (Fig.3) como las emisiones frías de metano llevan asociada una comunidad biológica singular que basa su actividad y metabolismo en reacciones quimiosintéticas y en procesos simbióticos en estos ambientes extremófilos. Ejemplos de ello son por ejemplo el Methanococcus jannaschii, Pyrococcus furiosus, Thermotoga marítima, Pyrodictium o la simpiosis entre arqueas y bacterias sulfatorreductoras descubierta en sedimentos relacionados con hidratos de gas en Oregón (EEUU).

Si existen muchas evidencias de que Marte tuvo una actividad volcánica muy importante y se asume asimismo la existencia pasada de ciclo del agua en cierto modo similar al terrestre, con mares y océanos, especialmente en su hemisferio norte, parece lógico pensar que ambientes similares a los que actualmente observamos en los fondos de mares y océanos terrestres pudieron ser zonas favorables para el origen y desarrollo de la vida.

En el Laboratorio de Geología Planetaria del centro de Astrobiología se están actualmente

estudiando varias zonas de este tipo en España, relacionadas con distintos tipos de volcanismo y marcos geodinámicos (Las Herrerías-Cabo de Gata en Almería, Montejícar en Granada, Taganana en Tenerife, Cincovillas en Guadalajara) y Golfo de Cádiz, donde recientemente se han descubierto multitud de chimeneas submarinas constituidas por carbonatos de hierro y relacionadas con emisiones de metano. El interior de las chimeneas se caracteriza por la presencia de posibles colonias de bacterias mineralizadas con hematites (Fig.4).

Asimismo también se ha abordado el estudio de sedimentos y emisiones hidrotermales submarinas y subaéreas en Isla Decepción (Antártida). Gracias a la participación en el proyecto HYDRODEC 2000-2001 se llevó a cabo un muestreo representativo y se dejaron instaladas varias celdas de precipitación .

Fig.3: Black Smoker



Fig. 4: Cocoides mineralizados de supuesto origen bacteriano que están presentes en el interior de las chimeneas descubiertas en el Golfo


Capítulo 11 Página- 1-

Un océano en el interior de Calisto

Javier Ruiz Pérez Departamento de Geodinámica

Facultad de Ciencias Geológicas Universidad Complutense de Madrid

[email protected]



“En el punto donde se detiene la ciencia, empieza la imaginación”.

Heyerdhal



Hace poco más de tres años la nave Galileo descubrió que el campo magnético de Júpiter

era alterado en las cercanías de Calisto por un campo magnético local, inducido en este satélite por las poderosas corrientes de plasma existentes en el entorno del mayor de los planetas del sistema solar. El mismo fenómeno sucedía en Europa, y posteriormente fue también encontrado en Ganímedes. La única interpretación que parece verosímil es que los campos magnéticos se generen en capas de agua salada, de al menos varios kilómetros de espesor, bajo la superficie de estos satélites jovianos. Se trataría, literalmente, de océanos subterráneos.

Con anterioridad a la misión Galileo se pensaba que Calisto se encontraba prácticamente

indiferenciado. Esto quiere decir que su interior consistiría en una mezcla más o menos homogénea de hielo, roca y metal; también que el hielo no se habría fundido nunca, o de lo contrario la roca y el metal se habrían acumulado hacia las partes centrales del satélite debido a su mayor densidad. Posteriormente, mediante el análisis detallado de la trayectoria de la Galileo en las cercanías del satélite, se ha llegado a la conclusión de que Calisto presenta un cierto grado de diferenciación, y parece tener una capa externa de agua (con este método no se puede distinguir si ésta se encuentra líquida o helada, debido a la que la densidad sería parecida en los dos casos) de hasta 350 km de espesor, en acuerdo con la posible existencia de un océano interno, envolviendo un interior que seguramente permanece en gran medida sin diferenciar.

Un océano interno en Europa puede ser sostenido frente a la congelación por el

calentamiento disipado por fricciones mareales originadas por su órbita excentrica en el campo gravitatorio de Júpiter (este mismo proceso, pero a una escala mayor, da lugar a la intensa actividad volcánica exhibida por el vecino Ío). Ganímedes puede haber sido calentado por mareas durante algunas fases de su historia geológica, puede que incluso recientemente. Pero en Calisto el calor aportado por las mareas puede considerarse despreciable, por lo que la existencia de un océano interno suponía un serio desafío a las teorías en vigor; más aún cuando no parece haber dispuesto de energía suficiente para haber completado la separación de sustancias ligeras y densas en su interior.

En un artículo clásico publicado en 1979, Ray Reynolds y Patrick Cassen, entonces en el

Centro de Investigación Ames de la NASA, concluyeron que una corteza de hielo flotando sobre un océano en un gran satélite de hielo (como Calisto) sería inestable frente a convección en estado sólido. La eficacia de este proceso para extraer calor desde el interior es tal que, una vez iniciado, debe llevar a la congelación de cualquier capa de agua líquida en un tiempo de a lo sumo unos cientos de millones de años. Este tiempo es muy corto comparado con la edad del Sistema Solar, y por eso se pensaba que ningún océano interno podría haber sobrevivido en Calisto hasta la actualidad. Para evitar que el agua líquida se congele se puede recurrir a la existencia de sustancias anticongelantes (por ejemplo, el amoníaco puede bajar el punto de fusión del hielo incluso en unos 100 grados centígrados).

El modelo de Reynolds y Cassen consideraba (por simplicidad) que la viscosidad del hielo

depende exclusivamente de la temperatura (esto se conoce técnicamente como viscosidad Newtoniana), disminuyendo exponencialmente con el aumento de ésta. Desde entonces ésta ha sido una premisa básica en los estudios sobre satélites de hielo. Pero los experimentos de laboratorio muestran que el hielo de agua es en realidad un material no Newtoniano, lo que



significa que su viscosidad depende de la temperatura y de los esfuerzos que se le aplican; cuanto menores son los esfuerzos mayor es la viscosidad, y en el interior profundo de la corteza de Calisto los esfuerzos son muy bajos, mucho menores que en una corteza torturada por mareas.

Por tanto, un estudio más riguroso de la dinámica de la capa de hielo de Calisto (y por

extensión, del resto de satélites helados del sistema solar exterior) debe tener en cuenta la naturaleza no Newtoniana del hielo. Cuando ésta se considera en los cálculos se obtiene que la corteza externa de hielo de Calisto es estable frente a la convección, lo cual implica que la energía aportada por los isótopos radiactivos presentes en la fracción rocosa debe ser suficiente para permitir a un océano interno escapar de la congelación, y sobrevivir hasta la actualidad. Eso sí, a una profundidad de cien kilómetros bajo la superficie.

Así pues, sin necesidad de recurrir a sustancias anticongelantes o a otras condiciones

especiales, la existencia de agua líquida en el interior de Calisto puede ser una consecuencia inevitable de la dinámica interna de un gran satélite helado. Dinámica que puede ser muy distinta de lo considerado hasta ahora. Si la convección es más difícil de iniciar en las capas externas de satélites de hielo de lo que se había venido pensando, entonces la existencia de océanos internos puede ser un fenómeno bastante común. Concretamente, debería esperarse la presencia de océanos internos en grandes satélites como Ganímedes y Titán.

Figura 1. Fotografía de Calisto tomada por la nave Galileo en mayo de 2001, única imagen global en color del satélite tomada por ésta sonda. En la imagen se observa que la superficie se encuentra salpicada de cráteres de impacto, lo que atestigua que su antigüedad se remonta a los primeros tiempos del sistema solar.



Figura 2. Estructura interna de los cuatro grandes satélites Galileanos de Júpiter (de izquierda a derecha y de arriba abajo: Ío, Europa, Ganímedes y Calisto), mostrados a una misma escala.

Los satélites Galileanos

Los cuatro grandes satélites de Júpiter, Io, Europa, Ganímedes y Calisto según su

separación creciente al planeta, son conocidos como satélites Galileanos en honor a su descubridor, y podrían considerarse planetas por derecho propio. En cuanto a su tamaño, sólo uno de ellos, Europa, es de menor tamaño que la Luna, mientras que el mayor, Ganímedes, supera holgadamente a Mercurio, y es el satélite más voluminoso del Sistema Solar. Las superficies y capas más exteriores de Europa, Ganímedes y Calisto están dominadas en su composición por hielo de agua, mientras que Io tiene una corteza rocosa con su superficie cubierta de compuestos de azufre. Los tres Galileanos más interiores presentan en diverso grado huellas de actividad interna sobre su superficie: Io es el cuerpo magmáticamente más activo que se conoce, con enormes volcanes haciendo erupción en la actualidad; Europa presenta una superficie repleta de enormes fracturas y de parches donde el terreno original ha sido destruido, adoptando una apariencia caótica; Ganímedes alterna en su superficie regiones muy craterizadas y antiguas con otras de aspecto mucho más moderno. Por el contrario, la muy craterizada superficie de Calisto no muestra signos de actividad interna, y parece haber permanecido inalterada desde los primeros tiempos del Sistema Solar.

Además, los cuatro satélites Galileanos pueden albergar bajo su superficie profundos

océanos internos. En el caso de Io, de existir un océano subterráneo sería de roca fundida, y podría contribuir a alimentar la actividad volcánica del satélite. En los tres más exteriores los océanos internos consistirían en una capa global de agua líquida con sales en disolución (algo así como el agua de mar), sobre los que flotarían las cortezas de hielo.

Así pues, la variedad geológica y geofísica exhibida por los satélites Galileanos no desentona

de la mostrada por los planetas rocosos del Sistema Solar interior, pero es evidencia de una dinámica interna completamente distinta. La historia evolutiva de un cuerpo planetario es una consecuencia de las fuentes disponibles de calor interno, y del modo en que este calor es transmitido hacia el exterior. En los planetas de tipo terrestre el calor procede de la energía



potencial gravitatoria liberada al formarse los planetas, y de la desintegración de los isótopos radiactivos (fundamentalmente uranio, torio y potasio). La energía gravitatoria no es renovable para un planeta, y el calentamiento radiogénico pirde potencia con el tiempo. La consecuencia es que los planetas rocosos como la Tierra se enfrían con el tiempo; además, cuanto más pequeño es un planeta más deprisa se enfría. Por tanto, los satélites Galileanos deberían haber perdido la mayor parte de su calor interno en los primeros tiempos del Sistema Solar. Pero en Io, Europa y seguramente Ganímedes ha estado disponible un tipo de energía originada de una manera muy distinta. Se trata de la energía debida a las mareas que Júpiter induce (o indujo en el pasado) en estos tres cuerpos, y que ha hecho que su dinámica interna haya seguido un camino muy diferente al observado en los planetas de tipo terrestre.

Fuerzas de marea y balance energético

Unos días antes del encuentro del Voyager 1 con Io, Stanton Peale, Patrick Cassen y Ray

Reynolds publicaron un artículo que constituye un hito de las ciencias planetarias. En este trabajo se predecía que la fricción debida a las fuerzas de marea ejercidas en el interior de este satélite por el poderoso campo gravitatorio de Júpiter liberaría tanto calor que su interior se fundiría, lo que a su vez se manifestaría como volcanismo activo a gran escala. Las fotografías obtenidas por la sonda de erupciones volcánicas visibles en el limbo de Io son una espectacular confirmación de las previsiones teóricas. En otros trabajos simultáneos los mencionados autores propusieron que también se debería producir calentamiento mareal en Europa, que no sería tan intenso como en el caso de Io, pero podría ser suficiente para mantener un océano de agua líquida debajo de la corteza helada.

El mecanismo mediante el cual las mareas liberan energía es fácil de explicar. Las duraciones

de las órbitas alrededor de Júpiter de Io, Europa y Ganímedes presentan una proporción muy próxima a 1:2:4, lo que quiere decir que por cada vuelta completa que da Ganímedes, Europa da dos e Io cuatro, coincidiendo por tanto los máximos acercamientos y alejamientos entre ellos en puntos concretos de las órbitas. Además, cuando Europa y Ganímedes se encuentran más próximos entre sí, Io está a la máxima distancia entre ellos, al "otro lado" de Júpiter. Estos fenómenos de coincidencia orbital, conocidos como "resonancias", tienen por efecto amplificar las interacciones gravitatorias entre los satélites, y mantiene elípticas las órbitas de Io y Europa. Una órbita elíptica, unida a la proximidad de los satélites a Júpiter y a la enorme masa del planeta gigante, hace que ambos cuerpos se encuentren sometidos a un campo gravitatorio muy intenso y variable, y también que las diferencias en el tirón gravitatorio joviano entre la cara de un satélite enfrentada al planeta y la opuesta a él varíen apreciablemente según la posición en la órbita. Por tanto, los satélites se deforman periódicamente, liberándose calor en su interior a consecuencia a la fricción.

La evolución orbital de un conjunto de cuerpos es un fenómeno dinámico, y algunos modelos

han propuesto que Ganímedes podría haber experimentado fases en su historia en las que fue calentado por un proceso similar, pero Calisto habría estado siempre desprovisto de esta fuente de calor. La liberación de energía mareal (o su ausencia), y la cantidad en que se ha producido en los diferentes cuerpos y épocas, ha condicionado de manera decisiva la evolución de los satélites Galileanos de Júpiter y su estado actual, y ha hecho que las estructuras geológicas visibles sobre sus superficies sean muy distintas de uno a otro.



Composición y estructura interna A partir de las observaciones y medidas realizadas por las sondas espaciales Voyager 1 y 2

en 1979, y Galileo a partir de 1995, se conoce bastante bien los diámetros y las masas (y por tanto las densidades medias) de los cuatro satélites de Galileo. La densidad media de un cuerpo ofrece importantes indicaciones sobre su composición. La densidad media de Io es típica de rocas terrestres y meteoritos. La densidad media de Europa es alta, pero algo menos, por lo que las rocas (incluyendo metales) deben estar acompañados por una cierta proporción de agua (ya sea líquida o helada, ya que la diferencia de densidad entre estas dos fases es pequeña). Las bajas densidades de Ganímedes y Calisto son indicativas de una composición a base de partes aproximadamente iguales (en masa) de rocas y hielos.

A su vez, el análisis detallado de la trayectoria de la nave Galileo a su paso por las

cercanías de los diferentes satélites permite analizar la estructura de su campo gravitatorio, y obtener información sobre como se distribuye la masa dentro de los mismos. Los resultados de esta técnica indican que Io, Europa y Ganímedes se encuentran diferenciados, lo que quiere decir que los materiales que los constituyen se han separado según su densidad, acumulándose los más pesados hacia las partes centrales de los cuerpos. Los tres cuerpos tienen núcleos de metal envueltos por gruesos mantos de roca. Además, en Europa y Ganímedes el manto rocoso se encuentra rodeado por una capa de agua (quizá parcialmente líquida), mucho más gruesa en el caso de este último. Resulta muy llamativo que Ganímedes es en esencia un cuerpo de roca y metal como Io envuelto por aproximadamente 800 kilómetros de hielo y quizá agua líquida.

A diferencia de sus vecinos, Calisto parece haber experimentado tan sólo un grado parcial de

diferenciación, y aunque existe evidencia a favor de una capa externa de agua de 350 km o menos de espesor, el interior por debajo seguramente consiste en su mayor parte en una mezcla más o menos homogénea de hielo, roca y metal, progresivamente más densa hacia el interior, cuya componente helada no se habría fundido nunca, o de lo contrario la roca y el metal habrían caído hacia las partes centrales del satélite. Aunque se han propuesto diferentes hipótesis para explicar porqué la diferenciación no procedió de manera completa en Calisto, es muy significativo que éste es el único de los Galileanos que no ha sido nunca calentado por mareas.

Existen indicaciones de que en el caso de Ganímedes el núcleo metálico se encuentra, al

menos parcialmente, fundido. En efecto, la nave Galileo detectó la existencia de un campo magnético de origen interno en este satélite. La explicación más probable radica en el efecto de dinamo generado por corrientes de convección en el núcleo de metal, lo que requiere que al menos una parte del núcleo permanezca líquido en la actualidad. Se piensa que un mecanismo semejante origina el campo magnético terrestre en el núcleo externo de nuestro planeta. Para el resto de los Galileanos, los datos disponibles descartan la existencia de campos magnéticos internos en Io, Europa y Calisto.

Volcanismo a gran escala en Io

En el Sistema Solar existen abundantes evidencias de volcanismo, y este constituye un

fenómeno común en la Tierra, pero en Io la actividad volcánica alcanza niveles espectaculares. En la actualidad existen decenas de volcanes activos, que lanzan partículas que conforman penachos que pueden llegar incluso a 300 km de altura. Toda la superficie se encuentra moldeada por el



volcanismo, pero también existen algunos rasgos de origen no volcánico, como montañas de más de diez kilómetros de altura, y algunos escarpes y barrancos.

En Io se conocen varios cientos de calderas volcánicas, distribuidas prácticamente al azar

sobre la superficie, sin que exista un control tectónico sobre la ubicación de las mismas, o regiones claramente diferenciables a partir de la densidad de volcanes. Las calderas y cráteres volcánicos de Io son muy parecidos a los terrestres, aunque de mayores dimensiones, llegándose en algunos casos a tener calderas de hasta 65 km de diámetro.

El volcanismo extremo de Io se manifiesta también como enormes coladas de lava, emanando

tanto desde calderas volcánicas como desde pequeños orificios en la superficie del satélite, y adoptando la forma de depósitos laminares y extendidos como cursos estrechos, sinuosos y ramificados. Las coladas pueden extenderse a una distancia de hasta 700 km desde su punto de origen. Se conocen incluso lagos de lava en el interior de calderas. La temperatura en algunas áreas volcánicas puede llegar a 1600º C, excediendo claramente la de cualquier lava generada actualmente en la Tierra. Actualmente no existe acuerdo en cuanto a la composición de las coladas: podría tratarse de los compuestos de azufre que dan a la superficie de Io un aspecto multicolor dominado por tonos rojizos y anaranjados, o de silicatos como en la Tierra; en este último caso, los compuestos de azufre constituirían una delgada patina sobre la superficie de las coladas volcánicas. Algunos investigadores han propuesto que bajo la corteza rocosa de Io existe un océano global de magma que contribuye a alimentar las coladas de lavas, pero no existe ninguna evidencia observacional a favor de la existencia de tal océano.

La superficie fracturada y alterada de Europa

La superficie de Europa es muy joven para los cánones del Sistema Solar, quizá más que 50

millones de años, como se deduce de la escasez de cráteres de impacto; además, la gran mayoría, sino la totalidad, de los pequeños cráteres parecen haber sido originados por la caída de bloques lanzados por los impactos que crearon los cráteres mayores. Europa carece de relieves significativos, y los existentes no suelen superar los cien o doscientos metros de altura, aunque en algunos casos pueden alcanzar incluso el kilómetro; esto parece una indicación de que el substrato se mantiene relativamente caliente, por lo que el hielo fluye lentamente bajo su propio peso (al estilo de un glaciar de la Tierra), y es incapaz de retener relieves por mucho tiempo.

Sobre la superficie de Europa pueden verse dos tipos generales de terrenos. Por una parte

se tienen llanuras densamente fracturadas. En ellas numerosas crestas (que aparecen generalmente en parejas o grupos paralelos), artesas y bandas cortan la superficie, algunas a lo largo de una extensión de varios miles de kilómetros. El patrón de distribución y orientación de las fracturas es consistente con una formación inducida por mareas, y parece además indicar que la corteza de hielo ha estado girando con respecto al núcleo durante la historia geológica conocida de este satélite; para que este movimiento sea posible corteza y núcleo deben estar dinámicamente separados, posiblemente por un océano interno.

En muchas de las bandas la corteza ha sido también separada, con aporte de material desde

el interior que ha rellenado los huecos, en una especie de análogo de la expansión del fondo marino de la Tierra en las dorsales oceánicas, pero con la diferencia de que el material que forma la nueva corteza en Europa es hielo. La separación debió proceder a intervalos pues es frecuente ver las marcas dejadas por sucesivos rellenos de hielo, en la forma de crestas



simétricas respecto al centro de la banda, y paralelas a los bordes de la fractura inicial. La extensión y la creación de corteza nueva debe compensarse en alguna parte, o de lo contrario el área total del satélite se incrementaría, pero hasta hace muy poco no se conocían evidencias de compresión; recientemente se han identificado algunos pliegues y zonas donde se puede haber destruido corteza al formarse crestas.

El otro tipo de terreno consiste en áreas de aspecto caótico, en las cuales las llanuras con

crestas han sido literalmente rotas, con formación de bloques de forma poligonal en cuya parte superior pueden verse todavía crestas y otros rasgos tectónicos. Los bloques se encuentran empastados en una matriz de aspecto rugoso, y se han desplazado y rotado unos con respecto a otros y a su posición original (que a veces puede deducirse); algunos incluso se han volcado buscando su posición de equilibrio. Esto parecería indicar que los bloques flotaron como iceberg sobre agua líquida expuesta sobre la superficie, y que posteriormente se congeló, pero también es posible que en las áreas de caos el hielo del substrato hubiera sido calentado hasta comportarse de manera dúctil, permitiendo el desplazamiento de los bloques. Quizá las áreas de caos se relacionan con unos curiosos rasgos conocidos como lenticulae ("pecas" en latin), de unas pocas decenas de kilómetros como máximo, y que consisten en zonas donde el terreno ha sido levantado, incluso roto, o donde se han formado áreas de microcaos (análogos de menores dimensiones de las regiones de caos propiamente dichas).

La geología de Ganímedes y Calisto Por el contrario a Europa, la superficie de Calisto es la más densamente craterizada del

Sistema Solar, por lo que data de hace más de cuatro mil millones de años, es relativamente obscura y carece de signos de actividad endógena. Los accidentes geológicos más representativos son grandes estructras de impacto rodeadas por anillos concentricos de crestas y depresiones que se forman al "congelarse" el movimiento ondulatorio que el impacto imprimió a la litosfera (algo así como vibraciones en una membrana elástica). La más espectacular de las cuencas es Valhalla: tiene una parte central de terreno brillante de unos 600 km de diámetro, y el sistema de anillos llega a casi 2000 km del centro de la cuenca. En un planeta o satélite rocoso, la energía de los impactos que producen grandes cuencas se transmite a través de la litosfera produciendo zonas alteradas en las antípodas del lugar donde se produjo el evento. Pero no existen terrenos alterados en las antípodas de Valhalla, quizá porque un océano subterráneo contribuyo a absorber la energía del impacto. Por otra parte, en Calisto se registra una relativa escasez de cráteres pequeños, lo que indica que algún proceso no comprendido opera en la superficie, alisando y destruyendo pequeños relevos.

Ganímedes evidencia una historia geológica mucho más animada que la de Calisto, pero no

presenta el grado de actividad encontrado en Europa. Su superficie está constituida por dos tipos de terrenos, obscuros y brillantes, que de alguna manera recuerdan a Calisto y Europa respectivamente. Aproximadamente el 40 por cien de la superficie corresponde a terrenos relativamente obscuros, muy craterizados y por tanto antiguos, que recuerdan lo que es típico en Calisto (aunque el grado de craterización es menor). En estos terrenos se observan conjuntos de surcos de 5 a 10 km de anchura, formados probablemente a consecuencia de impactos gigantes en la historia temprana del Sistema Solar; también presentan grandes manchas brillantes y aproximadamente circulares, llamadas palimpsestos, que corresponden a antiguos cráteres de impacto ya casi irreconocibles.



Los terrenos brillantes de Ganímedes son en general menos craterizadas (y por tanto más modernas) que las obscuras; ocupan la mayor parte de la superficie, incluyendo los bordes de las regiones obscuras, a las que delimitan. Las regiones brillantes pueden tener apariencia lisa, pero las que se encuentran entre las zonas obscuras suelen tener aspecto estriado, y se llaman sulci ("surcos" en latín). Se han propuesto diversas explicaciones para el origen de los sulci, que implican la erupción volcánica de hielo desde el interior, o la alteración tectónica de terrenos antiguos. En muchas partes las regiones brillantes parecen haber crecido a costa de las obscuras, e incluso en ocasiones las han cortado y separado, recordando en cierta medida la expansión vista en algunas bandas de Europa.

Océanos internos de agua salada en los Galileanos helados

Además de posibles evidencias geológicas en el caso de Europa, existen fuertes indicios a

favor de la existencia de océanos internos de agua líquida en los tres satélites Galileanos helados. En efecto, la Galileo ha comprobado que el poderoso campo magnético de Júpiter se ve alterado en las cercanías de Europa, Ganímedes y Calisto por campos magnéticos locales. A partir de las características e intensidad de la alteración parece que la única posibilidad realista sería que estos satélites tengan una capa global de agua líquida salada, de al menos varios kilómetros de espesor, próxima a la superficie. Como el agua salada es conductora de la electricidad, las corrientes eléctricas generadas por el campo magnético joviano en un océano subterráneo provoca la inducción de un campo magnético secundario, que es el que causa los efectos observados por la Galileo.

Que un océano interno pueda haber sobrevivido en Europa hasta la actualidad sin congelarse

no es ninguna sorpresa, dada la aportación de calor debido a las mareas. Quizá se puede decir lo mismo para Ganímedes, pero la existencia actualmente de un océano dentro de Calisto constituyó una monumental sorpresa, pues iba en contra de las teorías aceptadas. En otro artículo clásico de 1979 Reynolds y Cassen habían obtenido que una corteza de hielo que flota sobre un océano en un gran satélite de hielo sería inestable frente a la convección. Este proceso es tan eficaz extrayendo calor desde el interior que, en ausencia de calor mareal, llevaría a la congelación de cualquier océano interno en tan sólo unos cientos de millones de años, por lo que resultaría difícil entender como podría haber sobrevivido hasta la actualidad uno en Calisto, más aún si este satélite nunca ha tenido calor suficiente como para alcanzar un mayor grado de diferenciación.

Pero este trabajo consideraba por simplificación que la viscosidad del hielo (y por tanto su

capacidad de fluir y de experimentar convección) depende sólo de la temperatura, mientras que los experimentos de laboratorio indican que también es influida por los esfuerzos (compresiones y tensiones) a los que es sometido. Cuando se tiene esto en cuenta se obtiene que una corteza externa de hielo en Calisto sería estable frente a la convección, lo que implica que este proceso no puede extraer calor desde el interior y congelar un océano. Así, el modesto calentamiento radiactivo debido a desintegración radiactiva en la fracción rocosa sería suficiente para mantener actualmente estable un océano a unos cien kilómetros bajo la superficie. Por otra parte, el efecto de los esfuerzos que las mareas ejercen sobre Europa y en algunas veces quizá también sobre Ganímedes, podría ser suficiente para permitir la convección en sus cortezas de hielo y a la vez el mantenimiento de océanos internos.

Existen otras observaciones a favor de la existencia de océanos internos en los Galileanos

helados. Por ejemplo, el espectrómetro de la Galileo encontró regiones de la superficie de



Europa y Ganímedes donde abundan sales además del hielo de agua. Las sales son probablemente compuestos hidratados de magnesio y quizá sodio, y podrían ser evidencia de que en algún momento del pasado de estos satélites llego a la superficie agua salada procedente del interior; en las condiciones de ausencia de atmósfera el agua se sublimó dejando tras de sí depósitos de sales. En Europa, los depósitos se encuentran preferentemente en las cercanías de fracturas y áreas de caos, lo que apoyaría su procedencia del interior; actualmente no se dispone para Ganímedes de datos adecuados sobre la distribución espacial de los depósitos.

Mundos únicos

Como hemos visto, la presencia (y magnitud) o ausencia de calor mareal en los satélites

Galileanos ha supuesto diferencias drásticas en su evolución, constitución interna y apariencia externa. Aún más, ya que el efecto de las mareas depende de un fenómeno complejo y difícilmente previsible como la dinámica orbital de un conjunto de cuerpos, salvo en el caso de Calisto, que no se ve afectado, resulta extremadamente complicado intentar predecir cual puede ser la evolución de estos en el futuro, puesto que la disipación de energía por mareas puede aumentar o disminuir. Una mayor proporción de calentamiento podrían totalmente el aspecto de Europa hasta hacerlo irreconocible, aunque no parece que Ganímedes, que conserva regiones muy antiguas, puede verse tan afectado como para variar sustancialmente. En cuanto a Io, es difícil concebir un mundo más volcánico, pero si el calentamiento se redujera ostensiblemente la superficie podría renovarse más lentamente y empezar a preservar un registro geológico de cierta amplitud. Por tanto, los satélites Galileanos que conocemos son un conjunto de cuerpos único no solamente en el Sistema Solar, sino también en el tiempo Tabla 1

Características generales de los satélites Galileanos comparados con la Luna

Diámetro medio (km)

Masa (Luna = 1)

Densidad (g / cm�3)

Io

3.636

1,21

3,55

Europa 3.121 0,65 3,01 Ganímedes 5.268 2,02 1,94 Calisto 4.821 1,46 1,83 Luna 3.475

1 3,34



Bibliografía The New Solar System, 4ª edición, editado por J.K. Beatty, C. C. Petersen y A. Chaikin,

Cambridge University Press, 1999. El océano oculto de Europa, R.T. Pappalardo, J.W. Head y R. Greeley, Investigación y

Ciencia, número 279, páginas 14-23, diciembre 1999. La cosecha de la misión Galileo, T.V. Johnson, Investigación y Ciencia, número 283,

número 279, páginas 16-25, abril 2000. The stability against freezing of an internal liquid-water ocean in Calisto, J. Ruiz,

Nature, volumen 412, número 6845, páginas 409-411, 26 de julio de 2001.


Capítulo 12 Página- 1

Misión NASA/SETI 2002 para el estudio de las Leónidas

Jesús Martínez Frías Laboratorio de Geología Planetaria

Centro de Astrobiología (CSIC-INTA), Instituto Nacional de Técnica Aeroespacial

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“Hemos amado con demasiado fervor a las estrellas, para temer a la noche”. (Epitafio en la lápida mortuoria de dos astrónomos aficionados)



En el Laboratorio de Geología Planetaria del Centro de Astrobiología se están actualmente

estudiando distintas fases minerales (entre ellas varios compuestos de carbono) encontradas en meteoritos asteroidales (condritas carbonáceas y ordinarias y mesosideritos) y planetarios (meteoritos de Marte: Nakhla).

En este contexto, la comparación espectral (NIR-CL) de dichos compuestos con los que

pudieran formar parte de las partículas de los cometas en este caso a través del estudio de las Leonidas, puede aportar nuevos datos no sólo para intentar explicar el origen de la vida en nuestro planeta, sino también para profundizar en su papel en relación con la exploración astrobiológica fuera de la Tierra.

Por el momento una serie de compuesto de carbono se han detectado en meteoritos y

cometas:

METEORITOS: hidrocarburos, ácidos monocarboxílicos, alcoholes primarios, ketonas, etc, aminoácidos y carbonatos, etc. COMETAS: H, C, O, CN, CH, OH, H2O+, CN+, CH+, OH+, N2+, CO+, CO2+ y moléculas orgánicas complejas tales como CH3CN, H2CO y HCO

También es importante tener en cuenta que: a) la sonda GIOTTO, en su estudio del cometa Halley pudo obtener registros espectrales de partículas de polvo. La mayoría de ellas tenían una composición carbonácea, lo que justificó la denominación de material “CHON” a partir de la interpretación de sus composiciones elementales. b) huellas de materia orgánica se detectaron en 1999 en la estela de una “fireball” de las Leónidas a 55 km de altitud (Fig.1).

c) Estudios experimentales recientes llevados a cabo en la Universidad de Washington indican que, a pesar del calentamiento de IDPs y micrometeoritos a alrededor de 1500ºC, determinados compuestos de carbono sobreviven. d) La presencia de fullerenos fue descubierta en 1999, precisamente en el meteorito de Allende (uno de los que estamos actualmente estudiando).

Figura 1: Huellas de posible material orgánico se detectaron en la estela de un meteoro en

1999



23

54

OBJETIVOS Los principales objetivos del proyecto que forma parte de la misión en la que se ha participado por primera vez son:

1) Confirmar la existencia de compuestos de carbono en la lluvia de las Leónidas 2) Comparar los resultados espectrales

del NIR-CL con otros de meteoritos y partículas de áreas de impacto meteorítico.

3) Detectar otros elementos químicos (y

compuestos) que pudieran acompañar al carbono, durante la ablación de las partículas cometarias, en el rango de la longitud de onda escogida.

Se utilizó el siguiente equipo (Fig.2),

totalmente diseñado en el Laboratorio de Robótica y Exploración Planetaria del CAB: (1) Cámara refrigerada SPH5; (2) objetivo AF-S NIKKOR 300 mm f/2,8D ED-IF II; (3) grating, y (4) otros elementos Agradecimientos Al Centro de Astrobiología, en especial a su director, Prof. Juan Pérez Mercader, y a los otros dos miembros participantes en la misión: Javier Martín y Patrick McGuire.

Figura 2: Equipo del Centro de Astrobiología utilizado en la misión NASA/SETI para el estudio de las

Leonidas 2002


Capítulo13 Página- 1 -

Marte como laboratorio para las Ciencias Planetarias

Francisco Anguita Virella Facultad de Ciencias Geológicas

Universidad Complutense [email protected]



“La duda es la llave del conocimiento”.

Proverbio persa



La exploración robótica de Marte en el último tercio del siglo XX ha dejado como

balance un conjunto millonario en datos de detalle y casi igualmente rico en incógnitas de peso. Estas preguntas no son sólo esenciales para entender la evolución de Marte, sino también claves para entender la evolución de nuestro propio planeta, y del Sistema Solar en su conjunto. Las principales son:

1. ¿Son las glaciaciones (Figura 1) acontecimientos causados por la evolución solar, o

por la de cada planeta en particular? 2. ¿Es la tectónica de placas un régimen dinámico exclusivo de la Tierra, o por el

contrario un peaje térmico obligatorio para todos los planetas? En el primer caso, ¿cómo explicar los espectaculares rasgos compresivos (Figura 2) formados recientemente en Marte?

3. ¿Existen en Marte minerales distintos a los de la Tierra? ¿Quizá peróxidos? 4. ¿Qué rocas sedimentarias existen en Marte? En particular, ¿habrá carbonatos? 5. ¿Por qué los magmas marcianos son más fluidos que los terrestres (en otras

palabras, ¿por qué sólo hay volcanes en escudo?).

6. ¿Cuál es el estado térmico del interior? La inexistencia de un campo magnético parece indicar un núcleo frío, pero el persistente vulcanismo señala en cambio un manto caliente. ¿Es Marte un planeta vivo desde el punto de vista de la actividad interna?

7. ¿Qué origen tiene el escalón que separa las tierras altas y bajas (Figura 3)? ¿Es el

límite de una cuenca de impacto, el borde de una paleoplaca litosférica, o algo totalmente distinto?

8. Si Fobos y Deimos son (como parece indicar su albedo) asteroides carbonáceos

capturados, la exploración de Marte incluye un billete gratis a la zona lejana del cinturón de asteroides.

9. Por último, la pregunta que nos llevará a Marte: ¿Hay una sola biosfera en el

Sistema Solar? En caso afirmativo, ¿por qué? ¿Qué tiene –o tuvo- la Tierra de especial?

Además de estas incógnitas concretas, existen varios argumentos generales no menos

interesantes:

- Marte es el único planeta donde existen rocas abundantes de todas las épocas de la historia del Sistema Solar (Figura 4). Se ha dicho que los cometas son piedras de Rosetta del sistema, pero lo cierto es que este honor le cabe a Marte: los cometas son fósiles de la nebulosa protoplanetaria, pero no nos dicen nada sobre la evolución de ésta; en cambio Marte, con rocas casi tan antiguas como los propios cometas (el meteorito ALH84001, por



ejemplo), las sigue produciendo aún hoy. Marte es el sueño de un estratígrafo: un calendario completo, desde el 1 de enero hasta hoy. - Marte es el cuerpo perfecto para estudiar Planetología comparada, ya que se parecía a la Tierra en su origen, pero evolucionó después por un camino totalmente distinto: un ejemplo paradigmático del concepto de Cambio Global. Por ello, aspectos mal comprendidos de la evolución de la Tierra (como el origen de las glaciaciones) podrían encontrar su solución en Marte. - Junto a Mercurio, Marte es el único planeta que al que, con la tecnología actual, podrían viajar tripulaciones humanas. Y, admitiendo que Mercurio guarda secretos de gran interés (por ejemplo, la posible existencia de hielo en cráteres polares), tenemos muchas más preguntas que formular a Marte, o a sus satélites. Y aunque en todas ellas podremos avanzar mediante exploración robótica, es difícil que las sondas nos den respuestas definitivas. - Marte es el lugar del Sistema Solar en el que seguramente se establecerán las primeras comunidades autosuficientes de seres humanos. Y, en un futuro mucho más lejano, el único planeta que quizá podría terraformarse con tecnología ya existente.

Figuras 1. Los casquetes polares de Marte y de la Tierra.



2. Crestas formadas por compresión. La ausencia en Marte de tectónica de placas obliga a buscar una explicación alternativa al origen de los esfuerzos tangenciales.

3. El escalón topográfico que separa las tierras altas y bajas de Marte tiene unos 5 km de desnivel por término medio.



4. Las edades de las rocas marcianas, terrestres y lunares. Mientras que los calendarios terrestre y lunar están desequilibrados (hacia los extremos reciente y antiguo, respectivamente), el de Marte presenta porcentajes parecidos de rocas antiguas y modernas.



Marte: el rompecabezas de su historia climática

Álvaro Márquez Departamento de Matemáticas,

Física aplicadas y Ciencias de la Naturaleza Universidad Juan Carlos [email protected]



“Con el conocimiento se acrecientan las dudas”.

Goethe.



Marte, el planeta rojo, ha excitado la imaginación de los hombres desde la antigüedad, y sin

duda una de las causas es que hemos descubierto que Marte es el planeta con un “medio ambiente” más similar al terrestre.

Un día de 24 horas, estaciones como las terrestres, una tenue atmósfera con blancas

nubes y tormentas de polvo, y dos blancos casquetes polares que crecen en invierno, son todas características marcianas observables con un telescopio y que hacen de Marte un mundo muy “cercano” al nuestro. De hecho hasta la década de 1950 se pensaba que los cambios estacionales de color que se observan en la superficie marciana eran debidos a su vegetación. Las misiones espaciales a Marte de los años 60 y 70 cambiaron radicalmente nuestra visión del clima actual de Marte, mostrándonos un planeta desierto provisto de una tenue atmósfera de CO2 con unas presiones y temperaturas tan bajas que hacen casi imposible la existencia de agua líquida en la superficie. Pero a cambio, estas misiones nos mostraron las pistas de uno de los problemas científicos más fascinantes de la planetología actual: el rompecabezas de la evolución climática de Marte.

Los datos e imágenes enviadas por las misiones Mariner 9 y Viking 1-2, junto con las más

recientes de la Mars Global Surveyor y la 2001 Mars Odyssey, nos han mostrado que la geología marciana es una de las más completas del Sistema Solar, con terrenos craterizados, volcanes, cañones, etc. Pero quizás lo más interesante, es que existen múltiples posibles evidencias geológicas de cambio climático en el registro marciano. La interpretación de todas ellas es discutida, y en algunos casos muy polémica.

En los terrenos antiguos craterizados de Marte aparecen las evidencias geológicas probablemente más fuertes encontradas sobre un posible clima distinto en el pasado marciano. Son los denominados canales de escorrentía. Se trata de formas geológicas que recuerdan a las redes de drenaje terrestres formadas por la acción erosiva de los ríos, con sus sistemas de afluentes, meandros y desembocaduras. Todo esto indicaría que estos canales se formaron por la circulación de agua líquida sobre la superficie de manera continua, erosionándola. Ello parece implicar un clima distinto con una atmósfera más densa que permitiría la estabilidad del agua en la superficie marciana. Como la gran mayoría de estos canales aparecen en los terrenos craterizados antiguos, la conclusión más lógica es pensar que los propios canales son muy antiguos y que por tanto la época de clima “benigno” evidenciada por los canales de escorrentía tuvo lugar al inicio de la historia del planeta. La solución lógica está en suponer que la atmósfera marciana antigua era más densa que la actual, lo que provocaría un mayor efecto invernadero que subiría la temperatura.

Pero los cálculos que se han realizado para ver cuanto CO2 sería necesario en esa atmósfera marciana inicial para permitir la existencia de agua líquida superficial, muestran que cuando la cantidad de CO2 en la atmósfera sube por encima de unos 2.5 bares éste comienza a condensar, por lo cual no es posible generar densas atmósferas en Marte sólo con CO2.

Esta atmósfera, con la luminosidad solar calculada para la época, provocaría una temperatura

superficial de sólo 220 K, muy por debajo de la zona de estabilidad del agua líquida. Por tanto, las evidencias geológicas parecen hablar de un Marte inicial con un clima más templado que



permitiera la existencia de agua líquida, mientras que los modelos atmosféricos nos muestran que no es posible alcanzar esas temperaturas en presencia del joven Sol débil. La solución a este problema es uno de los grandes debates actuales en la paleoclimatología de Marte y actualmente está lejos de alcanzarse el acuerdo entre los investigadores sobre este problema.

Todos los “matices” geológicos son clave en este debate, y así una observación más atenta de las características de los canales de escorrentía, muestra que existen diferencias significativas con respecto a las típicas redes de drenaje terrestres: por ejemplo, la densidad de afluentes en los canales marcianos es mucho menor que en las redes terrestres. Esto ha llevado a muchos investigadores a proponer que estos canales se han formado sobre todo por la salida de aguas subterráneas a la superficie socavándola. Sin embargo, para que se generen por este mecanismo redes tan largas como las marcianas parece necesario una recarga continua del acuífero. Si a esto añadimos que los cráteres de los terrenos antiguos aparecen mucho más erosionados que los de los terrenos más recientes, tenemos evidencias para pensar en un Marte inicial con una atmósfera más densa que la actual (aunque quizás no lo suficiente para permitir agua líquida estable durante mucho tiempo), que provocaba una mayor erosión, y algún mecanismo atmosférico (aún poco claro) de recarga de los acuíferos, que “descargaban” puntualmente agua a la superficie erosionándola y formando los canales.

Pero la evidencia más espectacular de la existencia de agua líquida sobre la superficie de Marte no está en los terrenos antiguos, sino que proviene de los más jóvenes “canales de desbordamiento”. Éstos son grandes estructuras con claras evidencias de flujo que tienen decenas de kilómetros de ancho y cientos de kilómetros de largo, que comienzan de forma abrupta a partir de formas de colapso del terreno. Esto, junto con sus enormes dimensiones y las estructuras de flujo que presentan, apuntan a un origen relacionado con flujos catastróficos e instantáneos de agua almacenada en el subsuelo (en el acuífero) y que sale a la superficie de forma brusca. Este origen catastrófico hace que estas formas no sean necesariamente indicadores de un clima distinto al actual, ya que se ha calculado que la gran cantidad de agua que fluye de forma catastrófica hace que estos flujos puedan darse bajo las condiciones climáticas actuales, probablemente con el agua circulando bajo una película superficial de hielo.

Pero a principios de los años 90 un grupo de investigadores llamó la atención sobre cómo podría afectar al clima de Marte la salida catastrófica a la superficie de Marte de las enormes cantidades de agua que transportaban los canales de desbordamiento. Gran parte de toda esta agua puesta en la superficie pasaría a la atmósfera por evaporación, lo que podría provocar un aumento importante de la presión atmosférica y la temperatura por el efecto invernadero del vapor de agua, liberando además el agua y CO2 helados que existen en el suelo marciano, disparando un cambio climático global que podría llegar a provocar la formación de un océano en las tierras bajas del hemisferio norte, junto con extensos casquetes polares. Los océanos se perderían posteriormente de manera poco clara, quizás por infiltración en el subsuelo, y el planeta volvería a un clima “similar” al actual.

Este proceso podría haberse repetido varias veces en la historia marciana. Como los canales

de desbordamiento poseen edades diversas, pero siempre más jóvenes que las de los terrenos craterizados antiguos, este modelo propone un comportamiento “espasmódico” del clima marciano posterior al fin del Gran Bombardeo Meteorítico: largas etapas de un clima frío y desértico como el actual, puntuadas por bruscos episodios de clima más cálido con existencia de grandes masas de agua en el hemisferio Norte.



Diversos investigadores han aportado posibles evidencias geológicas sobre la existencia de

estos océanos transitorios en el hemisferio Norte, junto con extensos casquetes polares. Estas evidencias son muy polémicas, ya que casi todas ellas se prestan a otras interpretaciones diferentes, lo que ha generado un importante debate en la comunidad científica sobre la existencia de este “Oceanus Borealis” marciano. Hay dos grupos principales de evidencias acerca de la posible existencia de un océano marciano: las geológicas y las topográficas. Topográficamente Marte posee dos hemisferios muy contrastados, con un Sur craterizado y alto y un Norte más joven y bajo. Los canales de desbordamiento desembocan todos en estas llanuras bajas del Norte, donde se ha propuesto que pudieron formar el océano. Los datos de topografía de precisión que ha enviado el altímetro MOLA de la misión Mars Global Surveyor, han mostrado dos características muy importantes de este hemisferio Norte: que la superficie es extremadamente plana, y que el límite con las tierras altas es una superficie equipotencial horizontal como podría esperarse de una línea de costa. En esta supuesta línea de costa marciana algunos investigadores han creído encontrar en las imágenes formas geológicas producidas en esas antiguas costas marcianas, aunque otro grupo de investigadores no está de acuerdo con esa interpretación y dice que en las nuevas imágenes de alta resolución no se observa nada parecido a formas costeras. El mismo desacuerdo aparece a la hora de interpretar posibles formas de terreno producidas por los supuestos casquetes glaciares más extensos. El debate sobre el antiguo océano marciano de las llanuras del Norte sigue abierto, aunque el argumento topográfico del límite horizontal ha convencido a gran parte de la comunidad científica.

Menos polémica ha sido la propuesta de que numerosos cráteres del Hemisferio Sur han podido albergar en su interior lagos helados que han dejado un interesante registro geológico con importantes sucesiones de capas sedimentarias. Sucesiones parecidas, aunque de mayor espesor, han sido descritas también en el interior de Valles Marineris, un gran cañón del ecuador marciano. El debate en estos casos se centra en el origen de estas capas, ya que se han propuesto medios sedimentarios alternativos al agua, y sobre todo en su edad. Mientras que algunos investigadores hacen una interpretación “clásica” de la escasez de cráteres en muchos de estos depósitos como signo de su juventud, otros han propuesto que se trata de depósitos antiguos exhumados recientemente. En cualquier caso, estas secuencias sedimentarias marcianas pueden poseer en su interior algunas de las claves del registro climático pasado de Marte.

Pero quizás los depósitos sedimentarios más interesantes y sorprendentes descubiertos son los que aparecen asociados a zonas con abundancia de hematites, un mineral (óxido de hierro) que sólo se forma en presencia de agua líquida. Pero el contexto geológico de estos depósitos, en una zona de tránsito entre los dos hemisferios hacen que su interpretación climática en estos momentos no esté nada clara.

En medio de estos debates sobre los posibles lagos y/o océanos episódicos “jóvenes” del hemisferio Norte marciano, en el año 2000 las imágenes de alta resolución de la sonda Mars Global Surveyor trajeron una nueva “pieza” inesperada a este rompecabezas: formas erosivas muy recientes en las paredes de cráteres y cañones aparentemente formadas por torrentes de agua. Estas “torrenteras” (imposibles de ver por su tamaño en las imágenes anteriores de las sondas Viking) han venido a enredar aún más el ya complejo rompecabezas de la historia climática marciana, ya que su morfología parece indicativa de la acción de agua líquida, y su “frescura” indica que son formas muy recientes. Casi todas ellas parecen formarse por la acción erosiva de agua que surge de unos niveles rocosos situados a unas pocas decenas de metros bajo



la superficie, los cuales afloran en las paredes de estos cráteres y cañones. Sin embargo, ya hemos comentado que el agua líquida es inestable en el Marte actual, y más en la zona donde han aparecido estas torrenteras, principalmente entre 30 y 60 S. En este área las presiones y temperaturas atmosféricas reinantes todo el año predicen que el agua debe estar congelada en el subsuelo hasta varios kilómetros de profundidad.

La sorpresa fue mayúscula entre la comunidad científica, que intenta encontrar solución a este enigma. Algunos han propuesto que el líquido que produce las formas erosivas no es agua, sino CO2 almacenado en el subsuelo.

Otros afirman que no es el agua subterránea la que forma las torrenteras sino el deshielo de

la nieve que se acumularía en invierno en esas laderas, las cuales están orientada preferentemente hacia el lado Sur, el más frío. Otros, en fin, proponen diferentes mecanismos que puedan hacer surgir “ocasionalmente” de forma más o menos explosiva cierta cantidad de agua del subsuelo (acuífero) que podría encontrarse líquida por motivos poco claros. Lo único que parece claro es que nadie se esperaba este descubrimiento, y nadie sabe de momento darle una explicación satisfactoria ni aclarar su posible significado climático.



Inundaciones catastróficas en Marte y sus análogos Terrestres

Gerardo Benito Ferrández

CSIC-Centro de Ciencias Medioambientales Madrid



“Para la Hormiga, es rocío es una inundación”.

Proverbio Sánscrito



INTRODUCCIÓN

La historia del agua en Marte continúa siendo una asignatura incompleta. La atmósfera

marciana contiene sólo una cantidad pequeña de agua, y el agua líquida resulta inestable en la superficie, y sólo se ha detectado hielo en las zonas polares. Sin embargo, Marte muestra numerosas formas de erosión y acumulación que evidencian la presencia de flujos de agua en superficie. La presencia de estas formas debidas al flujo de agua constituye para algunos investigadores la principal prueba de que Marte ha sufrido importantes cambios en clima.

Las primeras observaciones sobre formas acanaladas en Marte se remontan al siglo XIX,

donde diversos mapas incluían unas formas lineares conocidas como canali. Perival Lowell describió algunos de estos canali, planteando la posibilidad de que se debieran a civilizaciones más avanzadas y construidas progresivamente como respuesta a la desecación del planeta. Las fotografías obtenidas en la Misión Mariner 9 (1971) concluyeron que tales canali descritos anterioremente no existían y que las especulaciones al respecto eran fruto de la imaginación de los observadores. Sin embargo, esta misión reveló la diversidad geológica de Marte y que conocemos en la actualidad, incluyendo la presencia de profundos cañones y canales secos, en los que el agua ha jugado un papel predominante.

En esta presentación se pretende presentar algunos ejemplos de formas y canales presentes

en la superficie de Marte, y formadas por inundaciones catastróficas. Dado que las excursiones a Marte resultan a fecha de hoy imposibles, se presentarán algunos de los ejemplos más representativos de inundaciones catastróficas en la Tierra. Estas inundaciones terrestres presentan morfologías similares a las que podemos encontran en Marte, y en muchos casos se han utilizado como análogos para explicar su relación con flujos de agua.

La reconstrucción de los caudales asociados a estas inundaciones catastróficas forma parte de la hidrología de palecrecidas. El método se basa en identificar las indicadores de nivel de agua durante las avenidas y a partir de allí, teniendo en cuenta la geometría del canal, realizar los cálculos hidrológicos necesarios para estimar los caudales máximos. Entre las evidencias indirectas de paleonivel de avenida más comunmente usadas se incluyen sedimentos y morfologías de erosión. Estos indicadores de altura del agua durante la inundación pueden correlacionarse a lo largo de tramos de canales fluviales para definir los niveles máximos de inundación. Los avances recientes en modelización de flujo en canales abiertos y de técnicas geocronologicas de datación permiten realizar evaluaciones relativamente exactas de las magnitudes y edades de paleoinundaciones en canales resistentes a la erosión.



GRANDES INUNDACIONES EN MARTE

El término canales de desbordamiento (outflow channels) fue acuñado por Sharp y Malin en 1975 para describir formas de grandes canales, desde kilómetros hasta decenas de kilómetros de anchura, que desde su origen presentaban un tamaño considerable. En estos sistemas, los canales afluentes son raros pero igualmente se puede observar una jerarquización de la red aguas abajo. Los canales de desbordamiento presentan formas en sus fondos, paredes sinuosas modeladas por flujos, y tienden a ser más profundos cerca de su origen que aguas abajo. Algunas morfologías incluyen erosiones longitudinales, cataratas en canales internos, y zonas de erosión por desplacamiento.

Canales de desbordamiento en el entorno de la cuenca Chryse-Acidalia Los canales de desbordamiento se localizan en cuatro zonas principales(Carr, 1996; Baker,

1978): en el entorno de la cuenca Chryse-Acidalia, centrada en 20N, 45W; en Elysium Planitia, centrada alrededor de 30N, 230W; en la parte este de la cuenca de Hellas, cerca de 40S, 270W; y a lo largo de los margenes oeste y sur de Amazonis Planitia, centrada en 20N, 160W.

Aunque menos evidentes, los polos marcianos tambien presentan morfologías en canales,

denominados chasma, cuyos rasgos que apuntan a una generación por flujo catastrófico de agua. Chasma Boreale Chasma Boreale (80-85 de latitud y 0-70 de longitud) constituye el mayor reentrante del

polo norte marciano y aparece excavado en sedimentos glaciares (depósitos estratificados polares), que cubren Planum Boreum. Este Chasma presenta una forma triangular de 6000 km de longitud, con unca cabecera bien delimitada de 55 km de anchura y una zona distal que supera los 450 km de anchura. El origen de estos chasmas se ha atribuido a un origen eólico, para ciertos



rasgos presentes en el interior de los Chasmas polares, tanto lineaciones como dunas (Cutts, 1973; Thomas y Weitz, 1989). Otras hipótesis apunta a un origen fluvial, donde el agua se generaría por fusión en el interior de casquete marciano (Wallace y Sagan, 1979; Clifford, 1980; 1987). Recientemente, esta segunda hipótesis ha ido tomando peso al reconocerse numerosos formas superficiales debidas a flujos y que justifican el posible drenaje catastrófico de lagos subglaciares (Benito et al., 1997).

La interpretación genética de Chasma Boreale se ha basado por un lado, en el análisis

individual y en el contexto regional de las formas y, por otro, en la comparación de las mismas con modelos terrestres y marcianos. La megageomorfología de Chasma Boreale

Es comparable con sistemas morfogenéticos fluviales descritos en la Tierra a diferentes

escalas. Chasma Boreale presenta gran similitud en los parámetros de valle con los descritos en modelizaciones de laboratorio y ejemplo de redes terrestres creadas por procesos de sapping o zapa (Baker, 1990). Estos procesos con surgencia de aguas subterráneas en la base de un escarpe producirian un retroceso del mismo, manteniendo las paredes verticalizadas y con bifurcación de la cabecera como se observa en Chasma Boreale.

Chasma Boreale y secciones topográficas realizadas por el Mars Orbiter laser altimeter (MOLA).

Aguas abajo de la zona de sapping, el flujo seria el responsable de la incisión del canal, que

se desarrolla tanto sobre los depósitos estrati6cados como sobre el pitted terrain. En los depósitos estratificados los canales desarrollados son similares a los canales móviles (outflow channels) principalmente descritos en las zonas ecuatoriales de Marte (Baker y Kochel, 1979). Presentan el aspecto tipico de una red anastomosada generada con canales de limites difusos,



flujo caótico, desarrollo de surcos de erosión., colinas fusiformes y carencia de afluentes. La principal diferencia entre Chasma Boreale y los canales ecuatoriales está en el tamaño de los mismos, puesto que estos últimos son unas 60 veces más cortos, no pasando de 10 Km de longitud.

En los pitted terrains los canales son similares a las redes de valles secos (dry valleys) de zonas ecuatoriales desarrollados sobre terrenos antiguos craterizados y alomados (ancient hilly cratered terrain). El tipo y grado de desarrollo de la red depende de la energia del flujo y la energia o composición del sustrato. Los depósitos estratiñcados probablemente permitirian un fácil modelado y se alcanzaria un rápido equilibrio entre la energía o capacidad erosiva del flujo, y la resistencia del sustrato a la erosión. Por su parte los pitted terrain ofrecerian mayor resistencia a la erosión favoreciendo el encajamiento y la jerarquización de la red.

Existen diversos trabajos que señalan a los procesos de sapping como principales responsables de la generación de canales en zonas ecuatoriales. Nirgal Vallis es un posible ejemplo de valle marciano generado por sapping (Milton 1973; Pieri, 1980). Esta interpretación genética implicaria según el Mars Channel Working Group (1983), la necesidad de un ciclo hidrológico activo para mantener el caudal del manantial, en la cabecera de los valles. La recarga necesaria se suministraría por medio de precipitaciones durante un episodia o fase climática de Marte muy diferente a la actual.

El origen de formas como Ravi Vallis, se atribuye a la liberación catastrófica de aguas

subterráneas. Esta podria estar producida por la existencia de puntos calientes o fracturas. Las formas resultantes son comparables a las de la cabecera de Chasma Boreale con diferencias posiblemente debidas a la diferencia de entorno geológico (Clifford, 1980). En el caso que nos ocupa la energía necesaria para estos procesos provendrían de sistemas hidrotermales relacionados con impactos o más probablemente con vulcanismo.

La estimación de las características y mangitud del flujo se realizó utilizando la topografía

del Mars Digital Model data. Las principales incertidumbres de este modelo son la elevación alcanzada por el flujo y la escasa precisión de la topografía que produce imprecisión en los datos de pendiente y geometría de las secciones. Sugún estas estimaciones la velocidades oscilaron entre 5 y 74 m s-1, mientras que los caudales resultantes estarían entre 0.8 108 y 1403 108. El rango alto de valores se aproximaría a los obtenidos por Robinson and Tanaka (1990) y Komatsu y Baker (1997) para Kasei and Ares Vallis.

Chasma Australe Chasma Australe constituye el principal forma del polo sur marciano, consituyendo un

reentrante excavado en los depósitos estratificados polares (PLD). Este canyon presenta 500 km de longitud, entre 20 y 80 km de anchura, y hasta 1000 m de profundidad, que se inicia a



unos 270 km del polo sur y que muestra una dirección general norte. En su forma general presenta una forma curvada de unos 40º hacia el oeste, pero su margenes, especialmente el margen este, es rectilíneo en secciones de hasta 180 km de longitud. Los surcos característicos del los PLD en las zonas polares aparecen cortados por el chasma, mientras que las unidades Hdu y Dorsa Argentea de Tanaka y Scott (1987) se encuentran localizadas en el fondo de Chasma. Al igual que Chasma Boreale, este Chasma Australe se le ha atribuido un origen eólico, y mas recientemente un origen debida a flujo catastrófico (Anguita et al., 2000).

Anguita et al. (2000) señalan la presencia de numerosas formas debidas a la acción de un

flujo catastrófico. Su coincidencia con una de las direcciones de fracturación dominantes de esta zona apuntan a una géneses del flujo de desbordamiento precedida de uan intensa actividad tectónica inducida por procesos de sapping. Los indicadores en favor del flujo catastrófico se pueden resumir en:

- Cabecera con forma en herradura - Presencia de una depresión cerrada debajo del escarpe de cabecera - Una sección estrecha en el tramo superior, característica de procesos de

retroceso de cataratas - Diversos ejemplos de formas en colinas y depresesiones en el fondo de Chasma. - Diferentes ejemplos de sedimentación en zonas de torbellinos, a sotavento de

obstaculos y de retroceso de flujo. - Registro de canales de desbordamiento por encima de las paredes del valle. - Casos de cráteres con erosión diferencial

Localización de Chasma Australe

Las principales características del flujo capaz de producir este Chasma Australe tendría velocidades entre 30 y 50 m s-1 y caudales entre 7 108 y 3 109 m3 s-1. Estos valores son similares a los estimados en canales de desbordamiento ecuatoriales (Smith et al., 1998).



GRANDES INUNDACIONES TERRESTRES

Las formas, procesos y magnitudes de caudal descritos para Marte pueden parecen distar mucho de las crecidas terrestres, incluso aquellas producidas en grandes ríos como el Amazonas (caudales punta de unos 100.000 m3 s-1). A escala geológica, y mas concretamente hace unos 20.000 años, se produjeron una serie de inundaciones catastróficas que por las consecuencias geomorfológicas y magnitudes de los caudales se acercan a las inundaciones marcianas. Estas inundaciones, las más grandes conocidas en la historia de la tierra, van a servir de ilustración del papel de los eventos extraordinarios en la modificación de los sistemas fluviales y del modelado a gran escala. Asímismo, se abordarán las bases de la metodología utilizada en la reconstrucción paleohidrológica de inundaciones y la cuantificación mediante parámetros físicos de la energía asociada al desarrollo de morfologías erosivas y acumulativas en canales rocosos. La formación de lagos temporales y la generación de grandes inundaciones (jökulhlaups) por rotura de las presas de hielo, podría ser un fenómeno relativamente frecuente al final de la última glaciación en aquellos ríos que drenaron los principales casquetes glaciares de Norteamérica, Europa y Asia (Dawson, 1992). Estas inundaciones catastróficas, desigualmente estudiadas, causaron importantes modificaciones en las redes de drenaje y el modelado de determinadas zonas.

La excepcional magnitud de las inundaciones producidas por agua procedentes del Lago Missoula (Montana) y que arrasaron alrededor de 40.000 km2 protagonizaron una de las grandes polémicas en la historia de la Geomorfología (Baker, 1987). La controversia creada desde los años 20 por la teoría de Harlen Bretz (1923; 1925; 1929) rompió con los moldes del más estricto uniformitarismo, y su interés sirvió para impulsar la aplicación de métodos hidrológicos en la cuantificación de las inundaciones (Costa, 1987).

Las inundaciones del Lago Missoula El Lago Missoula, localizado en Montana (NW de EEUU), se generó durante el último glacial

como resultado del avance hacia el sur de los casquetes de hielo Cordilleranos, que llegaron a taponar un sector de la red de drenaje principal (Fig. 4). Esta barrera de hielo en su máximo

desarrollo represó un volumen de agua de 2100 km3, la mitad del volumen del actual lago

Michigan, con una extensión de 8000 km2, y alcanzó los 600 m de profundidad (más de dos veces la profundidad del Lago Superior) (Pardee, 1942).



Localización del

Lago Missoula y zona inundada durante su rotura en el Pleistoceno Superior

El avance y retroceso del Casquete Glacial Cordillerano permitió en repetidas ocasiones

la rotura de la masa de hielo que contenía el Lago Missoula, cuyo drenaje catastrófico (jökulhlaups) se realizó hacia el Columbia Plateau. En esta zona, la inundación produjo una

red de canales anastomosados que ocuparon una extensión de 40.000 km2 y una anchura de 120 km (Bretz, et al., 1956; Bretz, 1969 y Baker y Komar, 1987; Benito y O'Connor, 1991; 2003). Las características litológicas del Columbia Plateau, constituído principalmente por basaltos miocenos cubiertos por depósitos eólicos cuaternarios, determinaron la formación de una rica gama de morfologías de erosión y sedimentación asociadas a diferentes estadios de energía del flujo (Baker, 1973; Baker y Nummendal, 1978).

Formas erosivas Las morfologías erosivas dejadas por la inundación pueden ordenarse de menor a mayor

energía desde la formación de colinas de loess con formas aerodinámicas alargadas en la dirección del flujo, erosión del loess y exposición del basalto, erosión del basalto con formación de una topografía de mesas y depresiones y, finalmente la formación de canales excavados en el basalto que se produjeron por el retroceso de grandes cataratas (Baker, 1973; Benito, 1997) . Estas morfologías constituyen buenos indicadores de las áreas sumergidas e indica de forma clara la altura mínima de la inundación. Asímismo existen otras formas erosivas que reflejan el nivel de inundación, como son las líneas de erosión que separan de forma neta áreas donde se mantiene el loess intacto y zonas donde ha sido barrido por el flujo.

Formas acumulativas El estudio morfológico y sedimentológico de las formas acumulativas permite

establecer el número de inundaciones catastróficas, su cronología y los niveles mínimos del flujo durante la inundación (Waitt, 1980; Baker y Bunker, 1985). Las principales



acumulaciones presentan morfologías de barras gigantes, constituidas por bloques y gravas transportados tanto en tracción como en suspensión, algunas de las cuales pueden pasar lateralmente a sedimentos finos acumulados en áreas de baja energía o de flujo inefectivo denominados "slackwater deposits".

Barras Las barras constituyen indicadores de caudal mínimo (Baker, 1973; Baker y Nummendal,

1978; Benito y O'Connor, 2003) y pueden agruparse de acuerdo con las condiciones hidraúlicas que las produjeron en:

a) Barras longitudinales (localizadas en el canal principal).

b) Barras en protuberancias (a sotavento de afloramientos rocosos resistentes).

c) Barras en expansión (en áreas donde el flujo vierte desde el canal principal, a través de divisorias, hacia otros valles adyacentes).

d) Barras en toberllinos (emplazadas en zonas de reducción de la velocidad del flujo, principalmente en la embocadura de valles afluentes).

Las barras longitudinales se localizan en áreas de deceleración de flujo dentro del canal principal, tales como expansiones o bifurcaciones del canal. Los sedimentos que constituyen estas barras reflejan la carga de fondo transportada por el flujo, principalmente bloques y gravas. La presencia en superficie de trenes de ripples indica el rápido descenso del nivel de la inundación que impiden el remodelado durante los estadios decadentes de la inundación.

Las barras en protuberancias se generan por la decelaración del flujo a sotavento de relieves resistentes a la acción erosiva del flujo. Los depósitos están constituídos por una mezcla de las carga de fondo y suspensión con estructuras masiva y de estratificación cruzada.

El derrame de agua y sedimentos desde el canal principal hacia otros valles a través de divisorias genera la acumulación de barras con morfologías tipo delta o en expansión. Las implicaciones de estas barras desde el punto de vista paleohidrológico son importantes y ha sido utiliada con éxito por Benito y O'Connor (2003) para determinar el número, magnitud y frecuencia de las principales inundaciones del Lago Missoula. Estas divisorias constituyen un nivel discriminante o nivel de censura de caudal, de tal forma que únicamente las inundaciones con elevaciones de flujo por encima de dichas divisorias van a ser capaces de acumular sedimento sobre la barra en expansión. Por lo tanto, el número de unidades sedimentadas en la barra refleja el número de inundaciones de magnitud superior al



establecido por la altura de las divisorias. Las barras en expansión estan constituídas por gravas y arenas acarreadas por el canal principal como carga en suspensión y aparecen organizadas en foresets de estratificación cruzada, culminados por acumulaciones de arenas masivas.

En general, las acumulaciones que más se aproximan al nivel máximo alcanzado por el flujo son las barras en torbellinos, depositadas en áreas de separación de flujo desde el canal principal hacia zonas hidrológicamente inefectivas y, por tanto, de rápida deceleración y acumulación del material. Los materiales depositados en la barras en torbellinos están constituídos por gravillas y arenas organizados en cuerpos con grandes "foresets" de estratificación cruzada.

Depósitos de baja energía.

Muchas de las barras en torbellinos acumuladas en la embocadura de valles afluentes

pasan lateralmente a acumulaciones de material fino constituídos por limo y arena, con morfologías en terraza. Estos depósitos de baja energía presentan un caracter rítmico que comprende dos unidades. La inferior está constitída por un cuerpo de arena fina con estructuras de ripples de corriente y climbing ripples laminae-in-drift, indicando una paleocorriente dirigida hacia arriba del valle (Baker, 1973; Baker y Komar, 1987; Waitt, 1980). La unidad superior está formada por arena muy fina y limos con ripples indicando corriente hacia abajo del valle. En total se identifican en algunas zonas hasta cerca de 100 ritmitas que se han interpretado como debidas a un número equivalente de inundaciones (Waitt, 1980). Sin embargo, estas ritmitas se localizan en áreas de baja altitud, por lo que podrían haber sido emplazadas por inundaciones catastróficas de menor magnitud (Baker y Bunker, 1985). En la superficie superior de algunas de estas ritmitas puede identificarse huellas de exposición subaérea y dobletes de niveles de tephra o ceniza volcánica y vidrios correspondiente a la erupción del Mnt. St. Helens 'S' hace 13.000 años (Mullineaux et al., 1978; Waitt, 1985).

Bloques erráticos Quizás uno de los mejores indicadores geológicos de mínimo caudal punta los

constituyen los erráticos o bloques de naturaleza granítica que provienen de Canada y que fueron transportados flotando sobre bloques de hielo hasta zonas de baja energía (O'Connor y Baker, 1992). En estas zonas de estancamiento hidraúlico, los erráticos quedarían anclados y acumulados al descender la onda de crecida



Reconstrucción palehidrológica. Metodología El reconocimiento en campo de indicadores asociados a diferentes picos de avenida a lo

largo del canal analizado, el establecimento de sus relaciones y la datación de los depósitos nos proporciona la información necesaria para la reconstrucción paleohidrológica de las inundaciones. Conocida la altura del flujo durante el caudal punta, la exactitud en los cálculos de los parámetros hidrológicos depende posteriormente de los métodos utilizados en la elaboración de los datos. Son diversas las técnicas que se utilizan en la bibliografía para las determinaciones paleohidrológicas, como por ejemplo las fórmulas de Chezy y Manning para flujo uniforme, o el método de área-pendiente (Dalrymple y Benson, 1967).

Sin duda, la mayor exactitud en el cálculo del caudal y velocidad se consigue con los

métodos de paso estándar o "step-backwater" en canales abiertos (Chow, 1959; Shearman, 1976), al tener en cuenta las variaciones y pérdidas de energía del flujo de agua. El procedimiento de cálculo es de carácter iterativo de tipo prueba-error y se basan en la resolución de la ecuación de la energía en una dimensión derivado de la fórmula de Bernuilli para flujo estacionario gradualmente variado. Los datos requeridos son: 1: secciones transversales de canal; 2: distancia entre las secciones transversales. 3: régimen de flujo, 4: caudal a modelar, 5: elevación conocida o estimada de la superficie de agua en la primera sección, 6: valores de rugosidad 'n' de Manning y de coeficientes de expansión y contracción.

Los modelos de paso estándar han sido utilizados con éxito en la reconstrucción de

inundaciones catastróficas del Lago Missoula (O'Connor y Baker, 1992 y Benito y O'Connor, 1991; 2003) y del Lago Kuray (Baker et al., 1993).

Modelización Debido a que el procedimiento de cálculo se basa en una técnica iterativa del balance

energético entre dos secciones transversales, las determinaciones se simplifican mediante la utilización de ordenadores. La modelización puede realizarse mediente programas comerciales, entre los que destaca el modelo HEC-2 del U.S. Army Corps of Engineers. Las bases de este programa y su utilización pueden obternerse del manual del usuario publicado por el Hydrologic Engineering Center (1982), Feldman (1981) y en Bedient y Huber (1988) y su aplicación a estudios paleohidrológicos aparece explicada en O'Connor y Webb (1988).

En nuestro caso, las evidencias geológicas tanto erosivas como acumulativas

representan valores mínimos del nivel de inundación, ya que han sido emplazados o



generados por debajo de la superficie de agua. Por otro lado, existen una serie de indicadores tales como divisorias que no han sido cruzadas por el flujo o áreas no inundadas, que evidencian un nivel de inundación inferior a estas zonas. Otros indicadores como líneas de erosión deben de aproximarse a la altura del flujo durante el caudal punta. Los cálculos hidrológicos se realizaron en la garganta del río Columbia (Benito, 1997; Benito y O'Connor, 2003), donde podemos asegurar que la erosión de las inundaciones no produjo cambios sustanciales en las secciones del canal principal, tanto en el lecho como en las paredes.

Los valores de rugosidad de Manning "n" utilizados en la modelización fueron de 0.05

para el fondo del canal y de 0.07 para los margenes. El análisis de sensibilidad efectuado con diferentes valores de "n" reflejan tan sólo pequeñas variaciones en los resultados finales del caudal calculado. Los valores de los coeficientes de expansión y contracción utilizadas en la modelización fueron de 0.1 y 0.3. Estos valores permiten al modelo mantenerse dentro de un rango aceptable las variaciones de energía entre secciones transversales del canal, a la vez que tienen en cuenta los cambios de velocidad del flujo entre secciones.

Magnitud y frecuencia de las inundaciones del Lago Missoula. En la reconstrucción paleohidrológica se combian las evidencias geológicas del nivel de

la inundación y la superficie del flujo calculado mediante el modelo hidrológico. De esta manera, la superficie calculada debe encajar con el máximo número de evidencias geológicas de máximo caudal. En la garganta del río Columbia los indicadores de máximo nivel de inundación aparecen explicados en el modelo para una superficie de flujo

correspondiente a un caudal de 10 millones de m3/s. Por tener un punto de referencia conviene señalar que la mayor inundación registrada en el río Columbia y ocurrida en 1894

alcanzó los 35.000 m3/s, alrededor de 300 veces menos que la mayor inundación del Lago Missoula.

Las primeras dataciones reflejan un límite de edad máximo de 19.015 años BP para la

máxima inundación, y muy posiblemente se prudejeran hace 17-18.000 años, teniendo en cuenta la cronología de avance de los lóbulos del Caquete Cordillerano (Waitt and Thorson, 1983).



Características hidrológicas de algunas inundaciones catastróficas de la Tierra y

Marte. La mayor parte de las inundaciones tuvieron lugar hace unos 14.000 años y al menos

siete superaron los 3 millones de m3/s, aunque no existen evidencias de que alcanzaron los

5 millones de m3/s. Sin duda, el resto de las inudaciones hasta las 89 descritas por Waitt (1980; 1985), a partir del estudio de afloramientos de depósitos rítmicos de baja energía,

presentaron caudales punta inferiores a los 2 millones de m3/s. La última inundación se produjo hace 12.000 años y al igual que las anteriores su magnitud no rebasó los 2 millones

de m3/s.

Deglaciación e inundaciones en otras zonas de Norte América, Europa y Asia.

Diversas inundaciones catastróficas, aunque de menor magnitud que las del Lago Missoula, han sido descritas durante el último glacial en la cuenca de drenaje del sistema Mississippi-Missouri-Ohio, en el frente del Casquete Laurentide, al NE de Norteamérica. Las principales inundaciones fueron ocasionadas por el Lago Agassiz, calculándose caudales

punta de 1 millón de m3/s (Matsch, 1983). En los casquetes euroasiáticos las inundaciones provocadas por lagos proglaciares

también fueron relativamente frecuentes tanto por rebosamiento de agua deshielo a

Flood outburst Lake Volume

(km3)

Water depth

at Dam (m)

Peak Discharge

(m3 sec-1)

Flow duration

Chasma Australe, Mars

52-546 x 106

500 0.7-3 109 1735-4217 days

Kuray Flood, Siberia (Baker et al., 1993)

1000 600 18 x 106 30 hr

Largest MissouFlood(s) (O’Connor & Bake1992)

2184 635 17 x 106 70 hr

Bonneville Flood (O’Connor, 1993)

4750 108 1 x 106 2640 hr



través de divisorias, como por rotura de presas de hielo o jökulhlaups (Grosswald, 1980). Dentro de este segundo tipo, Baker et al., (1993) estudian las inundaciones del Lago Kuray, en las Montañas Altay en Siberia, donde se reconocen evidencias erosivas y acumulativas similares a las descritas en Norteamérica para el Lago Missoula, como por ejemplo barras, ripples gigantes y bloques erráticos. Estas inundaciones alcanzaron una magnitud de 18

millones de m3/s, ligeramente superior a los 17 millones de m3/s calculadas por O'Connor y Baker (1992) para el Lago Missoula cerca de la zona de rotura.

A partir de los datos geométricos que se disponen de las alturas de las presas y del

volumen de los lagos descritos, y comparándolos con datos de la hidrología de inundaciones producidas por rotura de presas artificiales y de jökulhlaups actuales se pueden inferir los mecanismos de rotura (Baker et al., 1993). Por un lado, tanto las inundaciones del Lago Missoula como las del Lago Kuray presentarían mecanismos de rotura de la presa de hielo similares a los presentados en presas artificiales, es decir con rotura y desague rápido. Por otro lado, las inundaciones descritas en relación con el Casquete Laurentide encajan con mecanismos de rotura lento con desagüe prolongado, iniciándose a través de túneles escavados en el hielo, tal y como ocurre en los actuales jökulhlaups.

BIBLIOGRAFÍA

Anguita, F., Babín, R., Benito, G., Gómez, D., Collado, A., Rice, J. (2000). Chasma Australe, Mars: Structural framework for a catastrophic outflow origin. Icarus 144, 302-312

Baker, V. R. 1990. Spring sapping and valley network development, Groundwater Geomorphology: the Role of Subsurface Water in Earth- Surface Processes and Landforms (C. G. Higgins and D. R. Coates, Eds.), pp. 235–265. Geol. Soc. Am. Spec. Pap. 252.

Baker, V. R., and R. C. Kochel 1979. Martian channel morphology: Maja and Kasei Valles. J. Geophys. Res. 84, 7961-7983.

Baker, V.R. (1973): Paleohydrology and sedimentology of Lake Missoula flooding eastern Washington. Geological Society of America Special Paper 144, 79 p.

Baker, V.R. (1978): The Spokane flood controversy and the martian outflow channels. Science, 202 (4373), 1249-1256.

Baker, V.R. (1987): Paleoflood hydrology and hydroclimatic change. in: The influence of climate change and climate variability on the hydrologic regime and water resources, (Proceedings of the Vancouver Symposium). Int. Assoc., Hydr. Sci. Publ. No. 168, p.123-132.

Baker, V.R. and Bunker, R.C. (1985): Cataclysmic late Pleistocene flooding from glacial Lake Missoula; A review: Quaternary Science Reviews, 4, 1-41.



Baker, V.R. and Komar, P.D., (1987): Cataclysmic flood processes and landforms. in: Baker, V.R., Greeley, R., Komar, P.D., Swanson, D.A. and Waitt, R.B.Jr., The Columbia and Snake River Plains. In: Graf, W.L., (Ed.), Geomorphic systems of North America. Geological Society of America, The geology of North America, Centennial Special Volume 2, 423-443.

Baker, V.R. and Nummedal, D. (1978): The Channeled Scabland. Planetary Geology Program, Washington, D.C., National Atmospheric and Space Administration, Office of Space Science, 186 pp.

Baker, V.R., Benito, G. and Rudoy, A. (1993): Paleohydrology of Late Pleistocene Superflooding, Altay Mountains, Siberia. Science, 259, 348-350.

Bedient, P. B. and Huber, C. (1988): Hydrology and floodplain analysis. Addison-Wesley Publishing Co., 452-478.

Benito, G. (1997): Energy expenditure and geomorphic work of the cataclysmic Missoula flooding in the Columbia River Gorge, USA. Earth Surface Processes and Landforms, 22, 457-472.

Benito, G. and O’Connor J.E. Number and size of last-glacial floods in the Columbia River valley between Pasco Basin Washington, and Portland, Oregon. Geological Society of America Bulletin, (en prensa) Ms. B25166R

Benito, G. and O'Connor, J.E. (1991): Hydraulics and geomorphic features of late Pleistocene Missoula flooding in the Columbia River Gorge. Geol. Soc. of America Abstract with Programs 23, No. 5, 207.

Benito, G., Mediavilla, F., Fernández, M., Márquez, A., Martínez, J. and Anguita, F. (1997). Chasma Boreale, Mars: A sapping and outflow channel with a tectono-thermal origin. Icarus, 129, 528-538.

Bretz, J.H. (1923): The Channeled Scabland of the Columbia Plateau. Journal of Geology, 31, 617-649.

Bretz, J.H., (1969): The Lake Missoula floods and the Channeled Scabland. Jour. Geology, 77, 505-543.

Bretz, J.H.; Smith, H.T.U., and Neff, G.E., (1956): Channeled Scabland of Washington; new data and interpretations. Geol. Soc. America Bull., 67, 957-1049.

Carr, M.H., (1996): Water on Mars. Oxford University Press, New York, 229 pp.

Clifford, S. M. (1980). Chasma Boreale (85ºN, 0ºW): Remnant of a martian jökulhlaup? Bull. Am. Astron. Soc. 12, 678.

Clifford, S. M. (1987). Polar basal melting on Mars. J. Geophys. Res. 92, 9135-9152.

Costa, J.E. (1987): A history of paleoflood hydrology in the United States, 1800-1970. in: Landa, E.R., and Ince, Simon, (Eds.), The history of hydrology: Washington, D.C. American Geophysical Union, 49-53.



Cutts, J. A. 1973. Wind erosion in the martian polar regions. J. Geophys. Res. 78, 4211-4221.

Chow, V.T. (1959): Open-channel hydraulics. New York, McGraw-Hill, 680p. Dalrymple, T. and Benson, M.A. (1967): Measurement of peak discharge by the

slope-area method. Tech. Water Resources Research Division (U.S. Geological Survey), Book 3, Ch.A-2, 1-12.

Dawson, A.G. (1992): Ice Age Earth. Late Quaternary Geology and Climate. Routledge, Chapman and Hall Inc. 293p.

Feldman, A.D. (1981): HEC models for water resources system simulations. Theory and experiences. Advances in Hydrosciences, 12, 297-423.

Grosswald, M.G. (1980): Late Weichselian Ice Sheet in Northern Eurasia. Quaternary Research, 13, 1-32.

Hydrologic Engineering Center (1985): HEC-2 water surface profiles users manual. The Hydrologic Engineering Center (US Army Corps of Engineers), Davis, California, 37p.

Komatsu, G. and Baker, V.R. (1997): Paleohydrology and flood geomorphology of Ares Vallis. J. Geophys. Res., 102; 4151-4160.

Mars Channel Working Group 1983. Channels and valleys on Mars. Geol. Soc. Am. Bull. 94, 1035–1054.

Matsch, C.L. (1983): River Warren, the southern outlet to Glacial Lake Agassiz. in: J.T. Teller and L. Clayton (Eds.). Glacial Lake Agassiz, Geological Association of Canada Special Paper 26, 231-244.

Milton, D. J. 1973. Water and processes of degradation in the martian landscape. J. Geophys. Res. 78, 4037–4047.

Mullineaux, D.R.; Wilcox, R.E.; Ebaugh, W.F.; Fryxell, R., and Rubin, M. (1978): Age of the last major scabland flood of eastern Washington. Quaternary Research, v. 10, p. 171-180.

O'Connor, J.E. and Baker, R.V. (1992): Peak discharges from Glacial Lake Missoula- Magnitudes and implications. Geol. Soc. America Bull. 104, 267-279.

O'Connor, J.E., Webb, R.H. (1988): Hydraulic modelling for paleoflood analysis. in: Baker, V.R., Kochel, R.C., and Patton, P.C., (Eds.), Flood geomorphology. John Wiley, New York. 393-402..

Pardee, J.T., (1942): Unusual currents in glacial Lake Missoula, Montana.Geol. Soc. America Bull., 53, 1569-1599.

Pieri, D. C. 1976. Martian channels: Distribution of small channels in the martian surface. Icarus 27, 25–50.

Robinson, M. S., and K. L. Tanaka 1990. Magnitude of a catastrophic flood event at Kasei Valles, Mars. Geology 18, 902–905.

Sharp, R.P. y Malin, M.C. (1975): Channels on Mars. Geol. Soc. Am. Bull., 86, 593-609.



Shearman, J.O. (1976): Computer applications for step-backwater and floodway analysis. Geol. Surv. Open-File Report (U.S.). 76-499.

Smith, D. E., M. T. Zuber,H.W. Frey, J. B. Garvin, J.W. Head, D. O. Muhleman, G. H. Pettengill, R. J. Phillips, S. C. Solomon, H. J. Zwally, W. B. Banerdt, and T. C. Duxbury (1998): Topography of the Northern Hemisphere of Mars from the Mars Orbiter Laser Altimeter. Science 279, 1686–1692.

Tanaka, K. L., and D. H. Scott 1987. Geologic Map of the Polar Regions of Mars, Map 1-1802-C, U. S. Geol. Surv., Dept. of the Interior, Washington, D. C.

Thomas, P., and C. Weitz 1989. Sand dune materials and polar layered deposits on Mars. Icarus 81, 185-215.

Waitt, R. B., Jr, (1985): Case for periodic, colossal jökulhlaups from Pleistocene glacial Lake Missoula. Geological Society American Bulletin, v. 96p. 1271-1286.

Waitt, R.B. (1980): About forty last glacial Lake Missoula jökulhlaups through southern Washington. Journal of Geology, 88, 653-679.

Waitt, R.B. Jr., and Thorson, R.M. (1983): The Cordilleran Ice Sheet in Washington, Idaho, and Montana. in: Late Pleistocene Environments. S.C. Porter (Ed.), in: Late Quaternary Environments of United States. H.E. Wright, Jr. (Ed. general Ed.), 53-70. Univ. of Minnesota Press, Minneapolis.

Wallace, D., and C. Sagan 1979. Evaporation of ice in planetary atmospheres: Ice-covered rivers on Mars. Icarus 39, 385-400.



Geología Planetaria de ambientes extremos terrestres. Base fundamental en el estudio

astrobiológico del Sistema Solar.

David Fernández Remolar Centro de Astrobiología




“Los locos abren los caminos que mas tarde recorren los sabios”.

Carlo Dossi



Introducción

La exploración astrobiológica del Sistema Solar requiere la identificación de ciertos hábitats planetarios cuyo balance energético sea favorable para albergar Vida. Esta afirmación plantea problemas metodológicos que emergen de la definición de Vida bajo un modelo terrestre que se basa en la utilización del agua como matriz de transporte de materia y energía entre el medio externo y los microorganismos. En cualquier caso, y hasta que no se tengan modelos extraterrestres, la gran diversidad metabólica de las formas de vida terrestres sugiere su aplicación como sistemas vivientes válidos que pueden ser utilizados para la localización de vida dentro y fuera del Sistema Solar. Por lo tanto, suponiendo que los requerimientos energéticos y ambientales de los hipotéticos organismos no terrestres fueran semejantes a los terrestres, es igualmente válido definir aquellos hábitats que ocupan en la Tierra. Sin embargo, la comparación de modelos terrestres con hábitats planetarios explorados por sondas planetarias en el Sistema Solar indican que los modelos terrestres más apropiados se corresponden con ambientes extremos, en los que las condiciones ambientales físicas y químicas resultan inhabitables para muchas de los organismos terrestres. Bajo esta hipótesis de trabajo, se van a presentar una serie de ambientes terrestres localizados en la Península Ibérica de gran importancia para comprender algunos procesos hidrológicos, minerales y biológicos que permitan inferir la presencia de vida actual o pasada en dos cuerpos planetarios del Sistema Solar: Marte y Europa.

Características de análogos planetarios. Localización de análogos no terrestres por sondas

espaciales. Instrumentos de exploración planetaria y su aplicación astrobiológica. Estado actual de la exploración planetaria: las sondas Mars Global Surveyor, 2001 Mars Odyssey y Mars Exploration Rovers.

Aunque no existe un fundamento teórico característico sobre el que basar un estudio de

comparación entre dos hábitats planetarios, ambos son potencialmente análogos si comparten parámetros ambientales, geología y productos minerales semejantes. En concreto, la exploración astrobiológica de un análogo planetario requiere la definición previa de entidades planetarias y/o geológicas que permitan identificar potencialmente condiciones habitables de comunidades de organismos viables o el registro de dichas condiciones en el pasado del planeta. En algunos casos las entidades planetarias y/o geológicas pueden indicar la presencia de vida o su registro en materiales geológicos que se hallan preservado. Obviamente, aquellas entidades relacionadas con las reservas de agua en determinadas áreas planetarias son las que tienen mayor interés para la búsqueda de vida en otros cuerpos planetarios diferentes de la Tierra (estrategia de exploración de Marte por NASA: “follow the water”). Las condiciones térmicas y químicas tienen igualmente una gran importancia, ya que la actividad biológica terrestre requiere agua en estado líquido y la existencia de desequilibrio químico por el cual dirigir su actividad biótica hacia la biosíntesis.

Actualmente, la estrategia a medio y largo plazo de exploración planetaria consiste en la

utilización de orbitadores y vehículos de superficie que permiten explorar grandes áreas planetarias, por una parte, y obtener información planetaria in situ de áreas en detalle, por otra. Desde el punto de vista de la Astrobiología, esta metodología permite caracterizar en primer lugar aquellas grandes áreas con entidades potencialmente interesantes para la detección de actividad biótica o su registro geológico, bien sean grandes cuencas sedimentarias (llanuras occidentales en Marte) o, por el contrario, grandes masas de agua (océano de Europa). En segundo lugar, los vehículos de superficie permiten obtener información ambiental, geoquímica y



petrológica de mayor detalle de zonas restringidas en aquellas grandes regiones anteriormente exploradas por los orbitadores. Para alcanzar este objetivo, son numerosos los instrumentos que se utilizan para la exploración planetaria de superficie y subterránea. En orbitadores se han utilizado cámaras y espectrómetros VIR de alta resolución, espectrómetros de neutrones, magnetómetros y sensores GPR (Radar), mientras que los vehículos de superficie presentan sensores meteorológicos, espectrómetros APX, cámaras y espectrómetros VIR con tecnología 3D, espectrómetros Mössbauer y microscopios miniaturizados.

La exploración de Marte ha experimentado un gran desarrollo desde la llegada de las sondas

Mariner y Viking (Fisher, 1985), que permitieron obtener una visión global de los procesos acaecidos en el planeta rojo. Sin embargo, la llegada de la “Mars Global Surveyor” (MGS) ha acelarado la obtención de datos visuales, topográficos y mineralógicos de gran interés en la investigación astrobiológica. La utilización de sensores remotos incluidos en este orbitador ha facilitado la detección de cuencas sedimentarias de diferente entidad que albergaron masas de agua (Carr, 1996; Baker, 2001). Los resultados tan satisfactorios obtenidos por el espectrómetro y la cámara de la MGS impulsaron el desarrollo de un nuevo orbitador, la “2001 Mars Odyssey”, que se encuentra inspeccionando con instrumentos de mayor resolución espacial la superficie del planeta. Algunas de las áreas localizadas por la MGS se caracterizan por su potencial biológico y/o paleontológico, por lo que van a ser visitadas por misiones de superficie, las misiones MER, que están equipados con microscopios que inspeccionarán estructuras y texturas de las rocas que afloran en dichas áreas.

Aunque algunos de estos instrumentos podrían identificar directa o indirectamente la

presencia de vida o su registro en materiales sedimentarios, se están desarrollando nuevos instrumentos para la detección de biomoléculas en muestras geológicas como los chips de ADN (instrumento SOLID desarrollado en el CAB), así como otros aparatos más sencillos que detectan moléculas orgánicas de menor tamaño como aminoácidos. Trabajo en la Tierra

La caracterización y comparación de ambientes terrestres con sus análogos extraterrestres requiere la utilización de una instrumentación muy diversa que abarca la aplicación de sensores remotos, la toma de datos in situ por sondas electroquímicas o el análisis de espectrometría de masas elemental, isotópico y orgánico, entre otros. En cualquier caso, el trabajo de campo sigue siendo fundamental y es la base primordial sobre la que se sustenta el resto de la investigación en analogía planetaria.

El estudio de la cartografía permitirá detallar aspectos generales de los sistemas como sus

límites espaciales y temporales, su composición mineral o litológica media o, en el caso de medios actuales, sus condiciones ambientales regionales. La observación y el análisis de cartografía geológica, fotografía aérea e imágenes digitales, que abarquen distintas rangos espectrales como visible e infrarrojo, conducirán a la elaboración de una cartografía de exploración que dirija la pauta de control in situ y muestreo durante el trabajo de campo. La comparación entre signaturas espectrales de imágenes planetarias terrestres y no terrestres es, igualmente, de gran utilidad en el estudio planetario comparativo. En algunos casos, la dificultad en el acceso a ciertas localidades de muestreo requiere la construcción de instrumentos que faciliten la toma de datos in situ del agua o el subsuelo, como sondas sumergibles o perforadoras que eviten contaminación entre distintos niveles estructurales.



Por otra parte, la obtención de información la aplicación de diversas técnicas relacionadas

con diferentes disciplinas científicas, como la micropaleontología, microbiología, geoquímica, bioquímica-química orgánica, mineralogía o sedimentología. El trabajo multidisciplinar es, igualmente, imprescindible. En muchos casos cada tipo de análisis se corresponde con la determinación de una o varias propiedades de la muestra analizada, sea composición orgánica, mineral, isotópica o propiedades estructurales, entre otras. La relación directa entre propiedades y técnicas e instrumentación permiten definir al menos cuatro niveles de detección, que se diferencian por la preparación de las muestras, material utilizado e instrumentos involucrados en el análisis. 1er nivel de detección.

El primer nivel de detección consiste en la determinación de las propiedades microscópicas estructurales, morfológicas y composicionales de baja definición que pueden obtenerse por medio del estudio microscópico de las muestras, siendo imprescindibles en el estudio micropaleontológico y biomineralógico de las mismas. El estereomicroscopio, el microscopio de luz transmitida y reflejada, el microscopio confocal y el microscopio electrónico son instrumentos necesarios para la caracterización morfológica y estructural. Además, en este primer nivel se puede llevar a cabo una primera determinación composicional de bajo nivel en los biominerales y microfósiles por medio de la tecnología confocal y EDAX.

2o nivel de detección.

Determinación de la composición mineral detallada y molecular rutinaria de las muestras obtenidas en el campo. Los instrumentos involucrados en este tipo de análisis son la difracción de rayos x (XRD), que identifica las especies minerales por criterios cristalográficos (difracción de los rayos x según los planos de cristalinidad), y la espectroscopia FT (Fourier Transform) infrarroja de reflectancia y transmitancia así como el espectrómetro Raman, que reconocen los grupos moleculares orgánicos e inorgánicos en función de los enlaces principales por sus vibraciones moleculares características o por la observación de cambios en su polarizabilidad, respectivamente. La obtención de espectros de reflectancia en biominerales tiene gran importancia para la detección de los mismos por medio de sensores remotos en misiones aerotransportadas y en misiones planetarias, que emplean igualmente las bandas de infrarrojo en transmitancia. Por otra parte, el desarrollo de experimentos de síntesis biominerales o preservación de materia orgánica en distintas condiciones de presión, temperatura y radiación, entre otros, demandará el diseño de módulos especiales en los que se proceda a la generación de las condiciones ambientales diseñadas para el experimento en cuestión, así como un microscopio acoplado a cámaras CCD para su observación y registro.

3er nivel de detección.

Identificación de la composición en elementos mayores, menores, traza y Tierras Raras, la determinación de la relación isotópica de isótopos estables y la clasificación rutinaria de grupos de biomoléculas y geopolímeros en muestras de sedimento, agua o roca. El instrumento más adecuado es el LA-ICP-MS.



4o nivel de detección.

Identificación de fósiles moleculares o biomarcadores sensu stricto, en muestras procedentes de cada uno de los sistemas de referencia indicados. Obviamente, la caracterización de este tipo de trazas biológicas requiere técnicas e instrumentación refinadas con un alto nivel de detección. El instrumento más adecuado es los sistemas de espectrómetros de masas automatizados con arquitectura MALDI (matrix assisted laser desorption ionization) y analizador TOF (time of flight) o QIT (quadrupole Ion trap) que pueda acoplarse, en el caso de necesidad, a instrumentos de determinación biomolecular, como cromatógrafos de gases o de líquidos y pirolizadores de punto de Curie. La tecnología MALDI-TOF/QIT requiere el diseño y construcción de bio(geo)chips que sean capaces de fraccionar biomoléculas, moléculas orgánicas y geopolímeros, por marcadores específicos.

Análogos Terrestres en la Península Ibérica

El Planeta Tierra posee diferentes ambientes extremos que pueden considerarse análogos de otros cuerpos planetarios del Sistema Solar. Los ambientes hidrotermales y chimeneas submarinas, lagos aislados en los hielos antárticos o suelos congelados en regiones septentrionales son buenos ejemplos de ambientes extremos cuya microbiología esta siendo estudiada para definir aquellas señales menos ambiguas para reconocer actividad biológica en los rincones del Sistema Solar. En este sentido, la Península Ibérica presenta diferentes ambientes extremos que se están comparando con Marte y Europa. Dos de éstos son la Cuenca Fluvial del Río Tinto (Huelva) y el lago Salino de Tírez (Toledo), que se caracterizan el primero por poseer sus aguas una extrema acidez y presencia de materiales hematíticos semejantes a los observados en Sinus Meridiani (Marte), y el segundo por una hidroquímica comparable al hipotético océano de Europa. En la ponencia se procederá a describir ambos ambientes extremos, cuyas principales características son descritas en Fernández-Remolar et al. (2001, 2002) y a discutir sus posibles analogías con los correspondientes planetarios de Marte y Europa. Bibliografía Baker, V. R. 2001. Water and the Martian landscape. Nature 412, 228-236. Carr, M. H. 1996. Water on Mars. Oxford University Press, New York, 229 p. Christensen, P. R., Bandfield, J. L., Clark, R.N., Edgett, K.S., Hamilton, V.E., Lane, M.D., Kieffer,

H.H., Malin, M., Morris, D., Ruff, S.W., Roush, T.L., Smith, M.D., 1999. The composition of Martian surface materials: Mars Global Surveyor Thermal Emission Spectrometer observations. XXX LPSC, #1461.

Christensen, P.R., Bandfield, J. L., Clark, R.N., Edgett, K.S., Hamilton, V.E., Hoefen, T., Kieffer, H.H., Kuzmin, R.O., Lane, M.D., Malin, M.C., Morris, R.V., Pearl, J.C., Pearson, R., Roush, T.L., Ruff, S.W., Smith, M.D., 2000. Detection of crystalline hematite mineralization on Mars by the Thermal Emission Spectrometer: Evidence for near-surface water. JGR 104 (E4), 9623-9642.

Fernández-Remolar, D.C., Amils, R., Morris, R.V. and Knoll, A.H. 2002. The Tinto River Basin: An analog for Meridiani Hematite Formation on Mars? XXXIII LPSC, #1226.

Fernández-Remolar, D.C., Prieto, O., Rodríguez, N., Kargel, J.S. and Amils, R. 2001. XXXII LPSC, #1630.

Fisher, D.E. 1985. The Third Experiment: is there Life on Mars? New York Atheneum, 181 p.



González-Toril, E., Gómez F., Rodríguez, N., Fernández-Remolar, D., Zuluaga. J., Marín, I., Amils, R., 2001. Geomicrobiology of the Tinto River, a model of interest. In: V.S.T. Ciminelli and O. García (eds.). Biohydrometallurgy: fundamentals, technology and sustainable development Part B, 639-650, Elsevier, Amsterdam.

Kargel, J., Kaye, J. Z., Head, J. W., Marion, G. M., Sassen, R., Crowley, J. K., Prieto Ballesteros, O., Grant, S. A. and Hogenboom, D. L., 2000. Europa’s crust and ocean: Origin, composition, and the prospects for Life. Icarus 148, 226-265.

McCollom, T. M. 1999. Methanogenesis as a potential source of chemical energy for primary biomass production by autotrophic microorganisms in hydrothermal systems on Europa. JGR 104 (E12), 30729-30742.

Enlaces web Instituto de Astrobiología de la NASA http://astrobiology.arc.nasa.gov/roadmap/ Texto Biología Planetaria (pdf) http://www.planetarybiology.com/ Centro de Astrobiología http://www.cab.inta.es Europa Focus Group http://astrobiology.asu.edu/focus/europa/discuss/EFG_0502_vol02.pdf MER Landind Sites webpage http://marsoweb.nas.nasa.gov/landingsites/ MER webpage http://athena.cornell.edu GIS de Marte http://webgis.wr.usgs.gov



MARTE 3D:

UN PASEO POR EL PLANETA ROJO

Miguel Ángel de Pablo Hernández Departamento de Matemática, Física Aplicadas

y Ciencias de la Naturaleza. Universidad Rey Juan Carlos.

[email protected]



“El hombre puede trepar hasta las mas altas cumbres, pero no puede vivir allí mucho tiempo”.

Bernard Shaw



INTRODUCCIÓN Además de la Tierra, Marte es el planeta del Sistema Solar más estudiado, especialmente a

partir del año 1997 con la reactivación de las misiones de exploración de Marte, que quedaron estancadas con la llegada de los datos enviados por las sondas Viking en el año 1976.

La llegada de las sondas Mars Global Surveyor y Mars Oddyssey a Marte ha supuesto el

envio de una ingente cantidad de datos en forma de fotografías, datos topográficos, espectrométricos, gravimétricos y magnéticos. Estos datos están permitiendo que un numeroso grupo de investigadores de todo el mundo puedan estudiar Marte en muy diversos aspectos. Los numerosos datos disponibles y la multiplicación de los equipos ionvestigadores está haciendo que continuamente se realicen nuevos descubrimientos sobre este planeta. Esto está haciendo que la noticias que llegan al público sobre Marte sean cada vez más especializadas, lo que puede suponer un pequeño problema cuando no se tiene un conocimiento general sobre cómo es Marte.

En este trabajo se presenta un descripción general de los rasgos superficiales más

característicos del Planeta Rojo.

LAS TIERRAS ALTAS Las tierras altas marcianas ocupan 2/3 del planeta, ocupando la totalidad del hemisferio Sur,

y parte del hemisferio Norte, y está separada de las tierras bajas a través de una dicotomía denominada ‘límite 1/3 – 2/3’.

La característica más clara de esta región es su alta densidad de craterización. Además, estas tierras altas reciben su nombre por ser topográficamente más altas que el resto del planeta Esta última característica ha llevado a suponer esta región como un gran continente durante un periodo del pasado marciano en el que existió un clima que permitía la existencia de agua liquida en superficie, y que pudo formar un océano en lo que actualmente son las tierras bajas.

Las tierras altas están constituidas por grandes llanuras volcánicas, muy craterizadas, que

son surcadas por canales de diferentes tipos, generalmente que drenan hacia el Norte, excepto algunos canales que drenan hacia el cuenca Hellas, la mayor estructura de impacto localizada en Marte. Esta región también es cruzada por estructuras tectónicas que se reflejan en la superficie como fallas y crestas. LA DICOTOMÍA

La dicotomía es la línea, más o menos clara, que separa los 2/3 de tierras topográficamente

más elevadas, y más craterizadas del planeta, del 1/3 de tierras topográficamente más bajas y menos craterizadas en el hemisferio Norte del Planeta Rojo. Debido a esta proporción entre las diferentes regiones marcianas, la dicotomía también recibe el nombre de ‘límite 1/3 – 2/3’. En otras ocasiones, y debido a que separa zonas con grandes diferencias topográficas, se denomina como ‘el escalón marciano’.

Esta dicotomía está más o menos bien definida. Existen lugares donde existen una clara

diferencia entre ambas regiones (tierras altas y tierras bajas). En estos casos, suele haber un control tectónico (como en Nephenithes Mensae). En cambio, existen áreas donde la dicotomía



en menos clara, y el paso entre las zonas más y menos elevadas es muy gradual (Nhosyrtys Mensae). Algunas veces, aunque existe un claro control tectónico en la dicotomía, debido a la acción de la erosión, el transito se ha vuelto más gradual del que cabría esperar (Protonilus Mensae).

LAS TIERRAS BAJAS

Las tierras bajas ocupan 1/3 de la superficie del planeta Rojo, en el hemisferio Norte. La

principal característica de esta región es la baja densidad de craterización. A diferencia de las tierras altas, esta región está constituida por materiales sedimentarios.

Esta característica, junto con que es una zona topográficamente más baja, llevó a pensar en la existencia de un gran océano que cubría todas las tierras bajas. Este océano, denominado Océanus Borealis, recibiría el agua que era drenada por los canales que surcaban las tierras altas.

En esta región casi no existen canales, y muchos son heredados de las tierras altas en un

momento en el que el nivel de este océano era mucho menor. Sin embargo, los estudios geofísicos realizados por algunas sondas planetarias han llevado a pensar en la existencia de canales cubiertos por sedimentos en las tierras bajas. Esto hizo suponer una historia más compleja para esta zona, cuyo origen es muy discutido entre un gran impacto, varios impactos de menor tamaño, un origen tectónico, o la existencia de una posible dinámica litosférica similar a la tectónica de placas terrestre.

LAS ZONAS POLARES

Las regiones polares de Marte se caracterizan por unos casquetes glaciares, de diferentes

composiciones, surcados por unos sistemas de grietas relacionados con la fuerza de colioris. En el pasado del planeta, los casquetes glaciares tuvieron una mayor extensión, que ahora, al retroceder los hielos, esta ocupada por depósitos estratificados procedentes de los sedimentos que se desprendían de los glaciares durante los deshielos. Existen estudios que indican que en un pasado los casquetes glaciares se encontraban en otra posición más ecuatorial. Ambos casquetes presentan una similitud más: la existencia de un cañón (Chasma Borealis y Chasma Australis, en los casquetes Norte y Sur, respectivamente), de orientación opuesta a las grietas en espiral que surcan los casquetes, y que tendría un origen fluvial al haberse formado por la descongelación repentina de los hielos en un punto determinado de los glaciares.

El casquete glaciar Norte, de mayor extensión que el casquete glaciar Sur, está compuesto

principalmente por hielo de agua (H2O). Sin embargo, el casquete glaciar Sur tiene una composición de hielo de dióxido de carbono (CO2).

LOS CRÁTERES DE IMPACTO

El origen y la morfología de los cráteres de impacto marcianos, más abundantes en las

tierras altas, es igual que en otros cuerpos planetarios. Se trata de una depresión, que puede tener una elevación central, bordeada por una serie de

anillos concéntricos elevados sobre la llanura circundante, y con lóbulos de materiales eyectados en el impacto. La existencia, tamaño, morfología y conservación de todas estas estructuras



depende de las condiciones del impacto (tamaño, velocidad, trayectoria,...) y de la zona de impacto (composición, temperatura, humedad,...), y de la actividad erosiva (por agua, viento u otros impactos). En principio, a mayor antigüedad, más erosionada estará la estructura de impacto; de hecho, los cráteres son empleados en la datación relativa de la superficie planetaria. No todos los cráteres son circulares, sino que cuando el impacto es oblicuo, los cráteres son ovalados (como Orcus Patera). En otros casos, los cráteres están sobreelevados, relacionándose con la existencia de masas de hielo.

La cuenca Hellas, de 2000 kilómetros de diámetro, es el mayor cráter de impacto sobre la superficie marciana.

LOS CANALES Marte se encuentra surcado, especialmente en las tierras altas, por diferentes tipos de

canales. Los canales de escorrentía (como Shalbatana Vallis), son los más parecidos a las redes fluviales terrestres, pudiendo ser aislados o ramificados. Los canales de desbordamiento (como Tiu Vallis y Kasei Vallis) están relacionados con volcanes, terrenos caóticos y fracturas. Este tipo de canales se caracteriza por tener un cauce que presenta marcas claras de haberse desbordado incluso hasta varios cientos de kilómetros a ambos lados del cauce principal. Por último, los canales corroídos se encuentran en latitudes altas, y se los relacionan con un posible origen glaciar.

En general, los canales marcianos drenan las aguas desde las tierras altas del Sur hacia las

tierras bajas del Norte, pudiendo llegar a recorrer miles de kilómetros. Los canales indican la existencia de agua líquida estable sobre la superficie del Planeta Rojo en el pasado, lo que hace suponer que en algún momento hubo un clima diferente al actual, e incluso que existieran de ciclos climáticos que cambiaban las condiciones atmosféricas permitiendo la existencia de canales, lagos e incluso un océano.

LOS VOLCANES

El vulcanismo marciano es uno de los grandes rasgos de éste planeta, ya que en él se

encuentra el mayor volcán del Sistema Solar conocido: Olimpus Mons, que tiene 520 kilómetros de diámetro en la base, y unos 27 kilómetros de altura. Este es un volcán en escudo, caracterizados por sus grandes tamaños, y por tener calderas de colapso. Además, existen volcanes fisurales que tienen un tamaño mucho menor y se asocian a fallas. Existen otras morfologías volcánicas como Pateras (relacionados con grandes calderas de colapso), Holis (pequeñas cúpulas volcánicas), coladas volcánicas, tubos de lava y grandes llanuras volcánicas formadas por acumulaciones extensas de coladas de lava.

Los volcanes de Marte se distribuyen principalmente en dos grandes puntos: el Domo de

Tharsis y el Domo de Elysium. En el primero se encuentra, entre otros, Olimpus Mons. Ambas regiones se localizan en el hemisferio Norte del planeta, y cerca del ecuador, aunque, existen otros muchos edificios volcánicos de diferentes tipos y de menores dimensiones.



LOS CAÑONES

Los cañones más espectaculares de Marte se encuentran configurando el denominado Vallis

Marineris, un cañón de 4500 kilómetros de longitud y hasta 7000 metros de profundidad, configurándose así como el mayor cañón del Sistema Solar.

Sobre el origen de los cañones existen diferentes explicaciones. Algunos autores creen que

Vallis Marineris tuvo lugar como consecuencia de un periodo de gran actividad tectónica, relacionada o no con el levantamiento del Domo de Tharsis, donde se encuentran los grandes volcanes marcianos. Otras teorías relacionan los cañones con la existencia de agua subterránea que produce la erosión y colapso de la superficie marciana desde el interior. En otras ocasiones, se relacionan con hundimientos de tipo cárstico, relacionados con la disolución de los materiales debido a la presencia de aguas subterráneas o de una fuente de calor. Posiblemente, el origen de los cañones sea una mezcla de las tres cosas, o de algunas de ellas dependiendo de los lugares.

Independientemente del origen, los cañones se relacionan con procesos de movimientos de

ladera en masa, terrenos caóticos, y con lagos.

CONCLUSIONES Marte presenta muchos rasgos superficiales parecidos a los se pueden encontrar en la

Tierra. En algunos casos únicamente se observan diferencias de escalas, o que debe ser consecuencia de las diferencias de tamaño entre ambos cuerpos, y a las diferentes dinámicas internas. De cualquier forma, las semejanzas entre ambos cuerpos son las que nos ayudan a comprender un poco más, no sólo Marte, sino también a la Tierra, comprobando que los modelos geológicos que se han ideado para nuestro planeta, se cumplen en otros lugares, acercándonos así un poco más al entendimiento del planeta Tierra. BIBLIOGRAFÍA GENERAL

-Carr, M.H. The Surface of Mars. Yale University Press. New Haven. USA. 1981. -Carr, M.H. Water on Mars. Oxford University Press. New York. USA. 1996. -Cattermole, P. Mars: the story of the red planet. Chapman & Hall. London. 1992. -Kieffer, H. H. et al (eds). Mars. University of Arizona Press. Tucson. USA. 1994. -Masson, P. La geología del planeta Marte. Mundo Científico, 55-56. pp 166-175. 1983. -Sheehan, W. The planet mars. University of Arizona Press. Tucson. USA. 1996. -Baker, V.R., Strom, R.G., Gulick, V.R., Kargel, J.S., Komatsu, G. & Kale, V.S. Ancient oceans, ice sheets and hydrological cycle on Mars. Nature, 352. pp 589-594. 1991. -Masursky, H., Boyce, J.M., Dial, A.L., Schaber, G.G. & Strobell, M.E. Formation of Martian channels. Journal of Geophysical Research, 82. pp 4016-4038. 1977. -Haberle, R.M. El clima de Marte. Investigación y Ciencia, 118. pp 11-22. 1986. -Newcott, W.R. Regreso a Marte. National Geographic. Vol. 3, 3. pp 2-29. RBA Publicaciones. Barcelona. España. 1998. -Anguita, F. Historia de Marte. Ed. Planeta. Madrid. España. 2000. -Raeburn, P. Marte: descubriendo los secretos del Planeta Rojo. RBA Publicaciones. Barcelona. 1998.



Las Ciencias Planetarias como frontera científica

Francisco Anguita Virella Facultad de Ciencias Geológicas

Universidad Complutense [email protected]



“Claro que hay que romper barreras, pero ¿con que ariete?”

Rosa Chacel



La mayoría de las especialidades científicas no tiene una fecha definida de nacimiento.

Algunas, pongamos la Mineralogía, hunden sus raíces en las más antiguas civilizaciones humanas. Otras, como la Bioquímica, han ido creciendo rápidamente a partir de otras ramas hasta convertirse en campos independientes. A lo largo del siglo XX, las Ciencias Planetarias siguieron lentamente un camino parecido, como un brote –muy menor- de la Astronomía. Pero a las 22 horas del 21 de Julio de 1969, Neil Armstrong tomó un guijarro de la superficie lunar, y en ese minuto nació la Geología Planetaria (un nombre antietimológico), para convertirse en poco tiempo en la avanzadilla de las Ciencias del Sistema Solar. Tuvieron que pasar tres décadas hasta que Daniel Goldin, por entonces el director de la NASA, refunfuñase que necesitaba más biólogos en sus programas espaciales, hasta entonces manejados por ingenieros que llevaban las sondas hasta su destino, y físicos y geólogos, que diseñaban los instrumentos de a bordo y analizaban los resultados. Esos gruñidos eran los dolores de parto de la Astrobiología, la última ciencia nacida en el campo planetario, desde la casi certeza de que la vida es un fenómeno común en el Universo.

Los datos que a lo largo de los últimos años del siglo empezaron a llegar a raudales a los centros de análisis no sólo cambiaron nuestra visión del Sistema Solar, sino también la que teníamos sobre la Tierra. Averiguamos que los impactos eran un elemento esencial en el modelado de la biosfera, y que la vida misma surgió bajo un bombardeo asteroidal. Asimismo, que la dinámica terrestre era un ave rara, inexistente (¿tal vez una fase transitoria?) en los otros cuerpos. Y en fin, que éstos, planetas y satélites por igual, formaban un extraño zoo en el que había pocas especies repetidas. A base de novedades espectaculares, los científicos planetarios lograron el crédito de sus colegas; y especialmente, el del público. Los planetas vendían. ¿Por qué?

Entre las muchas contestaciones a esta pregunta retórica, hay más explicaciones culturales que científicas. Vivimos en un mundo de ciencia-ficción: las producciones literarias o (cada vez más) cinematográficas de este género suelen ser grandes éxitos de público. Pero probablemente exista otro factor espacial que haya calado más profundamente en las sociedades modernas: que el Sistema Solar es la nueva frontera, tanto física como científico-tecnológica, de Homo sapiens. El principal portavoz de esta aspiración fue el astrónomo Carl Sagan, uno de los grandes divulgadores científicos del siglo.

Para él, nuestra especie es semejante a un viajero cuya travesía es un día interrumpida por el mar; moja en él tímidamente la punta de su pie, y se para a meditar qué hará a continuación ante aquella inmensidad sin duda llena de posibilidades. No tardará en inventar la navegación. Así, ahora, en la orilla del océano cósmico, nos preparamos para continuar la tímida incursión que los astronautas del Programa Apolo hicieron tan solo hasta la isla más próxima. Nuestra máxima recompensa será, de nuevo, encontrar lo absolutamente inesperado.



ANÁLISIS DE IMÁGENES PLANETARIAS INTRODUCCIÓN A LA INVESTIGACIÓN EN

CIENCIAS PLANETARIAS

Miguel Ángel de Pablo Hernández. Dpto. de Matemática y Física Aplicadas

y Ciencias de la Naturaleza Universidad Rey Juan Carlos

[email protected]



“No dejaremos de explorar y el final de nuestra búsqueda

será cuando lleguemos a este lugar y lo conozcamos por primera vez”.

T.S. Eliot.



INTRODUCCIÓN

El análisis de imágenes planetarias comenzó con el estudio astronómico de la Luna y de sus rasgos superficiales a partir de la reinvención del telescopio en el siglo XVII. Sin embargo, este estudio comienza a tomar verdadera relevancia cuando se inicia el programa Apolo. La llegada del ser humano a la Luna requirió un análisis exhaustivo de los rasgos geológicos más importantes con el fin, no sólo de seleccionar los objetivos de estudio, sino de mejorar la seguridad de la misión. Con el programa Apolo se estrenó una nueva rama científica a la que se denominó Astrogeología.

Con el tiempo, y con el inicio de las misiones de exploración planetaria mediante el empleo de sondas espaciales, esta rama ha diversificado sus objetivos, que inicialmente eran únicamente geológicos, hacia otras áreas de la ciencia como puede ser la biología, la química, la física, o la matemática. Como respuesta a esta variabilidad de intereses nacieron las Ciencias Planetarias.

Hoy en día las Ciencias Planetarias son un área en pleno desarrollo. Son numerosos los centros y grupos de investigación de todo el mundo dedicados al estudio de los cuerpos conocidos de nuestro sistema solar o a la búsqueda de otros nuevos en torno a otras estrellas. Las numerosas misiones de exploración planetaria recientes y en curso están ofreciendo una gran cantidad de datos de gran resolución y de muy diversos tipos. Una parte importante de estos datos son imágenes de las superficies de algunos de los planetas y satélites del Sistema Solar. Esto hace que el estudio de imágenes sea prácticamente obligatorio para la investigación en Ciencias Planetarias. Pero por otra parte, la sencillez que implica la obtención, manejo y tratamiento de dichas imágenes hace que esta sea una de las mejores maneras de iniciarse en la investigación en el área de las Ciencias Planetarias. LA INVESTIGACIÓN PLANETARIA

A diferencia de otros campos científicos, la investigación básica en el área de las Ciencias Planetarias es una actividad relativamente sencilla y económica, ya que no requiere, por el momento, de la realización de complejos y caros análisis químicos y geocronológicos, ni de la existencia de una gran infraestructura en forma de laboratorios e instrumental especializado. Hasta ahora tampoco es necesario realizar caras campañas de investigación de campo, algo que van resolviendo, en parte y poco a poco, las sondas planetarias.

Por el contrario, la investigación en temas relacionados con las Ciencias Planetarias, a un nivel básico, tan sólo requiere de disponer de datos planetarios y un ordenador con la configuración, dispositivos periféricos y los programas apropiados para su tratamiento. El resto es cuestión de analizar dichos datos, revisar la bibliografía previa y de aplicar el método científico.

La mayoría de los datos recopilados por las sondas planetarias desde el inicio de las misiones de exploración de otros cuerpos está disponible para fines científicos y educativos de forma gratuita o a precio de coste en los distintos centros y agencias relacionadas con la exploración del Sistema Solar. En cuanto a la bibliografía previa, aunque existen algunas revistas especializadas, actualmente es sencillo encontrar artículos relacionados con las Ciencias Planetarias en revistas científicas más generalistas, de las que se suelen encontrar en las bibliotecas de universidades, museos o centros públicos de investigación.



De esta manera, la realización de investigaciones sencillas sobre algún aspecto relacionado con la geología, química, biología o física de otros cuerpos de nuestro Sistema Solar, es relativamente sencilla y accesible para estudiantes de algunas de estas ramas científicas. OBTENCIÓN DE DATOS

Para comenzar a trabajar es necesario disponer de los datos planetarios apropiados. Dependiendo de la finalidad de la investigación a llevar a cabo, existen distintos centros oficiales a donde acudir para obtener dicha información. Principalmente nos centraremos en la obtención de imágenes, topografía, mapas y otros datos fácilmente manipulables .

Todos los datos tomados por las sondas planetarias americanas desde que se inició la carrera espacial en el año 1957 se pueden obtener directamente del centro de recopilación de datos de la agencia NASA, en el National Space Science Data Center (NSSDC) [http://nssdc.gsfc.nasa.gov/]. También es posible obtener datos e información desde el Space Science Data Operations Office (SSDOO) del Goddard Space Flight Center (GSFC) [http://gsfc.nasa.gov/].

Otro de los centros desde donde obtener información es el denominado Planetary Data

System (PDS) del Jet Propulsion Laboratory (JPL), donde están disponibles datos y mapas, con resolución variable de algunos planetas y satélites para aplicaciones científicas, así como algunos programas informáticos para tratarlos [http://pds.jpl.nasa.gov/scientist.html].

En la división de Astrogeología del Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) estan a

la venta los mapas generales de todos los cuerpos del Sistema Solar y los mapas geológicos elaborados hasta la actualidad. En este mismo centro se puede acceder a la base de datos de la nomenclatura oficial para los rasgos superficiales de los planetas y satélites. [http:// astrogeology.usgs.gov/].

Además de éstos, existen otros muchos lugares desde donde obtener datos para la

realización de trabajos de investigación en algunas de las diversas áreas que abarcan las Ciencias Planetarias. En general, accediendo desde las páginas oficiales de las agencias espaciales y de sus laboratorios y centros de investigación asociados es posible encontrar información sobre las misiones de exploración planetaria y de los datos obtenidos por cada una de estas misiones. ANÁLISIS DE IMÁGENES PLANETARIAS

Al igual que ocurre con las Ciencias de la Naturaleza, el empleo de fotografías aéreas y de imágenes de satélite tiene una gran número de aplicaciones científicas. Por ejemplo, en geología las fotografías aéreas y las imágenes de satélite son empleadas para la realización de mapas geológicos, geomorfológicos y tectónicos; y en biología se emplean para el estudio de ecosistemas, entre otras muchas aplicaciones.

Aquí solo se van a describir algunos ejemplos de las aplicaciones del análisis de imágenes planetarias para el estudio y comprensión de otros planetas y satélites de nuestro sistema solar.

-Cartografía (geológica, estructural, geomorfológica,...): la elaboración de cartografías es un paso necesario para la comprensión de los acontecimientos ocurridos en una región. Los distintos



tipos de cartografías sirven para describir las formas, estructuras o materiales existentes en una región y, por consiguiente, de los procesos que han tenido lugar en ella.

-Índice de Evolución Planetaria: en principio, un cuerpo más craterizado ha sufrido menos procesos capaces de renovar su superficie. De este modo, analizando la cantidad de superficie densamente craterizada de un planeta o satélite frente a la menos craterizada podemos obtener un índice aproximado del grado de evolución de un cuerpo planetario.

-Contaje de cráteres: aunque recientemente está siendo discutida de nuevo, esta metodología permite realizar dataciones relativas de dos superficies de un mismo planeta en función del número y tamaño de los cráteres de impacto que cubren su superficie. En principio, cuanto más antigua sea una superficie, mayor número de cráteres contendrá, y de mayor tamaño.

-Dinámica eólica y atmosférica: a través de la observación de las estructuras denominadas ‘colas de viento’ es posible analizar la dinámica de los vientos en algunos de los cuerpos del Sistema Solar. De la misma forma, la observación y análisis de las imágenes de las atmósferas planetarias permiten estudiar la dinámica atmosférica de dichos cuerpos.

-Modelización físico-matemática de impactos: el estudio de los cráteres de impacto desde un punto de vista físico y matemático puede permitirnos acercarnos al conocimiento de los cuerpos que los generaron, su origen, velocidad, densidad,... Esto, no sólo aporta información sobre el planeta que tiene cráteres de impacto y el comportamiento de sus atmósfera, superficie,... sino que nos ayuda a comprender mejor la dinámica de otros cuerpos, como los que configuran el denominado cinturón de asteroides.

Estos ejemplos reflejan sólo algunas de las múltiples posibilidades que ofrece el estudio de las imágenes planetarias aportadas por las numerosas sondas de exploración que recorren el Sistema Solar en busca de nuevos datos que nos ayuden a aclarar algunas de las muchas cuestiones que existen sobre otros planetas y satélites. OTROS DATOS

Las Ciencias Planetarias no se basan únicamente en el estudio y análisis de imágenes de satélite, sino que gracias a los numerosos sensores incorporados en las sondas de exploración planetaria hoy día disponemos de datos topográficos, magnéticos, espectrométricos e incluso gravimétricos, entre otros, de algunos cuerpos del Sistema Solar.

Estos datos permiten, por sí mismos, el estudio de otros planetas desde nuevos puntos de vista. Además, es posible combinar las imágenes con otros tipos de datos con el fin de obtener una mayor información.

Por ejemplo, los datos topográficos permiten elaborar modelos digitales de terreno con los que conocer de forma más precisa el relieve, independientemente de las interpretaciones a partir de las fotografías de satélite. Estos datos también sirven para la realización de perfiles topográficos con los que realizar cálculos de diversos tipos como pueden ser volumenes de cuencas o de edificios volcánicos o caudales de canales. Los datos magnetométrico son de gran utilidad para el estudio del interior del cuerpo analizado y de las composiciones de los materiales superficiales. Los datos gravimétricos se emplean en el estudio y modelización, tanto de áreas concretas, como de las cortezas planetarias. Últimamente se estan obteniedo gran cantidad de



datos espectrométricos que facilitan la composición química de los materiales superficiales, lo que, junto con las imágenes de satélites, permite la realización de cartografías más detalladas y a la interpretación de los materiales que configuran las superficies planetarias. BIBLIOGRAFÍA

Tal y como se apuntó anteriormente, el análisis de las imágenes de satélite debe ser apoyado por la bibliografía previa. Para ello, tal y como ocurre en toda investigación, se debe recurrir a las revistas científicas generales, tal y como Science o Nature. Existen otras revistas especializadas en las investigaciones sobre Ciencias Planetarias, tal y como Icarus, Earth, Moons and Planets o Astrobiology, entre otras. Sin embargo, en numerosas ocasiones se publican artículos relacionados con esta rama científica en revistas especializadas en algún campo de la ciencia: Geology, Geomorphology, Sky & Telescope, Journal of Geophysical Research,.... También son accesibles las comunicaciones de muchos congresos científicos sobre Ciencias Planetarias, como es el Lunar and Planetary Science Conference, que se celebra anualmente en los Estados Unidos de Norteamérica desde hace más de treinta años.

Sin embargo, a la hora de iniciarse en el estudio de un cuerpo planetario es necesario tener un conocimiento general del Sistema Solar, del planeta concreto estudiado, y de aquellos con los que comparte características o se relaciona. Para ello, mejor que revisar artículos de las revistas científicas, es más apropiado acudir a los libros, más didácticos y generales que las publicaciones científicas. Algunos libros tratan directamente sobre alguno de los planetas o satélites, como Mars (Carr, 1981), o Venus (Bougher et al, 1997), pero otros son más generales y tratan sobre los procesos que ocurren en los cuerpos del Sistema Solar, como Moons and Planets (Hartmann, 1993) o Planetary Landscapes (Greeley, 1987). En ocasiones existen libros que dedican alguno de sus capítulos a la descripción de otros planetas y satélites, o a las formas y procesos que tienen lugar en ellos, como Earth (Tarbuck, 1999) o Volcanoes (Francis, 1993).

La lectura de la bibliografía previa suele ser un paso anterior al análisis de las imágenes planetarias, ya que puede ayudar a seleccionar el tema de estudio, el área de investigación y la metodología a aplicar. CONOCER OTROS PLANETAS PARA CONOCER LA TIERRA

Independientemente de las connotaciones filosóficas, ética o económicas que pueda tener la investigación científica en el área de la Ciencias Planetarias, este tipo de estudios no sólo deben perseguir el conocimiento de otros cuerpos del Sistema Solar, sino que deben servir para comprender mejor la Tierra. A medida que mejora el conocimiento sobre otros planetas y satélites se disponen de más ejemplos con los que comparar los casos conocidos en la Tierra, que hasta el comienzo de los programas de exploración planetaria, era el único modelo disponible. Ahora, con el desarrollo de las Ciencias Planetarias, es posible comprender mejor los procesos geológicos, físicos y, puede que dentro de poco, también biológicos, que se observan en la Tierra. Así, es necesario conocer otros planetas para comprender mejor la Tierra y los procesos que en ella se observan.


Exposición Marte 3d Página - 1-

DESCRIPCIÓN GENERAL DE MARTE

M.A. de Pablo1,2, I. Montoya2, A.B. Nieto3.

1 Área de Geología. Escuela Superior de Ciencias Experimentales y Tecnología. Universidad Rey Juan Carlos.

2 Departamento de Geodinámica. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid.

3 Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid



MARTE DESDE EL ESPACIO

Desde el espacio este planeta muestra algunos grandes rasgos morfológicos que tienen su

reflejo en la topografía. Algunos de estos rasgos se encuentran entre los más destacados del Sistema Solar: el mayor volcán (Olympus Mons), el mayor cañón (Valles Marineris), la mayor cuenca de impacto (Hellas),... Sin embargo, desde el espacio también se pueden descubrir otros rasgos característicos del Planeta Rojo como son sus canales, los diferentes tipos de terrenos (tierras altas y bajas), los cráteres de impacto,... En esta parte de la exposición podemos descubrir un planeta fascinante a vista de satélite.

Labyrinthus Noctis: La región denominada ‘el laberinto de la noche’ debido a que en este

laberinto de profundos y estrechos cañones de origen tectónico apenas llega la luz del Sol hasta el suelo. En este sistema de grandes fracturas nace el Valles Marineris.

Ares Vallis: Es uno de los mayores canales de desbordamiento de Marte, que nace en los

llamados terrenos caóticos. A este canal también llegó agua desde un gran cráter de impacto, al que el canal bordea, donde pudo haber existido un pequeño lago.

Planum Boreum: La región polar Norte está constituida por acumulaciones de hielo y polvo,

procedente de las tormentas marcianas, y es surcada localmente por pequeños canales por donde pudo haber circulado el agua del deshielo, algo que debió de repetirse varias veces a lo largo de la historia del planeta.

Hidaspys Chaos: Un terreno caótico en el que nace alguno de los famosos canales marcianos.

Se originan por el colapso del terreno por causas muy discutidas: tectónica, vulcanismo, aguas subterráneas. Se caracteriza por estar constituido por numerosas colinas de tamaños muy variable dando un aspecto muy caótico a la zona.

Arsia Mons: Uno de los grandes volcanes de Marte, con espectaculares alturas sobre la

llanura circundante. Presenta un gran cráter volcánico reflejo de su gran actividad.

TIERRAS ALTAS

Noachis Terra: Región situada en el hemisferio Sur del planeta, se caracteriza, al igual que

el resto de las tierras altas marcianas, por una alta densidad de cráteres y una cota media superior a la media del planeta y, por tanto, superior a la cota de las tierras bajas.

Promethei Terra: Situada en el borde de las tierras altas, limita con las tierras bajas de

forma clara en cuanto a la diferencia de cráteres de impacto, auque topográficamente el paso de las tierras altas en Promethei Terra a las tierras bajas es muy gradual. Esta región es bastante antigua, con una gran acumulación de cráteres de impacto, la gran mayoría de los cuales se encuentran bastante erosionados, no conservando todos los rasgos característicos de los cráteres de impacto.



Aureum Chaos: En las tierras altas marcianas se encuentran, no sólo cráteres de impacto,

sino que también es posible encontrar canales de diferentes tipos, volcanes, cuencas que debieron ser antiguos lagos, o cañones. Unas regiones características de las tierras altas marcianas son los terrenos caóticos como Aureum Chaos, donde nacen canales de desbordamiento. Son zonas colapsadas de donde surgieron grandes cantidades de agua que pudieron formar, no sólo los canales marcianos, sino también el llamado Oceanus Borealis que debió de cubrir total o parcialmente las tierras bajas de Marte en el hemisferio Norte.

DICOTOMÍA

Nhosyrtys Mensae: Región de la dicotomía situada en el hemisferio Norte. Esta parte de la

dicotomía (o escalón marciano, o límite entre las tierras altas y bajas) se caracteriza por ser un límite poco claro, aunque no gradual. Está dicotomía está caracterizada por la existencia de mesetas de diferentes extensiones originadas por la erosión por parte del agua y de los glaciares que se cree que cubrieron parte de esta región.

Nephenithes Mensae: En esta región se observa un claro escalón topográfico entre las

tierras altas y las tierras bajas. El paso de unas tierras a las otras es neto y se encuentra caracterizado por un salto topográfico.

En Nephenithes Mensae el origen de la dicotomía está relacionado con la existencia de una gran falla regional, de ahí la clara linealidad de la dicotomía en esta zona del planeta rojo.

Protonilus Mensae: En ocasiones, la dicotomía marciana es el resultado de numerosos

procesos geológicos. En Protonilus Mensae se puede observar como procesos como la tectónica, capaz de producir grandes fallas en la superficie del planeta, y la erosión modelan el límite entre las diferentes tierras marcianas. Protonilus Mensae muestra un límite recto y claro en la dicotomía, producto de la tectónica, tal y como ocurre en Nephenithes Mensae. Sin embargo, también se puede observar la existencia de numerosas mesetas y cerros aislados producto de la erosión, tal y como ocurre en Nhosyrtys Mensae, pero donde la erosión a sido muy superior. En Protonilus Mensae, debió existir un límite gradual entre tierra altas y bajas, pero que con el tiempo fue erosionado hasta llegar a una gran falla, dando el límite neto que se puede observar en la actualidad.

TIERRAS BAJAS

Acidalia Planitia: Situada en el hemisferio Norte de Marte, esta llanura es un claro modelo

de cómo son las tierras baja del planeta rojo. Son llanuras sin grandes variaciones topográficas en las que se encuentran muy pocos cráteres de impacto, lo que indica claramente que es una región más joven que las tierras altas marcianas, donde el número de cráteres de impacto es mucho mayor.

Vastitas Borealis: Esta llanura se encuentra surcada por un sistema de fracturas que han

modificado la monótona rutina de estas tierras bajas. No son raras las fracturas ni otras estructuras geológicas como son los volcanes, las morfologías fluviales e incluso glaciares. En Vastitas Borealis se pueden observar más cráteres de impacto que en otras regiones como



Acidalia Planitia, lo que indica que tiene una edad mayor, es más antigua, dentro de la clara juventud respecto a las tierras altas.

Amazonis Planitia: No todas las tierras bajas de Marte son llanuras, sino que en algunos

puntos aparecen pequeños resaltes topográficos, como es el caso de Amazonis Planitia. Estos resaltes topográficos pueden ser el resultado de la tectónica o de la erosión, que ha dejado estos resaltes sin erosionar de una superficie originalmente más alta. Además, en el pasado del planeta, estas regiones pudieron ser pequeñas islas en el llamado Oceanus Borealis que pudo haber cubierto total o parcialmente las tierras bajas marcianas.

CRÁTERES DE IMPACTO

Orcus Patera: Los cráteres de impacto, casi siempre de forma redondeada, pueden ser

oblicuos como Orcus Patera cuando la trayectoria del cuerpo que impactaba era muy oblicua. La particularidad de éste cráter de impacto, que no es el único observado en Marte, es su gran tamaño, aproximadamente mil kilómetros de longitud. Su origen, al principio muy discutido entre volcánico o de un impacto, aún está siendo discutido por la comunidad científica. A diferencia de los cráteres de impacto con morfologías clásicas, en los cráteres de impacto oblicuos, los materiales ejectados en el impacto no se distribuyen de forma radial al cráter, sino que en estos cráteres de impacto oblicuos se distribuyen a ambos lados, dando al cráter un aspecto de mariposa en el que el cuerpo en el impacto, y las alas el ejecta.

Cater Lohse: Un cráter de impacto típico, como es el caso del cráter Lohse, presenta una

serie de estructuras como son el borde exterior levantado o las terrazas en las laderas internas del cráter. Sin embargo, en el cráter Lohse se puede observar, además, un pico topográfico central. Ésta característica no es rara, pero no todos los cráteres lo presentan, ya que depende de la cantidad de energía desprendida en el impacto, lo que es función del tamaño del cuerpo: cuento más grande, más posibilidades de formarse el pico central.

Crater Krishtofovich: Situado en las tierras altas, éste cráter de gran tamaño se encuentra

muy erosionado, no siendo posible observar algunas de las estructuras típicas de los cráteres de impacto como son las aureolas de ejecta, las terrazas internas o el pico central que pudo haber tenido en su origen.

CANALES

Kasey Vallis: Este es un típico canal marciano originado en las tierras altas y que tras

circular por esta región erosionando los terrenos y llanuras, acaba desembocando en las tierras bajas a través de la dicotomía. Kasei Vallis, al erosionar la llanura por la que discurre, va dejando a la vista material de diferentes durezas, que dan escalones en sus márgenes. En la desembocadura de muchos canales marcianos, al igual que en la Tierra, existen pequeñas islas de materiales no erosionados por las corrientes. En otras ocasiones estas mismas islas son formadas, no por no haberse producido erosión, si no por que el canal deja sedimentos que llegan a formarlas.

Tiu Vallis: Algunos canales marcianos nacen en los denominados terrenos caóticos, como es el

caso de Tiu Vallis. Los terrenos caóticos son zona colapsadas por la existencia de procesos



geológicos como fallas, vulcanismo o erosión por la circulación de aguas subterráneas. Cuando se produce el colapso, grandes cantidades de agua se ponen en circulación dejando un área constituida por bloques de muy diferentes tamaños distribuidos de forma caótica.

Shalbatana Vallis: Existen diferentes tipos de canales en Marte, aunque los que tienen

mayores dimensiones son los de desbordamiento, originados en los terrenos caóticos. Shalbatana Vallis, aunque originado en un pequeño terreno caótico, comparte muchas características con los ríos terrestres, encajándose de diferentes formas en el terreno, dejando pequeñas terrazas, excavando meandros,... ZONAS POLARES

Planum Boreum: Es una pequeña región situada al borde del casquete polar Norte. Es esta

región se pueden observar los escalones dejados por los hielos y los sedimentos que atrapan (incluidos en los hielos por las tormentas marcianas que pueden llegar a cubrir todo el planeta). Esta región está surcada por una serie de valles cuyo origen, aunque discutido, parece deberse a la circulación de agua fundida en alguna de las épocas más cálidas que debió tener el planeta.

Olimpia Planitia: Muchas de las llanuras de los casquetes polares se encuentran surcada por

valles poco profundos y de grandes longitudes que tienen una morfología curvada en planta. Estos pequeños valles no tienen una cabecera y una desembocadura claras, por lo que su origen, aunque discutido, parece no estar relacionado con el agua. Por el contrario, se cree que estos valles están originados por la circulación de vientos. Además, la morfología curvada parece estar relacionada con la fuerza de coriolis.

Planum Australe: Ambos casquetes polares, aunque de diferentes composiciones, presentar

morfologías muy parecidas, con pequeños escalones topográficos relacionados con las distintas capas de hielos y sedimentos intercalados que se han ido acumulando con el tiempo, tal y como ocurre en los casquetes polares terrestres. En estas regiones del polo Sur también se observan cráteres de impacto, aunque éstos conservan peor sus estructuras, ya que con el impacto se desprenden grandes cantidades de calos capaces de fundir el hielo sobre el que caen, haciendo muy difícil que se puedan mantener estructuras como las terrazas internas o los picos centrales, en el caso de existir.

VOLCANES

Olympus Mons: Situado en el Hemisferio Norte de Marte, en el llamado domo de Tharsis, es

el mayor volcán del Sistema Solar, con unos 500 km de base, y hasta 26 km de altura. El Domo de Tharsis, entre las tierras altas y bajas de Marte, es una región elevada en forma de cúpula. Esta elevación, y el vulcanismo y las fracturas relacionadas se deben a la existencia de un penacho térmico. En las capas internas del planeta, se produjo un ascenso de material caliente que deformó la superficie abombándola y generando fracturas como consecuencia. Este mismo calor generó vulcanismo. El gran tamaño de Olympus Mons se debe a esta gran concentración de calor, que generaba grandes cantidades de lava. En Marte, donde pudo no haber funcionado la tectónica de placas, la placa litosférica sobre la que se situaban los volcanes no se desplazaba dando lugar a una cadena de volcanes como ocurre en el archipiélago de Hawai en la Tierra, lo que generó este gran volcán: Olympus Mons.



Pavonis Mons: Este volcán, también situado en el Domo de Tharsis, se alinea con otros dos

grandes volcanes, lo que hace suponer que pueden están situados sobre una gran fractura regional. Pavonis Mons presenta grandes calderas de colapso, lo que se debe a que ha tenido diversos episodios en los que la cámara magmática se ha vaciado tras una prolongada erupción volcánica, colapsando. El reflejo en superficie de estos colapsos son las depresiones circulares de su cima.

Ascraeus Mons: Este gran volcán marciano se levanta directamente sobre las llanuras de las

tierras bajas del Norte del planeta. Al igual que los otros grandes volcanes tiene varias calderas volcánicas en su cima que reflejan su larga y compleja vida.

CAÑONES

Candor Chasma: Es la región central del gran sistema de cañones que surca parte de la

superficie de Marte: Vallis Marineris. Esta región se caracteriza por conectar entre sí diversos cañones paralelos entre sí, y con distintas profundidades. La erosión y el agua que pudo circular por estos cañones en el pasado de Marte son los responsables de las distintas estructuras sedimentarias del fondo de Candor Chasma.

Coprates Chasma: Este es uno de los más grandes cañones que configuran Vallis Marineris. Al

pie de sus paredes laterales se pueden observar grandes acumulaciones de materiales cuyo origen se encuentra en los desplomes, deslizamientos y movimientos de tierras que han tenido lugar en sus laderas, y que pueden haberse originado con ayuda del agua subterránea.

Tithonium Chasma: Es un estrecho cañón, respecto a otros que constituyen Vallis Marineris.

El ensanchamiento de los cañones, con un origen tectónico todos ellos, se produce por la erosión del agua que pudo haber circulado por ellos. Algunas de las laderas de los valles, una vez afectadas por la erosión, se iban desplomando debido a que esta región está repleta de fallas y fracturas e grandes longitudes paralelas a los bordes de los cañones. A favor de éstas fracturas se han ido ensanchando los diferentes cañones.

LA SUPERFICIE DE MARTE

Desde la superficie Marte se muestra como un gran desierto pedregoso y anaranjado por la

presencia de óxidos de hierro. La desembocadura de Ares Vallis, donde amartizó la sonda Mars Pathfinder, es una región con grandes bloques de rocas de diferentes orígenes: lanzadas por los impactos cercanos (Twin Peaks) o arrastradas por las fuertes corrientes que formaron Ares Vallis mucho tiempo atrás. El viento también ha modelizado la superficie de Marte. El polvo arrastrado por las importantes tormentas ha cubierto todas las rocas y la superficie, dejando pequeñas dunas entre los bloques de rocas. En esta parte de la exposición podemos descubrir un planeta fascinante a ras de suelo.



MARTE 3D: MARS PATHFINDER

La desembocadura de Ares Vallis es la zona donde aterrizó la sonda planetaria Mars

Pathfinder. Sin embargo no fue la única sonda que amartizó en Chryse Planitia (literalmente, llanura dorada), ni en Marte. En las imágenes de Marte se pueden observar los distintos lugares de aterrizaje de las diferentes misiones enviadas para explorar la superficie marciana a lo largo del tiempo. Estas misiones fueron:

- en 1976 las sondas Viking 1 y Viking 2 - en 1997 la misión que nos ocupa: la Mars Pathfinder.

La misión de exploración planetaria Viking constaba de dos misiones con dos sondas planetarias cada una: ‘lander’ y 'orbiter'. El ‘lander’ es el módulo de descenso hasta la superficie, mientras que el 'orbiter' es la parte de la sonda que se mantiene en órbita alrededor del planeta, tomando fotografías y otros datos. La misión Mars Pathfinder estaba constituida únicamente por un ‘lander’. Sin embargo, incluía una gran particularidad: el Sojourner, un vehículo de control remoto que descendió del ‘lander’ una vez éste se hubo posado en la superficie y que podía ser dirigido por los técnicos de la misión desde la Tierra.

-Objetivos de la misión: La sonda Mars Pathfinder fue lanzada desde Cabo Cañaveral a la 1:58 de la madrugada del 4 de diciembre de 1996 para una travesía de 7 meses. El 5 de julio de 1997 envió los primeros datos. En total, hasta el final de la transmisión, el 27 de septiembre del mismo año, se habían recibido 2’3 billones de bits de información incluyendo más de 16.500 imágenes desde el ‘lander’ y 500 desde el rover, así como más de 15 análisis químicos de las rocas y el suelo, y extensos datos sobre los vientos y otros factores meteorológicos.

Para los geólogos esta fue una importante misión ya que permitió, por primera vez, conocer la

composición de las rocas, lo que junto con su morfología, constituyen las claves del pasado. A partir de los resultados obtenidos por esta misión de exploración planetaria se pudieron verificar las hipótesis acerca del pasado climático de Marte, en las que se afirma que el planeta rojo tuvo alguna vez, hace millones de años, un clima muy distinto del actual; se trataba de un planeta caliente y húmedo con agua en estado líquido estable en su superficie.

Hoy en día las presiones y temperaturas extremas reinantes en Marte impiden la existencia

de agua fluyendo por la superficie: se cree que todo éste agua está en parte congelada y almacenada en los casquetes polares, y en parte se ha evaporado y escapado al espacio exterior.

ZONA DE ATERRIZAJE

A la hora de elegir la zona de aterrizaje de la sonda Mars Pathfinder la única referencia

anterior eran las imágenes tomadas por las sondas Viking en 1976. En estas fotografías la escala era demasiado grande como para apreciar en ellas detalles de la superficie tan concretos como los que se requerían. Se optó entonces por buscar una zona llana en la que se pudieran encontrar distintos tipos de rocas de diferentes procedencias. El lugar idóneo era la desembocadura de una canal, ya que hasta aquí habrían llegado arrastrados los distintos materiales. En Marte existen grandes canales de este tipo, sin embargo el canal seleccionado fue Ares Vallis.



La zona donde aterrizó la sonda, encerrada en una elipse en el mapa, no pudo ser precisada con exactitud hasta que se recibieron las primeras imágenes, a partir de las cuales se determinó la posición exacta del aterrizaje tomando como referencia las colinas llamadas “Twin Peaks” y un relieve que se identificó como el borde del “Big cráter”.

Las primeras imágenes que tomó las sonda fueron una serie de fotografías que cubrían los

360º que era capaz de girar la cámara. De esta forma, los primeros datos que los científicos de NASA tuvieron de Marte con esta misión fueron los de esta vista panorámica.

MÓDULO CARL SAGAN

La sonda Mars Pathfinder fue rebautizada como módulo Carl Sagan en memoria de este

científico y divulgador de las ciencias del espacio: Carl Sagan además de desarrollar una importantísima labor divulgativa fue uno de los pioneros de la investigación extraplanetaria, siendo uno de los responsables de muchas de las misiones de exploración planetaria que permitieron al ser humano conocer otros planetas y otros mundos.

Este módulo de descenso (‘lander’), con un peso de 325 kg, presenta forma troncocónica y

está constituido por 3 ‘pétalos’ que se desplegaron al retraerse los airbags con que amartizó la sonda. Esta misión tardó 3 años en ser diseñada, construida y lanzada, con un coste total de 265 millones de dólares. El módulo Carl Sagan continúa funcionando como estación meteorológica, a pesar de que la misión fotográfica y de exploración con el Sojourner concluyó hace ya tiempo.

Los elementos que constituyen el módulo Carl Sagan son: Cámara estereoscópica: esta cámara permitió hacer una toma de 360º, lo que sirvió a los

encargados de la misión para dirigir al Sojourner en su recorrido. Se eligió este tipo de cámara para poder medir la distancia y el tamaño relativo de cada roca. Este es un aspecto importante a la hora de determinar el origen de las mismas. Esta cámara permitió obtener imágenes 3D de las rocas y la superficie de Marte.

Experimento de propiedades magnéticas: con este experimento se pretendía recoger el polvo

magnético que pudiera haber en suspensión a través de imanes instalados en la sonda. Este tipo de polvo es muy inusual en la Tierra, y presenta una coloración roja debido a su elevado contenido en Fe. Se trata de pequeñas partículas, probablemente formadas por minerales arcillosos, que se han enlazado con un mineral llamado maghemita, el cual se caracteriza por sus importantes propiedades magnéticas. Es un mineral secundario formado a bajas temperaturas.

Mástil meteorológico: se incluyó en la sonda para registrar las características climatológicas

del planeta. Sus sensores de viento registraron durante casi 3 meses velocidades no mayores a 35 km/h.

Altímetro radar: tenía la función de determinar la distancia a la superficie de la sonda

mientras iba descendiendo, a la vez que realizaba otras mediciones de la atmósfera (velocidad del viento, temperatura, presión, humedad,...).

Airbags: revolución tecnológica en estas misiones que tenían la finalizad de permitir

aterrizar a la sonda.



Antenas de baja y alta ganancia: permitías las comunicaciones con la tierra y con el

Sojourner. Rampa: para el descenso del Sojourner. Paneles solares: para la alimentación de la sonda.

ROVER SOJOURNER

Una de las grandes novedades de la misión Mars Pathfinder fue el rover llamado Sojourner

(traducido al español, el transeúnte), ya que fue la primera misión de exploración planetaria en la que un vehículo no tripulado se movía por su superficie. Hasta ese momento las sondas de descenso se habían visto limitadas a fotografiar y analizar las rocas que se situaban en las proximidades. Con el Sojourner se pudo llegar a rocas situadas a varias decenas de metros. El Sojourner fue el primer transeúnte que pisó Marte. Cada componente del rover (cuyas dimensiones eran de 63 cm de largo, 48 cm de ancho, 28 cm de alto, y un peso aproximado de 10 kg) tenía una función: científica o puramente mecánica. Este último aspecto fue muy tenido en cuenta, ya que de su funcionamiento dependía la planificación de futuras misiones en las que ya se plantea la posibilidad de tomar muestras y transportarlas de vuelta hasta nuestro planeta.

El Sojourner estaba constituido por las siguientes partes: APXS: Espectrómetro de Partículas α, Protones y Rayos X: El rover en su parte frontal fue

dotado de este aparato para realizar análisis químicos del suelo marciano y de las rocas a las que se aproximaba.

Panel solar: utilizado para captar la energía necesaria para alimentar el motor del rover y

darle así autonomía en sus movimientos por la superficie. Se mantenía en funcionamiento desde las 10 a.m. hasta las 2 p.m. del día solar marciano. Tenía una superficie de captura de luz de 0’25 m2.

Ruedas: consta de 6 ruedas motrices con capacidad para girar hasta 120º, impulsadas por

energía solar y cada una con suspensión independiente. Gracias a los clavos incorporados en las mismas, se dedujo que el suelo era de naturaleza compresible y de grano fino debido a las indentaciones dejadas por las ruedas a su paso.

Antena UHF: además de estar dotado de rayos láser para la detección de obstáculos, con

esta antena el rover recibía las órdenes enviadas cada día desde la Tierra a través de la Mars Pathfinder, al igual que enviaba los resultados obtenidos. Su ordenador le permitía una cierta autonomía a la hora de sortear obstáculos y realizar operaciones de rutina pero no era capaz de decidir que explorar o a donde dirigirse, instrucciones que diseñaban los responsables de la misión desde la Tierra.

Sistema de suspensión: permitía a cada rueda subir y bajar de forma independiente

atendiendo al tipo de materiales sobre los que se encontrara. En principio esta era una forma de evitar accidentes como el vuelco del Sojourner, lo que hubiese finalizado la misión de forma prematura.



Cámara en color trasera: permitieron realizar numerosas fotografías de Marte a ras de suelo.

Cámaras y láseres: permitían ver los obstáculos y objetivos de estudio, y calcular las

distancias hasta ellos. Este sistema de cámaras y láseres permitió a los técnicos de NASA conducir el Sojourner.

VISTA PANORÁMICA

Cuando la sonda Mars Pathfinder llegó a Marte, lo primero que hizo fue desplegar sus

pétalos y sus instrumentos. La cámara fotográfica, de tipo estereoscópica, realizó una primera vista panorámica de la superficie marciana alrededor de la sonda. Esta vista panorámica, elaborada con diversas fotografías de tipo 3D, mostró con todo detalle como era Marte, al menos en la zona donde aterrizó la sonda. El equipo de investigadores escogió, para designar las numerosas rocas que salpicaban la superficie cercana al módulo Carl Sagan, nombres de personajes de dibujos animados y otras designaciones a su conveniencia. Esto permitió a los científicos saber de que roca estaban hablando mientras decidían cuales de ellas eran las apropiadas para el estudio de detalle con los aparatos analíticos y las cámaras fotográficas de Sojourner. En la vista panorámica de la superficie de Marte en la desembocadura de Ares Vallis se pueden observar diferentes tipos de rocas, tanto por sus formas, como por sus texturas, lo que podía deber a diferentes tipos de rocas, en cuanto a su origen y composición.

El rover, fotografiado junto a las rocas cercanas al módulo Carl Sagan, analizó diferentes

aspectos de las rocas más significativas, una representación de los distintos tipos de rocas que a simple vista se observaban. La capacidad de maniobra del rover estaba limitada ya que su fuente de alimentación provenía de la luz solar, además, una vez enviadas las instrucciones de la trayectoria a seguir, no había rectificación posible. Asimismo, tenía una gran dependencia del módulo de descenso que emitía y recibía los datos desde su antena hasta la sonda, siendo el alcance limitado.

ROCAS MARCIANAS

De todas las rocas que se encontraban en los alrededores del módulo Carl Sagan, algunas

tenían un especial interés, por sus formas o por sus composiciones. Algunas de estas rocas son: Barnacle Bill: Puede tratarse de una roca volcánica, ya que presenta pequeños agujeros que

pudieron ser causados por la presencia de burbujas de gas originadas por la lava al tiempo que se enfriaba. De ser así, esta roca se consideraría un basalto, pero tras el análisis químico con el APXS se observó que el contenido en sílice era demasiado alto como para clasificarla de esta manera. No obstante, si hubiera permanecido más tiempo en la cámara magmática, habría dado lugar a que el Fe, el Mg y otros elementos pesados se separaran de la roca fundida, de manera que se produjera un enriquecimiento en sílice. Entonces podríamos considerar esta roca como un pariente lejano de las andesitas. Junto a esta roca se observa una cola aerodinámica a sotavento, compuesta por finas partículas depositadas por el viento.

Yogui: En la superficie de esta roca de aspecto redondeado se distinguen dos tonalidades de

coloración. La naturaleza de esta diferencia de color puede ser debida a la acumulación de polvo



a sotavento. A primera vista, Barnacle Bill y Yogi podrían tener un origen y composición comunes. En sus maniobras de aproximación a la roca Yogi, el Sojourner chocó contra ella y tratando de superar el obstáculo quedó atascado. Esto ocurrió porque su diseño no le permitía sortear alturas mayores de 17 cm. Se mantuvo así a la espera de nuevas instrucciones.

Boo Boo: Esta roca, de forma irregular y parcialmente angulosa, presenta una superficie de

aspecto oqueroso y acanalado. Esta es una característica común a otras rocas de la superficie de Marte observadas por la sonda Mars Pathfinder.El origen de estas estructuras se podría encontrar en la participación de esta roca en un flujo de agua en el que otras rocas colisionan y se estrían entre sí, al ser llevadas por la corriente.

Scooby Doo y Casper: Son rocas al parecer compuestas por agregados cementados

químicamente por la acción del agua. En principio serían partículas amontonadas por la acción del viento o del agua y que, tras estar un tiempo depositadas en el mismo sitio, el agua provocó la entre las partículas se formaran cristales minerales que aún las mantiene unidas. Posteriormente esta roca fue erosionada y arrancada y arrastrada de su lugar de formación hasta donde se encuentra en la actualidad

Ender: Como otras rocas del Rock Garden y de los alrededores de la estación Carl Sagan,

esta roca muestra una superficie oquerosa y acanalada, relacionada con su arrastre en un flujo de agua, junto con otras rocas.

Mermaid Dune: Se trata de dunas de morfología semejante a los barjanes terrestres, por

tanto la dirección del viento es hacia donde apuntan los cuernos del barján. Su color claro indica que podría tener un alto contenido en sílice semejante a la arena de las playas de nuestro planeta. Esto plantea una contradicción, ya que los meteoritos SNC procedentes de Marte presentan un bajo contenido en sílice. La presencia de dunas apoya a su vez la teoría de que alguna vez fluyó agua por la superficie de Marte, ya que en la Tierra la arena se origina, principalmente, por la acción del agua.

ROCK GARDEN Rock Garden (jardín de rocas) es el nombre que recibió una parte de los alrededores del

módulo Carl Sagan en el que las rocas estaban dispuestas muy salteadas, como las flores de un jardín. Las rocas del Rock Garden están apiladas y inclinadas, algunas hasta 20º, como si se hubieran depositado rápidamente por una inundación catastrófica; probablemente la misma que dio lugar a Ares Vallis hace entre 1.800 y 3.500 millones de años. Este canal desembocó en una región de baja altura, dejando tras de sí un surtido de rocas arrastradas desde las regiones altas. Tras la hipotética inundación catastrófica, tal vez se produjeron impactos de meteoritos en la zona, los cuales habrían arrancado material que rebotaría en la superficie. Esto explicaría la presencia de los bloques más oscuros y angulosos.

Shark: Podría ser un conglomerado que se formó por el flujo en superficie de agua durante

un largo periodo de tiempo. Este flujo redondeó los cantos y los depositó después en una matriz. Esto apuntaría a un pasado marciano más templado y húmedo.



Wedge: Roca de aspecto oqueroso cuyo origen pudo ser la colisión múltiple con otras rocas

en el interior de un flujo de agua. Half Dome, Stimpy y Moe: Estas rocas presentan una superficie oquerosa, acanalada y

estriada en una dirección particular. En la Tierra esto corresponde a un patrón de meteorización que se produce cuando partículas tamaño arena son recogidas y arrastradas cortas distancias, golpeando la roca durante un largo periodo de tiempo.

Chimp: Se trata de una roca de textura fina, agrietada y picada en superficie. Estas

oquedades pueden ser debidas a las burbujas de gas que quedaron atrapadas en la roca cuando ésta se solidificó. También es posible que estos agujeros tengan su origen en procesos de meteorización.

Flat Top: Es una roca plana, rectangular, con coloración y brillo que indican depósitos de

polvo en la capa superior. En cuanto a su origen se establecen las mismas hipótesis que para Chimp.

Flute Top: Roca parcialmente enterrada en el polvo y con una superficie superior muy plana.

A su alrededor se observan surcos provocados por pequeños flujos de agua en un pasado reciente.

Twin Peaks: Estas dos elevaciones de casi 50 m de altura revisten gran importancia porque

llevaron a los expertos a la identificación de la zona de aterrizaje de la sonda a partir de las imágenes tomadas por las sondas Viking. En ambas colinas se puede observar una estructura en capas, rasgo evidente de actividad sedimentaria asociada al agua.

Hippo: Es un gran bloque de roca que, por sus forman angulosas y su disposición sobre otras

rocas, sin estar muy tapado por los sedimentos, podría ser parte de los materiales expulsados como consecuencia de un impacto en las cercanías.

Grommit: Esta es una roca redondeada que en su superficie superior presenta una serie de

hendiduras en forma de herradura, parcialmente rellenas de polvo. El origen de esta roca puede ser el arrastre en el interior de una corriente de agua como la que pudo formar ares Vallis. Las hendiduras pudieron ser provocadas por el choque con otras rocas. El polvo que tapa parcialmente las hendiduras se encuentra en las zonas protegidas del viento.

Mini Matterhorn: Es una roca que recibe su nombre por el parecido con el Matterhorn o

Cervino, un pico montañoso situado en los Alpes. Presenta unas caras más o menos planas que se unen en una arista. Esta roca está parcialmente oculta por el polvo que cubre la superficie de Marte, y que tiene pequeñas dunas originadas por las corrientes turbulentas que se generan cuando el viento choca contra esta roca.

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