Las temperaturas de la
Tierra no han sido siempre las mismas. La superficie del planeta ha vivido
alternativas de períodos cálidos y de períodos fríos. En inglés se designa los
períodos cálidos como “greenhouse” y los períodos fríos como “icehouse”, que
podríamos traducir como “planeta invernadero” y como “planeta igloo”. En la
historia de la Tierra ha habido cuatro grandes períodos de planeta igloo, cada
uno de los cuales se ha traducido por una o varias glaciaciones:
1 – hace unos 2.300
millones de años, al principio del proterozoico.
2 – hace entre 940 y 600
millones de años, a finales del proterozoico.
3 – hace entre 290 y 250
millones de años, en el pérmico.
4 – hace 2 millones de
años, al final del plioceno, hasta el día de hoy.
Durante el período de
calentamiento hacia un planeta invernadero, la atmósfera contiene cada vez más
vapor de agua, lo que da lugar a una serie de reacciones en cadena: aumento de
lluvias sobre los continentes, aumento de la alteración química de los
silicatos, aumento de la producción y del aporte hacia los océanos de Ca2+,
HCO3- y SiO2, aumento de la precipitación de
CaCO3, aumento del almacenamiento de carbono en los sedimentos y en
las rocas sedimentarias, lo que constituye una captación de carbono y una
disminución de la concentración del CO2 atmosférico, dando lugar a
una disminución del efecto invernadero y a un enfriamiento del clima, lo que
conduce a un planeta igloo.
Durante el período de
enfriamiento hacia un planeta igloo, al disminuir la cantidad de vapor de agua
en la atmósfera se produce una disminución de la alteración química que tiene
como consecuencia una disminución de la captación del CO2
atmosférico. El carbono almacenado en el CaCO3 de los sedimentos y
rocas sedimentarias durante el período de planeta invernadero precedente se
engulle en las zonas de subducción y es devuelto a la atmósfera en forma de CO2
por los volcanes, con la consecuencia de un aumento del efecto invernadero y de
las temperaturas, y una vuelta al planeta invernadero.
En el proterozoico hubo
dos períodos de planeta igloo. La primera, hace unos 2.300 millones de años, de
la que ya hemos hablado en otra entrada, corresponde a varias glaciaciones mayores. La segunda
duró más de 300 millones de años, y estuvo marcada por cuatro glaciaciones
importantes:
No se han encontrado indicios que haya habido en
la tierra otras glaciaciones desde entonces hasta el final del período
proterozoico, hace entre 710 y 600 millones de años. Por tanto, el planeta
estuvo libre de glaciaciones durante más de 1.500 millones de años. Se han
encontrado indicios de glaciaciones en rocas datadas en estas fechas. Y fueron,
probablemente, las glaciaciones más importantes de la historia del planeta, y
que cubrieron toda su superficie. Se cree que pudo haber hasta cuatro glaciaciones
(Age constraints on Precambrian glaciations and the subdivision of Neoproterozoictime), aunque hay discusiones sobre este tema:
- la glaciación Kaigas, hace
entre 770 y 735 millones de años. Su existencia es dudosa y su período tiene
una delimitación poco precisa
- la glaciación sturtiense,
hace entre 715 y 680 millones de años
- la glaciación marinoense,
hace entre 660 y 635 millones de años
- la glaciación varagiense,
hace entre 585 y 582 millones de años, llamada también glaciación Gaskiers. Es
la glaciación de la que se tiene una mejor precisión de su período y duración
La glaciación sturtiense
toma su nombre de unos sedimentos glaciales en el sur de Australia,
descubiertos y descritos en 1908 por el geólogo Walter Howchin. La
característica de estos sedimentos es que contienen formaciones en las que se
alternan capas con hierro y capas sin hierro. Las estructuras
consisten en repetidas capas delgadas de óxidos
de hierro, o bien magnetita
o hematita, con bandas de esquisto y cuarzo. Algunas
de las formaciones rocosas más antiguas conocidas de hace 3 mil millones años, presentan capas de
hierro, y son una característica común en los sedimentos durante gran parte de la historia temprana de la Tierra, aunque
son menos comunes desde hace 1.800 millones de años.
El
concepto convencional
para explicar este tipo de formaciones sedimentarias es que son el resultado de oxígeno liberado por
cianobacterias fotosintéticas, que se combina con el hierro disuelto en los océanos terrestres
para formar óxidos insolubles de hierro. Como las cianobacterias producían relativamente
poco oxígeno, una vez éste se consumía en la formación de compuestos insolubles
de hierro que precipitaban, se formaba otra capa de sedimentos sin compuestos
de hierro. Hasta hace poco, se suponía que
los escasos depósitos de hierro en capas que se formaron más tarde representan condiciones inusuales donde el oxígeno se agotó a nivel local y que las aguas ricas en hierro disuelto pudieron entrar, más tarde, en contacto con
agua que contuviera oxígeno.
Pero hay otra explicación. Durante las glaciaciones, las aguas profundas de
los océanos, cubiertas y separadas del aire por una capa de hielo de varios
kilómetros de espesor, no se ventilaban, y la respiración biológica de los
organismos que habitaban en ellas agotaba el oxígeno disuelto en el agua. De
esta forma, el hierro, que emanaba de las fuentes termales del fondo del mar, se
iba disolviendo en el agua marina, sin oxidarse ni precipitar. De ahí el color
gris de los sedimentos depositados durante las glaciaciones. Por el contrario,
durante las desglaciaciones, el deshielo de la superficie permitía de nuevo la
ventilación del agua. Entonces, el hierro disuelto que se había ido
concentrando en el agua se oxidaba y precipitaba masivamente en capas de
arcillas ferruginosas rojas, que sucedían a los sedimentos grises anteriores.
En la figura siguiente se puede ver la datación de los sedimentos de capas
de hierro alternadas con sedimentos sin hierro. Hay, en efecto, un período en
que estos sedimentos no se encuentran, que va desde hace unos 1.800 millones de
años hasta que reaparecen de nuevo, pero en cantidad mucho menor, hace unos 700
millones de años.
Otra indicación de que hubo glaciaciones durante
el final del neoproterozoico es que el planeta casi dejó de ser apto para la
vida. En muchas series sedimentarias de localidades situadas entonces en los
trópicos aparecen estratos correspondientes a una fase tan fría que hace pensar
que cesó la actividad biológica marina. Los análisis muestran que el carbono de
esos estratos de carbonatos inorgánicos es muy pobre en su isótopo carbono-13,
lo que indica falta o pobreza de actividad biológica marina. Ocurre que los
organismos fotosintéticos oceánicos prefieren absorber dióxido de carbono con
carbono-12 antes que con carbono-13, por lo que, cuando la vida es prolífica,
suelen hacer que en el agua sea alta la concentración isotópica del carbono-13
sobrante. En consecuencia sube también la concentración del carbono-13 en los
carbonatos inorgánicos, ya que estos se forman a partir del carbono disuelto en
el océano. Por eso, la concentración pequeña de carbono-13 en los sedimentos
carbonatados de las últimas fases de las glaciaciones neoproterozoicas indica
lo contrario, que la actividad fotosintética marina fue entonces mínima, como
podemos ver en la figura siguiente, extraída del artículo Calibrating the Cryogenian.
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