El «agujero de gravedad» del océano Índico: cómo se formó la mayor depresión geoidal de la Tierra
A unos 1.200 kilómetros al suroeste del extremo sur de la India, la superficie del mar se hunde. No a simple vista, no de una forma que un marinero pudiera notar desde la cubierta, no de ninguna forma que aparezca en una tabla de mareas. Pero si eliminaras el viento, las corrientes, los gradientes de temperatura y todo lo demás que agita el océano, la verías: una depresión circular del tamaño aproximado del subcontinente indio, de tres millones de kilómetros cuadrados, donde el nivel de reposo del mar queda unos 106 metros por debajo de la superficie media del mar en el resto de la Tierra. Es la depresión geoidal del océano Índico, conocida popularmente como el «agujero de gravedad». Es la mayor anomalía gravimétrica de nuestro planeta, y durante 75 años nadie se puso de acuerdo sobre qué la había causado. En 2023, dos geofísicos del Instituto Indio de Ciencia sostuvieron que la respuesta es un fantasma. La abolladura del mar, dijeron, es lo que queda de un océano que murió.
Qué es en realidad un geoide
La Tierra, una patata llena de bultos
Para hablar de un agujero de 106 metros en el océano, primero tienes que abandonar la idea de que la Tierra es redonda. No lo es. La rotación la achata hasta convertirla en un elipsoide, con el ecuador abombado unos 21 kilómetros más lejos del centro que los polos. Luego hay que añadir los bultos: montañas, fosas oceánicas, densas placas de roca enterradas a cientos de kilómetros de profundidad, huecos de material más caliente y ligero que asciende desde abajo. Cada una de esas diferencias de masa tira del campo de gravedad un poco más fuerte o un poco más débil de lo que predice el anodino elipsoide. «La Tierra es básicamente una patata llena de bultos», ha dicho Attreyee Ghosh, geofísica del Centro de Ciencias de la Tierra del IISc de Bangalore, al describir esta idea. El geoide es la forma que adoptaría esa patata si extendieras un océano sobre todo el planeta y dejaras que la gravedad decidiera dónde se asienta la superficie.
Por qué el nivel del mar no es un único número
El nivel del mar, dicho de otro modo, no es un número. Es una superficie, y bastante irregular. Sobre el alto geoidal de Nueva Guinea se eleva unos 85 metros por encima del elipsoide de referencia; sobre el océano Índico desciende 106 metros. No son protuberancias que puedas ver desde un barco. Son ondulaciones equipotenciales, definidas por el propio campo de gravedad, y misiones de satélite modernas como GOCE, de la ESA, y la pareja GRACE, conjunta de la NASA y el DLR, se construyeron específicamente para cartografiarlas con una precisión del orden del metro.
Vening Meinesz y el descubrimiento de 1948
El hombre que se dio cuenta por primera vez de que algo no cuadraba al sur de la India nunca navegó hasta allí para buscarlo. Felix Andries Vening Meinesz era un geodesta neerlandés de dos metros de altura que había pasado la década de 1910 cartografiando la gravedad de su país, llano y pantanoso, con un ingenioso aparato de péndulos de diseño propio. El suelo neerlandés, empapado de sedimentos, no dejaba que un solo péndulo se mantuviera estable, así que construyó uno con tres péndulos que oscilaban en fases opuestas: sus perturbaciones se anulaban y su verdadero periodo sobrevivía. Los marineros de los estrechos submarinos que llevaron el instrumento al mar acabaron llamándolo el Becerro de Oro.
A partir de 1923, Vening Meinesz recorrió los océanos del mundo a bordo de submarinos de la Armada Real de los Países Bajos, incluido el largo viaje del K-XVIII de 1934–1935 por las Indias Orientales. Su aparato, sumergido a 30 metros bajo las olas, donde se calma el oleaje superficial, realizó las primeras mediciones precisas de la gravedad jamás hechas en el mar. Encontró franjas de anomalías paralelas a las fosas de Indonesia, un trabajo que alimentaría directamente la teoría de la tectónica de placas. Pero el gigantesco mínimo al sur de la India no se dio a conocer en un solo viaje. Surgió poco a poco, en la síntesis de posguerra de décadas de datos de péndulos en submarinos con nuevas mediciones desde barcos y satélites. En 1948, cuando Vening Meinesz publicó sus mapas gravimétricos consolidados de la región del océano Índico, la anomalía era inconfundible. Había un agujero en el campo de gravedad del tamaño de un subcontinente, y nadie sabía por qué.
Setenta y cinco años de explicaciones fallidas
Las tres generaciones siguientes de geofísicos intentaron explicar lo que había encontrado Vening Meinesz, y en su mayoría fracasaron. El primer intento serio, de S. M. Ihnen y J. H. Whitcomb en 1983, lo atribuía a una depresión del manto superior no compensada isostáticamente, básicamente un hoyo en la corteza que nunca se había equilibrado con raíces flotantes. No funcionó. La forma no cuadraba, la magnitud no cuadraba y la anomalía negativa llegaba demasiado hondo para ser un rasgo cercano a la superficie. En 1987, J. G. Negi y sus colegas propusieron que el propio límite entre el núcleo y el manto estaba hundido bajo el océano Índico. Ese modelo podía reproducir la magnitud, pero la sismología nunca lo ha respaldado. Otros grupos culparon a cementerios de placas frías de litosfera subducida del Tetis apoyados sobre el límite núcleo-manto, a la deshidratación de esas placas, que liberaría fluidos que reducirían la densidad en el manto medio, o a antiguas cuencas de trasarco en el Neotetis.
El primer modelo que se acercó recurrió a algo más dinámico. Attreyee Ghosh, junto con G. Thyagarajulu y Bernhard Steinberger, del GFZ de Potsdam, publicó en Geophysical Research Letters en 2017 un cálculo de convección del manto que derivaba el flujo de la propia tomografía sísmica. Concluyeron que la depresión geoidal solo podía reproducirse si existía una anomalía de baja densidad y baja velocidad en el manto superior, entre unos 300 y 900 kilómetros de profundidad, bajo el norte del océano Índico. Las placas frías del manto inferior por sí solas, argumentaban, sencillamente no producían una depresión geoidal en el lugar correcto. Bernhard Steinberger dio el siguiente paso en 2021 con un modelo de densidad sintética publicado en Tectonophysics que mostraba que la IOGL se sitúa justo donde un «anillo» aproximadamente norte–sur de placas de alta densidad del manto inferior se cruza con una «franja» aproximadamente este–oeste de material de baja densidad del manto superior que parte de África oriental. La ubicación del cruce era, por fin, una pista. La franja caliente del manto superior apuntaba hacia África, y hacia uno de los rasgos más extraños del interior profundo de la Tierra.
El modelo de 2023: un océano fantasma y la mancha africana
La franja que Ghosh y Steinberger habían identificado apuntaba hacia una inmensa anomalía termoquímica asentada sobre el límite núcleo-manto bajo África: una de las dos grandes provincias de baja velocidad de cizalla que dominan los 1.000 kilómetros inferiores del manto. Las dos LLSVP antipodales, bajo África y el Pacífico, fueron descritas de forma exhaustiva por primera vez por Su, Woodward y Dziewonski en 1994, y desde entonces las han cartografiado todos los grandes modelos tomográficos globales. Se extienden miles de kilómetros lateralmente, se elevan más de mil kilómetros por encima del límite núcleo-manto y ocupan aproximadamente entre el 3 y el 9 % del volumen de la Tierra. Las ondas sísmicas de cizalla se ralentizan entre un 0,5 y un 1 % en la parte superior de cada provincia, y hasta un 3 % en su base. A la de África se la apoda a veces Tuzo y, con menos cariño, la mancha africana. Se cree ampliamente que sus márgenes son el semillero de las plumas del manto; el rift de África oriental, la Reunión, Tristán e Islandia se han relacionado con ascensos de material enraizados en los bordes de las LLSVP.
En mayo de 2023, Debanjan Pal, doctorando de Ghosh, y la propia Ghosh publicaron un artículo en Geophysical Research Letters que reunía todo esto en una historia con principio. Con el código de convección en capa esférica CitcomS, asimilaron reconstrucciones de tectónica de placas de los últimos 140 millones de años y ejecutaron 19 simulaciones de convección del manto hacia delante en el tiempo. De una simulación a otra variaron los parámetros de densidad y la reología. De las 19, siete reprodujeron tanto una depresión geoidal localizada en el lugar correcto como el patrón global más amplio del geoide, con una correlación regional superior a 0,75 respecto a la IOGL observada. Su caso representativo, el Caso 1, reproducía la estructura térmica de longitud de onda larga de una tomografía sísmica independiente (el modelo TX2019S) con una correlación de entre 0,8 y 0,9 por debajo de 1.500 kilómetros de profundidad.
La historia que cuentan esos modelos es así. Hace unos 140 millones de años, la India formaba parte de Gondwana, situada donde aún se encuentra Madagascar, y separada de Eurasia por un vasto océano intermedio llamado Tetis. Cuando la India se desgajó y salió disparada hacia el norte, a unos 15 centímetros por año —aproximadamente el doble que la deriva tectónica actual más rápida, según el análisis de la colisión que Jagoutz y Royden publicaron en 2015 en Nature Geoscience—, el fondo marino del Tetis se fue consumiendo sistemáticamente bajo el margen meridional de Asia. La litosfera oceánica, fría y densa, se hundió miles de kilómetros en el manto. Hace unos 50 millones de años, la India chocó con Asia y empezó a levantar el Himalaya; para entonces, los frentes de las antiguas placas del Tetis ya habían alcanzado el límite núcleo-manto.
En los modelos de Pal y Ghosh, esos cementerios de placas hicieron algo interesante. Perturbaron la LLSVP africana y empujaron su margen oriental. Material caliente y de baja densidad ascendió desde el borde de la LLSVP en forma de pluma, fue desviado hacia el este bajo la veloz placa india y se acumuló en el manto superior, entre unos 300 y 900 kilómetros de profundidad, bajo lo que hoy es el océano Índico. La depresión geoidal que vemos hoy, según los modelos, solo adquirió realmente su forma actual hace unos 20 millones de años, cuando las plumas se habían extendido lateralmente lo suficiente en el manto superior como para producir un déficit de masa profundo y amplio. «Lo que estamos viendo es que el material caliente y de baja densidad que procede de esta LLSVP situada bajo África se encuentra bajo el océano Índico y está creando esta depresión geoidal», explicó Ghosh a Scientific American cuando se publicó el artículo. La abolladura del mar, según su interpretación, no es obra directa del Tetis, sino de su fantasma: las placas, enterradas hace mucho, de un océano desaparecido, que siguen removiendo el manto profundo cientos de millones de años después.
La prueba sísmica desde el fondo del océano Índico
Un modelo de convección no es una medición. Para saber si la historia de Pal y Ghosh es correcta, tienes que escuchar al manto. El Centro Nacional de Investigación Polar y Oceánica (NCPOR) de la India, a través de un programa del Ministerio de Ciencias de la Tierra, lleva tiempo intentando hacer exactamente eso. Dentro de este programa, equipos del NCPOR dirigidos por Dhananjai Pandey desplegaron, por primera vez en la región, una red lineal concentrada de 17 sismómetros de fondo oceánico de banda ancha que atravesaba el centro de la IOGL. Los instrumentos permanecieron en el fondo abisal registrando terremotos telesísmicos de todo el mundo.
Los instrumentos revelaron algo llamativo. En un artículo de 2022 en Tectonophysics, Sanjay S. Negi, Amit Kumar, Lachit S. Ningthoujam y Pandey utilizaron funciones receptoras P-S de la red para cartografiar la zona de transición del manto —el intervalo de profundidad entre las discontinuidades sísmicas de 410 y 660 kilómetros— justo debajo de la IOGL. Encontraron un hundimiento de ambas discontinuidades a lo largo de un tramo de zona de transición de unos 800 kilómetros de ancho, con excesos de temperatura estimados de 140 a 558 K a 410 km y de 200 a más de 1.000 K a 660 km. Un artículo complementario de Kumar y sus colegas, también en Tectonophysics en 2022, utilizó velocidades de fase de ondas superficiales de la misma red y encontró una gruesa zona de baja velocidad en el manto superior bajo la depresión geoidal, compatible con material caliente y flotante.
Es la primera prueba sísmica directa de una anomalía térmica caliente que se extiende desde la zona de transición hasta la astenosfera bajo la IOGL. Respalda el panorama general de Pal y Ghosh: una anomalía de baja densidad en el manto superior y medio alimentada por una pluma profunda. Sin embargo, no obtiene imágenes de la conexión de la pluma con la LLSVP africana. La red de OBS es una línea demasiado estrecha para resolverla. Confirma que hay algo caliente bajo la depresión geoidal. No muestra si ese calor conecta en profundidad con la LLSVP africana, donde los modelos de convección sitúan su raíz.
La crítica: ¿y la pluma de la Reunión?
La objeción científica más sólida al modelo de Pal y Ghosh vino de Alessandro Forte, geofísico de la Universidad de Florida que ha dedicado su carrera precisamente a este tipo de modelización dinámica del geoide. En declaraciones a Jacopo Prisco, de la CNN, en julio de 2023, Forte elogió la inclusión de plumas calientes ascendentes, una mejora respecto a modelos anteriores que solo simulaban placas frías que se hunden, pero señaló una omisión grave.
«El problema más destacado de la estrategia de modelización adoptada por los autores es que no consigue en absoluto reproducir la potente pluma dinámica del manto que entró en erupción hace 65 millones de años bajo la ubicación actual de la isla de la Reunión. La erupción de las coladas de lava que cubrieron la mitad del subcontinente indio en aquella época, y que produjeron los célebres traps del Decán, uno de los mayores rasgos volcánicos de la Tierra, se ha atribuido desde hace mucho a una potente pluma del manto que está completamente ausente de la simulación del modelo».
No es una omisión menor. La erupción de los traps del Decán a finales del Cretácico es uno de los episodios de pluma mejor documentados del registro geológico, con huellas isotópicas y geoquímicas que la vinculan directamente con el actual punto caliente de la Reunión. Si un modelo de convección del manto que pretende explicar el campo de gravedad bajo el océano Índico actual no es capaz de generar precisamente la pluma que construyó los traps del Decán, falta algo importante. Forte también señaló discrepancias entre el geoide global modelizado y el observado sobre el Pacífico, África y Eurasia, lo que sugiere que el éxito del Caso 1 podría ser en parte un ajuste local más que una explicación dinámica coherente a escala global. Apuntó que los propios autores solo informaban de «una correlación moderada, de alrededor del 80 %» entre los geoides predicho y observado, sin dar una medida numérica precisa.
Ghosh ha sido franca sobre los límites. «No sabemos con absoluta precisión cómo era la Tierra en el pasado», declaró a la CNN. «Cuanto más retrocedes en el tiempo, menos confianza hay en los modelos… Pero creemos que la razón general de este mínimo está bastante clara». Huw Davies, especialista en geodinámica del manto de la Universidad de Cardiff, ofreció un cortés término medio: el trabajo, dijo, es «sin duda interesante, y describe hipótesis interesantes que deberían estimular más investigación sobre este tema».
Ahí es más o menos donde está la cuestión. El modelo de Pal y Ghosh es la mejor explicación dinámica y dependiente del tiempo que nadie haya propuesto para la IOGL. Es en general coherente con la sismología de los OBS. Todavía no está confirmado sísmicamente por debajo de la zona de transición, y no logra reproducir uno de los mayores episodios de pluma conocidos en la misma región.
¿Desaparecerá algún día el agujero de gravedad?
Lo que sea que formó la IOGL la sigue formando. Pal y Ghosh calculan que la anomalía adquirió su forma actual hace solo unos 20 millones de años, cuando las plumas del manto superior se habían extendido lateralmente lo suficiente como para deprimir el geoide. Mientras siga fluyendo material caliente desde el borde de la LLSVP africana hacia el manto superior bajo el océano Índico, la abolladura persistirá. Pero las anomalías de masa del interior profundo de la Tierra no son estáticas. Los movimientos de las placas están reorganizando las placas en subducción, la propia LLSVP africana se deforma lentamente y la placa india sigue empujando hacia el norte contra Asia. «Cuando las anomalías de temperatura que causan este geoide bajo se desplacen de su ubicación actual», explicó Pal a Scientific American, «la depresión geoidal empezará a disiparse».
En las escalas de tiempo que importan en la dinámica del manto, de decenas a cientos de millones de años, la IOGL es un rasgo transitorio, más joven que la extinción de los dinosaurios y de una edad parecida a la del Himalaya actual. Con el tiempo, se curará.
Por qué importa el agujero de gravedad del océano Índico
Más allá de la satisfacción de resolver un misterio geofísico de hace 75 años, la historia de la IOGL tiene un alcance real. Estrecha el vínculo entre la geodesia por satélite —las misiones GOCE y GRACE, que cartografiaron el geoide con un detalle sin precedentes— y la maquinaria convectiva del manto profundo, la misma que impulsa la tectónica de placas, mantiene el campo magnético a través del núcleo y moldea una dinámica del interior profundo de la Tierra que apenas empezamos a descifrar. Afina los marcos de referencia del nivel del mar que se usan para todo, desde el análisis de mareógrafos ligado al clima hasta los modelos de circulación oceánica. Y nos recuerda que incluso los rasgos más grandes y de aspecto más estable de un globo son ecos de movimientos que ocurren cientos de kilómetros bajo nuestros pies. El mismo manto profundo que esconde océanos enteros de agua del manto profundo dentro de la ringwoodita hidratada está, en el océano Índico, redibujando lentamente la forma de la superficie del planeta.
Preguntas frecuentes
¿Qué es el «agujero de gravedad» del océano Índico?
Es la depresión geoidal del océano Índico (IOGL), una región aproximadamente circular de unos tres millones de kilómetros cuadrados, centrada a unos 1.200 km al suroeste del extremo sur de la India, donde la gravedad terrestre es más débil que la media. Debido a esa atracción más débil, la superficie de reposo del mar queda allí unos 106 metros por debajo de la media mundial. Es la mayor anomalía gravimétrica de la Tierra.
¿Por qué el nivel del mar es más bajo sobre la depresión geoidal del océano Índico?
El nivel del mar sigue el geoide, una superficie equipotencial modelada por la distribución de la masa en el interior de la Tierra. Bajo la IOGL hay un déficit de masa, una región de material caliente y de baja densidad en el manto superior y medio, así que la atracción gravitatoria es más débil y la superficie de equilibrio del mar se hunde.
¿Qué causa la depresión geoidal del océano Índico?
Según el modelo de referencia de 2023, de Debanjan Pal y Attreyee Ghosh, las placas en hundimiento del antiguo océano de Tetis perturbaron una vasta estructura caliente bajo África (la gran provincia africana de baja velocidad de cizalla) y enviaron plumas de material de baja densidad que se acumularon en el manto superior bajo el océano Índico. Ese déficit de masa, según los modelos, produjo la depresión geoidal, que adquirió su forma actual hace unos 20 millones de años. La explicación está respaldada por datos sísmicos del fondo oceánico, pero aún no se ha confirmado del todo en profundidad.
