Hace aproximadamente 4,56 mil millones de años, la joven Tierra acababa de formarse a partir de un disco protoplanetario colapsante alrededor del Sol. En ese momento, las colisiones entre planetesimales liberaban una energía colosal, transformando la superficie terrestre en un océano de magma de varios cientos de kilómetros de profundidad. La temperatura media superaba los 2000 K. Este estado líquido global permitió la diferenciación gravitacional: elementos pesados como hierro y níquel se hundieron hacia el núcleo, mientras los silicatos más ligeros formaban el manto primitivo.
Nota:
El kelvin (K) es la unidad básica de temperatura termodinámica del SI. Corresponde a la fracción \(1/273{,}16\) de la temperatura termodinámica del punto triple del agua. Así, 0 K representa el cero absoluto, temperatura en la que cesa toda agitación térmica teóricamente. Para convertir a grados Celsius: \(T(°C) = T(K) - 273{,}15\).
Durante el océano de magma, la temperatura media de la superficie alcanzaba 2000–2500 K, y en el centro quizás 7000–8000 K.
Hoy, la temperatura del núcleo se estima entre 5000–6500 K. Esta disminución térmica afecta poco la presión hidrostática, que depende principalmente de la masa y la distribución de densidad, pero cambia profundamente el estado físico de las capas internas.
El enfriamiento ocurrió principalmente en las capas externas, mientras que el núcleo interno y el núcleo externo mantienen un estado parcialmente líquido/sólido. El calor residual persiste por varias contribuciones físicas: calor residual de acreción, liberación de calor latente durante la cristalización del hierro, y calor radiogénico de la desintegración de isótopos inestables (p. ej., U, K, Th).
Estos procesos térmicos alimentan la convección del manto y mantienen un flujo de calor significativo hacia la superficie. Así, aunque el planeta ha salido de su estado de fusión global, sigue siendo térmicamente activo y continúa evolucionando a escalas de tiempo geológicas.
El enfriamiento progresivo comenzó cuando cesaron los impactos mayores, especialmente tras la colisión gigante con Tea, un cuerpo del tamaño de Marte, hace unos 4,47 mil millones de años. Este impacto creó un nuevo reservorio térmico y la formación de la Luna. Cuando la temperatura superficial descendió por debajo del punto de solidificación de los silicatos (~1600 K), comenzaron a formarse cristales en el océano de magma. Estos cristales, principalmente olivino y piroxeo, formaron la primera corteza sólida inestable.
Según el geoquímico Victor Moritz Goldschmidt (1888-1947), la separación de elementos entre el núcleo metálico y el manto silicatado determinó la composición química actual de la Tierra. La estructura estratificada del globo, con un núcleo rico en Fe-Ni y un manto dominado por silicatos de Mg y Si, es resultado directo de esta fase infernal.
La intensa desgasificación del magma liberó enormes cantidades de CO₂, vapor de agua y azufre, formando una atmósfera espesa y tóxica. La presión atmosférica superaba varios cientos de bares y la superficie estaba sometida a un efecto invernadero extremo. Cuando la temperatura finalmente bajó por debajo de ~647 K (punto crítico del agua), el vapor de agua pudo separarse en líquido y vapor; se hicieron posibles lluvias torrenciales. Estas lluvias, que duraron millones de años, erosionaron los primeros basaltos y contribuyeron a la formación de la proto-oceánica.
La disipación de calor interno ocurrió por radiación y convección del manto. Sin embargo, la radiación directa hacia el espacio gélido estaba muy limitada. La atmósfera primitiva, densa y cargada de vapor de agua, CO₂ y partículas volcánicas, absorbía la mayor parte de la radiación infrarroja emitida por la superficie fundida. La Tierra primitiva se comportaba como un gigantesco horno de efecto invernadero: el calor quedaba atrapado en las capas atmosféricas, ralentizando considerablemente el enfriamiento global.
| Época (Ga) | Evento principal | Temperatura estimada (K) | Estado geológico |
|---|---|---|---|
| 4,56 | Acreción y fusión global | ≈ 2500 | Océano de magma total |
| 4,47 | Impacto de Tea, formación de la Luna | ≈ 2200 | Refusión parcial del manto |
| 4,40 | Primera solidificación de la corteza basáltica | ≈ 1600 | Formación de corteza superficial sólida |
| 4,30 | Condensación del vapor de agua | ≈ 800 | Lluvias torrenciales y erosión primaria |
| 4,10 | Inicio de estabilización térmica del manto | ≈ 600 | Enfriamiento gradual, convección aún activa |
| 4,00 | Estabilización del manto y primeras rocas | ≈ 500 | Inicio de tectónica primitiva |
| 3,90 | Enfriamiento suficiente para océanos estables | ≈ 300–400 | Océanos líquidos permanentes y corteza estabilizada |
| 3,80 | Formación de los primeros sedimentos | ≈ 300 | Depósitos sedimentarios en océanos, inicio del ciclo geoquímico |
| 3,70 | Posible aparición de vida primitiva | ≈ 300 | Condiciones químicas favorables en océanos estables |
| 3,50 | Estabilización tectónica global | ≈ 290–300 | Formación de primeras plataformas continentales, ciclo hidrológico activo |
| 3,50 | Aparición confirmada de las primeras formas de vida | ≈ 300 | Océanos estables, primeras formas de vida microbiana (estromatolitos) |
Fuente: Nature Geoscience, Science Advances.
El infierno mineral del inicio de la Tierra modeló las propiedades fundamentales de nuestro planeta: densidad, composición química y dinámica interna. Esta fase ardiente permitió la génesis del manto, la formación del núcleo magnético y la liberación de los gases precursores de la atmósfera. Paradójicamente, este episodio infernal hizo posible la posterior aparición de condiciones estables y, más tarde, de la vida.
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