La división geológica de la historia de la Tierra desde sus orígenes hace 4.500 millones de años hasta la actualidad se divide en 4 eones:
Hadense: 4.500 a 3.800 millones de años
Arqueozoico: 3.800 a 2.500 millones de años
Proterozoico: 2.500 a 540 millones de años
Fanerozoico: 540 millones de años hasta la actualidad
Se denomina precámbrico a todo el período anterior al Fanerozoico. Este período ocupa el 87 % de la historia terrestre.
Durante toda esta larga historia las variaciones climáticas de la tierra han sido enormes. Entre ellas destacan los períodos de glaciación, que fueron muchos. De estos períodos hubo varios en los que la glaciación fue tan importante que convirtieron el planeta en una bola helada durante largos períodos de tiempo.
Los primeros eventos de glaciación continental que conocemos se produjeron hace alrededor de 2.900 millones de años (glaciación Pongola), seguidos de una serie de tres episodios de glaciaciones, llamadas Huronianas, que sucedieron hace entre 2.450 y 2.220 millones de años. Esta secuencia enlaza con la importante glaciación Makganyene, situada en latitudes cercanas al ecuador, y que sucedió hace entre 2.320 y 2.220 millones de años. Al estar situada cerca del ecuador, es probable que esta glaciación fuera global.
Durante un largo período no se produjeron nuevas glaciaciones de las que tengamos noticia, hasta que, ya al final del Neoproterozoico, en rocas datadas de hace entre 750 y 580 millones de años, se observan señales de otras glaciaciones: la glaciación Sturtiense, hace unos 710 millones de años, la Marinoense, hace unos 635 millones de años, y la Varangiense, hace unos 600 millones de años. Estas glaciaciones fueron, probablemente, las más importantes de la historia de la Tierra, ya que congelaron todo el planeta, formando lo que se llama planeta “iglú” o planeta “bola de nieve”.
Durante estos períodos de planeta “bola de nieve” reinaba el clima más frío que podamos imaginar: un planeta cubierto por hielo de polo a polo. La temperatura media global sería de unos -50 ° C, debido a que la mayor parte de la radiación solar se reflejaba hacia el espacio, ya que la superficie helada tiene un albedo muy elevado (se llama albedo a la fracción de la radiación reflejada y varía mucho según el tipo de superficie, yendo de ~ 0,1 para el agua líquida, al ~ 0,3 para la tierra desnuda, al ~ 0,45-0,65 para el hielo en función del contenido de burbujas, y hasta el ~ 0,9 para la nieve fresca). La temperatura ecuatorial promedio durante estos períodos sería de unos -20° C, más o menos similar a la actual de la Antártida. Al no existir el efecto moderador de los océanos, los cambios de temperatura asociados con los ciclos día-noche y de los cambios de estación serían mucho mayores. Debido a su superficie sólida, el clima en la Tierra durante estos períodos tendría mucho en común con el clima actual de Marte. A pesar del clima frío y seco, la atmósfera seguiría transportando algo de vapor de agua desde las áreas de la sublimación (cambio directo de sólido a vapor) a las zonas de condensación. Al cabo de un tiempo suficiente, el hielo glacial se espesaría y fluiría en la dirección opuesta. Este flujo glacial dio como resultado depósitos sedimentarios, que forman las huellas de la actividad glacial después de que el hielo ha desaparecido.
La existencia de grandes glaciaciones continentales que pudieron llegar hasta latitudes tropicales es una característica importante de las glaciaciones anteriores al Fanerozoico.
Los primeros indicios geológicos de la presencia de glaciares en la Tierra se encuentran en la parte superior de la formación Pongola de Sudáfrica, y se remontan a hace unos 2.900 millones de años. La prueba consta de depósitos glaciares sedimentarios llamados diamictitas (material generalmente transportado por el hielo flotante, incluyendo rocas rayadas por glaciares). Esto no quiere decir que no hubiera glaciaciones anteriores, pero en vista de los chert de sílex (roca sedimentaria silícea, constituida principalmente de agregados cristalinos finos de cuarzo y sílice fibrosa) y de numerosos depósitos de rocas sedimentarias marinas, con edades anteriores a esta glaciación, parece bastante seguro de que la Tierra no pasó la mayor parte de su historia anterior encerrada en un congelador. Por tanto, la glaciación Pongola parece marcar el comienzo del largo coqueteo de la Tierra con el hielo.
La datación de la glaciación Pongola se deduce de que sus registros geológicos están situados entre dos depósitos volcánicos datados, el primero en 2.985 ± 1 millones de años, y el posterior en 2.837 ± 5 millones de años.
El período situado entre hace unos 2.450 millones de años y algún punto situado antes de 2.220 millones años muestra una serie de tres glaciaciones, cuyos registros se encuentran en el Supergrupo Huroniano en el Canadá. No se está seguro de la latitud en la que se encontraban estas rocas en aquel momento, por lo que no se puede asegurar que se tratase de glaciaciones globales.
El comienzo de la glaciación Makganyene ocurrió hace unos 2.320 millones de años, y está grabado en las rocas de Transvaal, en Sudáfrica. Fue una gran glaciación, y bien pudo haber sido global. Sabemos esto porque se ha conservado un registro del campo magnético de la Tierra en las rocas, que puede ser usado para deducir la latitud en la que se encontraban las rocas cuando se establecieron los depósitos glaciares. Estos datos paleomagnéticos muestran que había hielo a unos 12 grados del Ecuador, lo que sugiere que se trató de una glaciación global. Este hallazgo fue publicado en 1997 por David Evans, Beukes Nic y Joe Kirschvink, en su famosa publicación Low-latitude glaciation in the Palaeoproterozoic era.
¿Cuál fue la causa de estas glaciaciones?
Quizá sería mejor preguntarnos por qué durante la primera mitad de la vida del planeta éste no estuvo helado, ya que el flujo de la radiación solar era, en aquellos tiempos, mucho menor que en la actualidad. En la figura siguiente se da una aproximación de la luminosidad del sol a lo largo del tiempo: hace 3.000 millones de años el flujo de radiación solar era un 22 % inferior al actual. Si el flujo de radiación del sol disminuyera bruscamente un 5 o un 10 %, los océanos actuales se congelarían rápidamente. Como hay pruebas geológicas claras de que hace 3.000 millones o más había agua líquida en la superficie de los océanos, podemos deducir que debía haber un efecto invernadero muy superior al actual. Los gases causantes de este efecto invernadero eran principalmente el vapor de agua, el CO2 y el CH4.
Las glaciaciones empezaron con un descenso de las concentraciones de los gases de efecto invernadero, lo que, con un sol menos brillante que en la actualidad, contribuyó a bajar la temperatura del planeta, a helar parte de los océanos y, al aumentar el albedo, a retroalimentarse para bajar todavía más las temperaturas.
Como disminuyó la concentración de CO2
En escalas de tiempo geológicas, el océano y la atmósfera están en equilibrio con respecto al CO2, y pueden ser tratados como un solo depósito. El CO2 se suministra a este depósito por las emanaciones volcánicas y metamórficas, y se elimina como sedimento en forma de CaCO3 (piedra caliza) y materia orgánica (aproximadamente CH2O).
El CO2 atmosférico forma una lluvia de ácido carbónico, que es neutralizada por la meteorización (proceso de descomposición y/o desintegración de las rocas y minerales “in situ”, a no confundir con la erosión) de silicatos.
Los solutos resultantes son los iones Ca++ y HCO3-(bicarbonato) que los ríos llevan al mar, donde el CaCO3 se precipita por la calcificación de los organismos y de la materia orgánica por los productores primarios, como las cianobacterias y las algas.
Todo el proceso es más comúnmente conocido como "meteorización de los silicatos", porque ese es el paso limitante. La tasa de meteorización por los silicatos es sensible al clima, más rápida cuando éste es caliente y húmedo, y más lenta, donde es frío y seco. En la siguiente figura, tomada del profesor Antón Uriarte, podemos ver un esquema del proceso largo del CO2.
Como disminuyó la concentración de CH4
Este período está asociado con el surgimiento del oxígeno "libre", O2 molecular, una de las revoluciones más profundas de la superficie terrestre en toda su historia, y que influyó en la atmósfera, los océanos, la corteza y la vida.
El CH4 atmosférico proviene de microbios que viven en suelos poco drenados como, por ejemplo, las zonas húmedas tropicales, y en sedimentos ricos en productos orgánicos. Comparando molécula con molécula, el CH4 es unas 30 veces más efectivo que el CO2 como gas de efecto invernadero, pero es relativamente inestable en la atmósfera actual, rica en oxígeno, en la que su tiempo de residencia es unas 20.000 veces menor que la del CO2. Pero en la atmósfera primitiva los niveles de oxígeno eran muy bajos, del orden del 1 % de los niveles actuales, y los niveles de CH4 eran probablemente mucho mayores que los actuales, por lo que el tiempo de residencia del CH4 en la atmósfera era mucho mayor que el actual, creando un efecto invernadero muy importante.
Cuando los niveles de oxígeno aumentaron, los niveles de CH4 fueron disminuyendo, causando un bajón del efecto invernadero. Si la pérdida de CH4 fue suficientemente rápida (menos de un millón de años), el enfriamiento terrestre no se pudo contrarrestar por una disminución del ritmo de meteorización de los silicatos, que hubiera podido dar lugar a un aumento del nivel de CO2 que compensara la pérdida de CH4, lo que pudo dar lugar a una glaciación.
Durante las glaciaciones Pongola y Huronianas todavía no había una cantidad suficiente de oxígeno en la atmósfera para eliminar el CH4, según los registros geológicos. En cambio, un poco antes de la glaciación Makganyene se produjo una precipitación masiva de Mn, que dio lugar a los actuales yacimientos de Mn de África del Sur, que, por su potencial redox, necesitan de la presencia significativa de oxígeno para su precipitación. Se puede deducir, por tanto, que las cianobacterias productoras de oxígeno proliferaron poco antes de esta última glaciación.
La causa más probable de este aumento súbito del nivel de CO2 en la atmósfera fue la evolución de la fotosíntesis. Existen moléculas orgánicas fósiles que prueban la existencia de fotosíntesis unos 500 millones de años antes de la glaciación Makganyene, pero no en cantidad suficiente para aumentar significativamente el nivel de oxígeno de la atmósfera que, por lo que parece, despegó en algún momento entre hace 2.400 y 2.200 millones de años. El estudio de la trayectoria del nivel de oxígeno y su relación con la glaciación “bola de nieve” Makganyene es un área de investigación muy activa.
No hay pruebas de otro episodio de este tipo durante los 1.300 millones de año que siguieron, hasta llegar a las enormes glaciaciones iglú de final del Protocenozoico, de las que hablaremos en otra entrada.
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