Causas de la miniglaciación jurásica

Mientras que los orígenes de períodos cálidos durante el Jurásico (hace 201-145 millones de años) están bien investigados, hasta ahora no se comprendían los mecanismos que estaban detrás de los cambios en los períodos más fríos. A menudo se utilizan explicaciones basadas en los niveles de CO₂ para explicar este tipo de cambio, pero este tipo de explicación no podía ser utilizada en el caso de uno de los grandes cambios durante el Jurásico, en el que hubo un enfriamiento del agua de mar de 10 ºC. Nos referimos al Jurásico Medio, hace unos 174 millones años, en el llamado 'Laurasia Seaway', un área que conecta el Océano Tetis entre África actual, Europa y Asia hasta el mar boreal en la zona ártica, a través del ex corredor de Viking entre la corriente de Noruega y Groenlandia. Este enfriamiento se conoce como la miniglaciación jurásica.

Un estudio recientemente publicado, Jurassic Climate Mode governed by Ocean Gateway, da una nueva explicación de la causa de esta miniglaciación jurásica.

El levantamiento del Mar del Norte, una área de aproximadamente 1.000 kilómetros de diámetro centrada en el Mar del Norte actual, obstruyó una corriente de agua de mar que fluía hacia el norte a través del Corredor Vikingo, lo que redujo fuertemente el transporte de calor a la región del Ártico.

Por otra parte, las aguas frías del Ártico fueron capaces de ejercer influencia en áreas tan al sur como el norte de España actual.

El principal cambio de clima que los nuevos patrones de corrientes que se produjeron tuvo fuertes repercusiones en la fauna local, como lo indican los cambios documentados en la distribución de fósiles de invertebrados.

Esta hipótesis encaja bien con otros cambios en la temperatura documentados desde la región del Ártico.

a) El mapa muestra la conexión entre la parte ecuatorial del océano Tetis y el mar boreal a través del canal de Laurasia; este último incluye el Corredor de Viking que tenía varios cientos de kilómetros de anchura. Las flechas rojas marcan las paleocorrientes generalizadas

(b) Detalle de la paleogeografía del canal de Laurasia (Laurasia Seaway) con la región afectada por el domo del Mar del Norte según lo determinado por el límite exterior generalizada del subcrop Toarciense. Las flechas marrones representan el suministro / transporte siliciclástico de sedimentos en relación con el levantamiento domal. Los puntos de muestreo están numerados e identificados por estrellas (Cuenca Hébridas (I, Escocia), Cuenca Cleveland (II; Inglaterra), Cuenca Swabo Franconia (III; Alemania) y cuencas lusitanas (IV; Portugal) y vasco-cantábrica (V; España)). SNS, cuenca del Mar del Sur del Norte, W, Cuenca Wessex.

El nivel del mar durante el último período interglacial

“Durante el último período interglacial (hace entre 130.000 y 115.000 años) el clima del Ártico era más cálido que el actual y el nivel medio del mar era probablemente unos 6,6 metros más elevado. Sin embargo, hay discrepancias en la estimación de las contribuciones a este cambio del nivel del mar entre las posibles fuentes (Groenlandia y la Antártida)”. Así empieza un artículo publicado en marzo de 2013 titulado Quantification of the Greenland ice sheet contribution to Last Interglacial sea level rise, y que trata precisamente de determinar la contribución de cada una de estas fuentes al aumento del nivel del mar del último período interglacial. Pero no vamos a hablar del contenido de este artículo, solo tomaremos de él que el nivel del mar en el último interglacial era significativamente más elevado que el actual.

Si miramos las anomalías de temperatura correspondientes a este último período interglacial, vemos que llegaron, según los datos de los testigos de hielo extraídos de la Antártida (Vostok) a un valor entre +2 y +3 ºC durante un período de unos 3.000 años., mientras que, según los datos de los testigos extraídos en Groenlandia (Epica) hubo una anomalía media de +4 ºC durante 2.000 años, seguida de un período de unos 6.000 años con una anomalía media de unos +2 ºC. Entonces como ahora, según estos datos, el Ártico se calentaba más que el Antártico y, se puede suponer, que el calentamiento medio del planeta.

Lo que quiere decir que, con una anomalía térmica global de alrededor de 2 ºC, se produjo una fusión importante de las capas de hielo, que llevaron el nivel del mar a unos niveles superiores a los actuales. Esta fusión no fue inmediata. Se cree que tardó unos mil años o más.

Una de las razones por las que se cree que un aumento de la temperatura de 2 ºC respecto al período preindustrial es un peligro es que, según lo ocurrido en el último período interglacial, puede desencadenarse un punto de inflexión (tipping point, en inglés) que afecte profundamente la fusión de las capas de hielo y, por consiguiente, un aumento del nivel del mar que sería catastrófico para una parte importante de la población.

Las glaciaciones precámbricas (2)

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.

El cambio climático, y no la actividad humana, llevó a la extinción de la megafauna australiana

La mayoría de las especies de animales gigantes que una vez habitaron Australia ya habían desaparecido cuando llegaron los primeros humanos. Ya en 2011, en el artículo Revisiting the late Pleistocene mammalextinction record at Tight Entrance Cave, southwestern Australia, se había evidenciado que de algunas de las especies de la mega fauna australiana no se tenían evidencias de su existencia mucho antes de que aparecieran los hombres, entre 40.000 y 50.000 años atrás.

Un nuevo artículo, Climate change frames debateover the extinction of megafauna in Sahul (Pleistocene Australia-New Guinea), que acaba de publicarse, vuelve sobre el tema.

El continente Sahul

Aproximadamente 90 especies de animales gigantes que habitaron el continente de Sahul, que incluye parte continental de Australia, Nueva Guinea y Tasmania, tierras que estuvieron unidas durante las glaciaciones. Estas especies incluyen el marsupial más grande que jamás haya existido (el Diprotodon, del tamaño de un rinoceronte) y canguros de cara corta tan enormes que ni siquiera podemos estar seguros de que pudieran saltar. Estos animales eran cazados por los goannas, del tamaño de los grandes cocodrilos de agua salada y con saliva tóxica, y por extraños leones marsupiales pero que eran mortales con las afiladas hojas de sus pulgares y sus dientes como potentes alicates.

Reconstrucción artística de un león marsupial

La investigación concluye que solamente de 8 a 14 especies de esta megafauna existían todavía cuando llegaron los primeros humanos. No se han encontrado restos fósiles de unas 50 especies correspondientes a los últimos 130.000 años.

Estudios de núcleos de hielo antárticos, de los niveles antiguos de los lagos del centro de Australia, así como otros indicadores ambientales sugieren que el continente de Sahul, que era en aquellos tiempos se caracterizaba por ser un vasto desierto, experimentó un clima cada vez más árido y errático durante los últimos 450.000 años, lo que causó enormes incendios.

Se sabía que en el continente había habido incendios muy importantes, pero se pensaba que fueron causados por los hombres cuando llegaron. Pero cada vez es más claro que la desaparición de la megafauna australiana tuvo lugar durante decenas, sino cientos, de miles de años, bajo la influencia de un deterioro inexorable, a la vez que errático, del clima.

La cuarta extinción

Se ha publicado recientemente un artículo titulado Volcanic Actívity triggered the End TriassicExtintion, que aporta nuevas pruebas de que la cuarta extinción conocida desde el Cámbrico se debió a una actividad volcánica masiva. Para ello han conseguido una precisión mucho mayor que la que se tenía hasta ahora en la datación de esta extinción masiva de hace más de 200 millones de años, que diezmó el 76 por ciento de las especies marinas y terrestres, marcando el final del período Triásico y el inicio del Jurásico, que fijan en 201,564 millones de años. Hasta ahora, la precisión era de 1 a 2 millones de años, y se ha podido reducir a 20.000 años, que es la precisión que han podido obtener del estudio de las capas sedimentarias estudiadas.

Este avance en la precisión es muy importante, ya que permite saber la duración de la actividad volcánica. No es lo mismo que los 2,5 millones de kilómetros cúbicos de lava de esta erupción hubieran sido lanzados durante un período de entre 1 y dos millones de años, que si lo hubieran sido durante una pocas decenas  de miles de años. En el primer caso hubiera tenido un impacto mucho menor que en el segundo.

Hace 200 millones de años existía el supercontinente Pangea, y estas erupciones se produjeron en la región llamada Provincia Magmática Central del Atlántico (CAMP), y dieron lugar a una enorme brecha que después formaría el océano Atlántico. El equipo determinó la edad de lavas basálticas y de otros tipos que se encuentran a lo largo de la costa este de los Estados Unidos, así como en Marruecos (ahora regiones lejanas, pero que hace 200 millones de años estaban unidas dentro del supercontinente Pangea). La brecha que fue separando estas masas de tierra fue también el lugar de la actividad volcánica de CAMP. Hoy en día, la geología de ambas regiones incluye rocas ígneas de las erupciones CAMP así como de rocas sedimentarias que se acumularon en un enorme lago. Los investigadores utilizaron una combinación de técnicas para la datar las rocas y señalar el comienzo y la duración de la actividad volcánica de CAMP.

Foto de la intrusión basáltica del final del Triásico en la orilla del Río Hudson, en Alpine, N.J.

Con estas dataciones mucho más precisas, se ha podido demostrar que la erupción en Marruecos fue la primera, seguida de las de Nueva Escocia y Nueva Jersey, que ocurrieron aproximadamente 3.000 y 13.000 años más tarde, respectivamente. Los sedimentos por debajo de esa época contienen polen, esporas y otros fósiles característicos de la era del Triásico, mientras que en los de arriba los fósiles desaparecen. Esta datación se ve reforzada por una capa de sedimento justo antes de la extinción que contiene granos minerales que proporcionan la evidencia de una de las muchas inversiones periódicas tierra de polaridad magnética.

Estudiando minuciosamente las capas alrededor de la época del final del Triásico y del inicio del Jurásico, se deduce que la fase inicial de la extinción se produjo en una sola capa, es decir, que esta fase inicial de la extinción llevó 20.000 años a lo sumo. Pero podría haber durado menos tiempo.

Se supone que la enorme actividad volcánica envió a la atmósfera grandes cantidades de dióxido de carbono y otros gases que pueden haber alterado drásticamente el clima de la Tierra, matando a miles de especies de plantas y animales. Es decir, muy probablemente, el mecanismo real que mató a las criaturas fue el cambio climático que siguió a la actividad volcánica.

Hoy en día, algunos científicos han propuesto que estamos al borde de una sexta extinción creada por el hombre. El crecimiento explosivo de la población humana, la actividad industrial y la explotación de los recursos naturales están empujando a muchas especies a la desaparición. La quema de combustibles fósiles, en particular, ha tenido como efecto el aumento del nivel de CO2 del aire más del 40 por ciento en sólo 200 años - posiblemente un ritmo tan rápido o más rápido que el del final del Triásico. El aumento actual de las temperaturas parece estar alterando los ecosistemas, y el CO2  que entra en el agua de mar está causando lo que podría ser el proceso más rápido de acidificación de los océanos durante al menos los últimos 300 millones de años, según un estudio de 2012. En cierto modo, opinan algunos científicos, la extinción del final del Triásico es análoga a la de hoy, y puede haber operado en una escala de tiempo similar. El registro geológico del final del triásico podría darnos una visión del posible impacto futuro de duplicar el CO2 atmosférico sobre las temperaturas globales, sobre la acidez del océano y sobre la vida en la tierra. Para ello hay que seguir investigando ya que aún no tenemos ninguna manera de saber exactamente cuánto CO2 se emitió a la atmósfera en ese momento, y cuales fueron sus efectos. 

Nueva estimación de la temperatura global de los últimos 11.000 años

La revista Science ha publicado el estudio A Reconstruction of Regional and Global Temperature for the past 11.300 years, en le que se reconstruyen las anomalías de temperatura regional y global de los últimos 11.300 años a partir de 73 registros distribuidos globalmente.

Al calentamiento de principios del Holoceno, entre 10.000 y 5.000 años antes de ahora, le siguió un enfriamiento en el Holoceno medio y tardío, de unos 0,7 ºC, que duró hasta hace unos 200 años.

Las temperaturas actuales no han superado los valores máximos del Holoceno, pero son más cálidas que en el 75 % de su historia.

Después del final de la última glaciación, que empezó hace unos 11.300 años, las temperaturas aumentaron en aproximadamente 0,6 °C hasta que llegaron a una meseta de 4.000 años entre el 9.500 y el 5.500 antes de ahora. A continuación, se inició un descenso a largo plazo que dio como resultado un enfriamiento de aproximadamente 0,7 °C hasta hace unos 200 años

La ventaja de esta reconstrucción de temperaturas respecto de las anteriores es que es global, mientras que las anteriores eran reconstrucciones regionales que no podían representar el contexto global.

Uno de los factores naturales que han afectado a la temperatura global durante los últimos 11.300 años es el cambio gradual en la distribución de la insolación solar asociada con la posición en relación con el sol de la Tierra. Durante el período más cálido del Holoceno, la Tierra estaba colocada de tal manera que hemisferio norte se calienta durante el verano. A medida que la orientación de la Tierra cambió, los veranos del hemisferio norte se volvieron más fríos. Los mayores cambios de temperatura fueron en el hemisferio norte, ya que es donde hay más masas terrestres.

Este estudio ha sido criticado por algunos científicos, fundamentalmente porque una gran parte de los fósiles estudiados eran marinos, por lo que, más que representar la evolución de la temperatura del aire, pueden representar la de los océanos.

Cómo se produjo el enfriamiento del Dryas reciente

Desde hace más de 30 años, los científicos del clima han debatido si las aguas de inundación de fusión de la enorme capa de hielo Laurentino, que marcó el comienzo del último gran episodio frío en la Tierra, hace 12.900 años aproximadamente, fluyó primero hacia el Ártico por el noroeste, o lo hizo por el este a través del Golfo de San Lorenzo, debilitando la circulación termohalina del océano, lo que tuvo un efecto glacial sobre el clima global.

Temperaturas reconstruidas a partir de los testigos de hielo de Groenlandia (GISP2), y episodios fríos: evento de haee 8,2 miles de años, oscilación preboreal (PBO), Dryas reciente, período frío intra-Allerød (IACP) y Dryas antiguo.

Unos científicos de las Universidades de Massachusetts y de Alaska informan que han encontrado la primera evidencia concluyente de que esta gran cantidad de agua de deshielo debe haber fluido, al menos en una primera instancia, hacia el Ártico por el valle del río Mackenzie. Han llegado a esta conclusión utilizando nuevos modelos de circulación global del océano de alta resolución. También demuestran que si las aguas procedentes de este enorme deshielo hubieran fluido hacia el este por el valle del río San Lorenzo, el clima de la Tierra se habría mantenido relativamente sin cambios. Lo han publicado hace unos días en el artículo Meltwater routing and the Younger Dryas, en Proceedings of the National Academy of Sciences

Este episodio fue la última vez que la Tierra experimentó un enfriamiento mayor, por lo que comprender exactamente lo que lo causó es muy importante para entender cómo el clima moderno podría cambiar en el futuro.

Se sabe que el Dryas reciente se desarrolló después que el lago glacial Agassiz, situado en el extremo sur de la capa de hielo Laurentino, que cubría la bahía de Hudson y gran parte del Ártico canadiense, rompió de manera catastrófica un dique de hielo, lo que, en muy poco tiempo, llevó miles de kilómetros cúbicos de agua dulce hacia el océano.

Esta afluencia masiva de agua dulce y fría sobre la superficie del océano detuvo el hundimiento, en el Atlántico Norte, del agua densa, más salada y más fría, que impulsa la circulación oceánica a gran escala, la llamada circulación termohalina, que transporta el calor hacia Europa y América del Norte. El debilitamiento de esta circulación causado por la inundación dio como resultado un enfriamiento espectacular en América del Norte y Europa.

Usando su modelo de circulación global océano-hielo de alta resolución, que es de 10 a 20 veces más potente que los existentes hasta el momento, los autores compararon las consecuencias que tendrían cada una de las dos posibles salidas del agua del deshielo hacia el Atlántico Norte. Encontraron que la hipótesis original propuesta en 1989 por Wally Broecker de la Universidad de Columbia, que sugiere que el Lago Aggasiz vertió en el Atlántico Norte por el río St. Lawrence, habría debilitado la circulación termohalina en menos del 15 por ciento. Los autores piensan que este nivel de debilitamiento de la circulación termohalina es poco probable que pudiera ser la causa del evento de clima frío de 1.000 años que siguió.

Si el agua de deshielo hubiera fluido por el río St. Lawrence en realidad hubiera entrado en el océano a casi 3.000 km al sur de las regiones de formación de aguas profundas, demasiado al sur para tener un impacto significativo sobre el hundimiento de las aguas superficiales, lo que explica por qué el impacto en la circulación termohalina es tan pequeño.

Por el contrario, el modelo muestra que cuando el agua de deshielo desemboca en el Océano Ártico, corrientes costeras estrechas pueden transportar eficazmente el agua dulce del deshielo muy cerca de las regiones de formación de aguas profundas del Atlántico sub-polar norte, lo que causa que el debilitamiento de la circulación termohalina sea de más del 30 por ciento . Como consecuencia, llegan a la conclusión de que este escenario es el que tiene más probabilidades de haber provocado el enfriamiento del Dryas reciente.

Anomalías de salinidad superficial a lo largo del tiempo según la ruta seguida por el flujo de agua dulce procedente del deshielo.

Los cálculos de este nuevo modelo de circulación global se desarrollan en uno de los superordenadores más importantes del mundo, en el Centro de Investigación de Energía Nacional de Ciencias de la Computación en Berkeley, California. Con su alta resolución el modelo puede simular corrientes costeras estrechas y de rápido movimiento, lo que aumenta espectacularmente el conocimiento de donde se puede dirigir el agua dulce.

Estos resultados son particularmente relevantes para poder modelizar, ahora y en el futuro, la fusión del hielo de Groenlandia y la Antártida, y poder predecir sus consecuencias sobre el clima global.

Las glaciaciones precámbricas

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.

Hace 4.000 años los corales colapsaron durante 2.500 años

El cambio climático llevó a los arrecifes de coral a un colapso total de miles de años de duración, según un artículo publicado esta semana en Science, titulado ENSO Drove 2500-Year Collapse of Eastern Pacific Coral Reefs. El documento muestra cómo los cambios climáticos naturales detuvieron el crecimiento de los arrecifes en el Pacífico oriental durante 2.500 años. Este período, que comenzó hace 4.000 años, corresponde a un período de cambios espectaculares en la Oscilación Sur de El Niño (ENSO).

Los autores sacaron muestras hincando tubos de aluminio de pequeño calibre, de unos 5 metros de longitud, en los arrecifes de coral a lo largo de la costa del Pacífico de Panamá, con los que obtuvieron secciones transversales de los arrecifes. Mediante el análisis de los corales de estas muestras, fueron capaces de reconstruir la historia de los arrecifes en los últimos 6.000 años.

Mapa del Océano Pacífico en Panamá indicando las localizaciones de los arrecifes de coral estudiados: A – Canales de Tierra, B – Iguana, C – Contadora.

Quedaron impactados al descubrir que habían desaparecido de las muestras 2.500 años de crecimiento de los arrecifes. Esa brecha representa un colapso de los ecosistemas de arrecifes del 40 por ciento de su historia total. Cuando examinaron los registros de arrecifes de otros estudios en el Pacífico, descubrieron que el mismo vacío en los arrecifes se producía también en lugares tan lejanos como Australia y Japón.

Esquema de las muestras de los cilindros: las zonas de color verde indican un crecimiento activo del arrecife de corales, mientras que la zona gris indica una interrupción en la acreción coralina.

Los autores han ligado el colapso de arrecifes de coral a los cambios del ENSO. El ENSO es el ciclo climático responsable del cambio de las condiciones meteorológicas que se producen cada pocos años, conocidos como El Niño y La Niña. El momento de la parada de crecimiento de los arrecifes se corresponde con un período de cambios bruscos en el ENSO. Los arrecifes de coral son ecosistemas resistentes. Para que los arrecifes del Pacífico se hayan derrumbado durante un tiempo tan largo y en una escala geográfica tan amplia, deben haber experimentado una perturbación climática de gran alcance. Esa perturbación fue un régimen de intensificación de ENSO.

Los escenarios de cambio climático para el próximo siglo reproducen los patrones climáticos que derrumbaron los arrecifes en el Pacífico oriental hace 4.000 años. Los arrecifes de Panamá están al borde de otro colapso. El cambio climático podría volver a destruir los ecosistemas de arrecifes de coral, pero esta vez la causa principal sería el asalto humano sobre el medio ambiente y el colapso podría ser más duradero. Los problemas locales como la contaminación y la sobrepesca son fuerzas destructivas que es necesario superar, pero el cambio climático es en este momento la mayor amenaza para los arrecifes de coral.

Modelo conceptual de los factores climáticos que influenciaron el colapso de los arrecifes de coral

Los arrecifes han demostrado ser resistentes en el pasado, por lo que su potencial de recuperación debe ser suficiente si el se puede mitigar o revertir cambio climático.

Un clima cálido, pero un Ártico frío

El período interglacial Eemiense, que comenzó hace unos 125.000 años, se utiliza a menudo como un modelo para el cambio climático actual. En la revista internacional "Geophysical Research Letters", en el artículo Contrasting ocean changes between the subpolar and polar North Atlantic during the past 135 ka, se presentan pruebas de que el Eemiense difiere de las modernas condiciones climáticas en detalles esenciales.

Para hacer frente a la pregunta sobre cómo el clima se puede desarrollar en el futuro, los científicos dirigen su atención hacia el pasado. Buscan épocas con condiciones similares a las de hoy. Los procesos climáticos principales identificados se simulan entonces con modelos numéricos para prever posibles reacciones del sistema climático terrestre.

Una época que a menudo se considera adecuada para tal empresa es el período cálido Eemiense, que comenzó alrededor de 125.000 años, después de la glaciación de Riss. Desde hace unos 10.000 años, las temperaturas medias de la Tierra durante el Eemiense fueron probablemente varios grados más elevadas que el nivel actual. Esto parece estar bien documentado, tanto en los testigos de hielo como los registros terrestres de la vegetación de la tierra. Se derritieron partes importantes del hielo de Groenlandia, y el nivel del mar era más alto que el de hoy. Por lo tanto, el período Eemiense parece adaptarse bien como base para el estudio del cambio climático actual.

Sin embargo, en el estudio citado se muestra que el período cálido Eemiense difería de la situación actual en un aspecto crítico: el desarrollo del Océano Ártico.

En nuestro periodo cálido actual, también llamado Holoceno, las circulaciones oceánicas y atmosféricas transportan grandes cantidades de calor hacia las latitudes altas. La cinta transportadora de calor más conocida es la Corriente del Golfo y su prolongación norte es la llamada corriente del Atlántico Norte. Estas corrientes no sólo son la causa de las agradables temperaturas del norte de Europa, sino que también llegan hasta el Ártico. Algunos estudios realizados en los últimos años han demostrado que el transporte de calor oceánico en el Ártico se ha incrementado, mientras que la superficie de hielo de verano en el Océano Ártico parece estar disminuyendo de forma continua. Desde hace tiempo se asume que estas condiciones también se impusieron hace 125.000 años. De ser así, el Ártico debería haber estado por lo general libre de hielo en los veranos del período Eemiense.

Vista general de la temperatura superficial del mar en el verano del Atlántico Norte (NCEP, agosto 2010) que muestra la transferencia de calor del sur del océano (en los colores cambiantes) en dirección a los mares polares nórdicos, junto con el patrón de la superficie de circulación general. La cruz y el asterisco señalan los dos sitios estudiados

Los autores han examinado muestras de sedimentos del fondo del mar en el que se almacena la información sobre la historia climática de los últimos 500.000 años. Estos sedimentos vienen desde el Atlántico hasta el oeste de Irlanda y de los mares nórdicos centrales al este de la isla de Jan Mayen. Los sedimentos contienen muestras de calcita de foraminíferos (organismos muertos). El tipo de combinación de especies en las respectivas capas, así como la composición isotópica de las muestras de calcita, dan información sobre la temperatura y otras propiedades del agua en la que estos organismos vivían en ese momento.

Las muestras provenientes del Atlántico mostraron que la temperatura era superior a la del Holoceno, en concordancia con lo que se conoce del Eemiense. Las muestras de los mares nórdicos, sin embargo, cuentan otra historia. Los foraminíferos del período Eemiense indican condiciones relativamente frías. Los análisis de isótopos de las muestras, en combinación con otros estudios anteriores de los autores, indican contrastes importantes entre las superficies oceánicas de estas dos regiones. Se puede deducir que la corriente superficial cálida del Atlántico fue más débil en la alta latitud durante el Eemiense que hoy en día. La explicación es que la glaciación de Riss, que precedió a la época Eemiense, tuvo una extensión mucho mayor en el norte de Europa que durante la glaciación de Wurm, la anterior a nuestro intervalo cálido actual. Por lo tanto, se vertió más agua dulce, y durante un período de tiempo más largo, procedente de la fusión de las capas de hielo de la glaciación Saalian en los mares nórdicos. Esta situación tuvo tres consecuencias: la circulación oceánica en el norte se redujo, y en invierno es probable que se formara más hielo en el mar, debido a una menor salinidad. Al mismo tiempo, esta situación pudo conducir a una especie de. 'sobrecalentamiento' en el Atlántico Norte debido a una continua transferencia de calor de los océanos del sur.

Por un lado, el estudio introduce nuevos conocimientos sobre el clima del Eemiense. Por otro lado, los nuevos resultados tienen consecuencias para la climatología en general: es posible que algunos de los procesos decisivos en la Eemiense se desarrollaran de manera diferente, como la transferencia de calor del océano hacia el Ártico Los modelos deberían tener esto en cuenta si se quiere pronosticar la evolución del clima futuro sobre la base de períodos anteriores parecidos al actual, como el Eemiense.

¿Por qué cambió el ciclo de las glaciaciones hace 1 millón de años?

Las glaciaciones han sido los mayores cambios naturales del clima en los últimos tiempos geológicos. Su inicio y su final son causados por pequeños cambios en la órbita de la Tierra alrededor del Sol debido a la influencia de los otros planetas. Pero desconocemos la relación exacta entre los cambios en la órbita de la Tierra y los cambios en el clima. Desconocemos porque, hace un millón de años, los ciclos de las glaciaciones pasaron de 40.000 a 100.000 años.

Una investigación del Instituto Niels Bohr, The bifurcation structure and noise assisted transitions in the Pleistocene glacial cycles, publicada en 2009, indica que puede haber cambios en los niveles de CO2 en la atmósfera que de repente alcancen un punto de inflexión que desencadene estos espectaculares cambios climáticos.

El clima de la Tierra está controlado esencialmente por tres ciclos diferentes, llamados ciclos de Milankovitch. Estos tres ciclos están causados por la atracción de los otros planetas en el sistema solar en la Tierra, y se puede decir que controlan el clima de la Tierra al provocar cambios en la radiación del sol.

1: La órbita de la Tierra alrededor del sol no es completamente circular, sino ligeramente elíptica. La órbita es "elástica" y contrae y se expande en un ciclo de 100.000 años. Cuanto más cerca estamos del Sol recibimos más radiación solar y más calor.

2: El eje de la Tierra tiene una inclinación en relación con el Sol y es por eso que tenemos verano e invierno. Sin embargo, la inclinación no es constante, ya que oscila entre 22 grados y 24 grados. Cuanto mayor sea la inclinación, mayor será la diferencia entre verano e invierno. Este ciclo dura 40.000 años.

3: La Tierra gira sobre su eje como un trompo, por esto tenemos el día y la noche. Pero debido a la inclinación de la Tierra y la órbita elíptica, la dirección del eje cambia de dirección con un ciclo de 20.000 años. Esto da lugar a la variación de si la Tierra está más cerca del Sol durante el verano o durante el invierno.

La radiación solar varía en los dos hemisferios durante el verano debido a estos ciclos en la inclinación de la Tierra y la órbita elíptica y esto tiene profundas implicaciones para la posibilidad de que se puedan acumular capas de hielo en el hemisferio norte, donde se encuentran las mayores extensiones de tierra.

Las edades de hielo han ido y venido en los últimos 3 millones de años. Sabemos con bastante exactitud la frecuencia con la que se han sucedido durante este período de tiempo. En el período anterior a hace 1 millón de años aproximadamente, las edades de hielo ocurrían cada 40.000 años aproximadamente. Entonces sucedió de repente que este período cambió, de manera que transcurría alrededor de 100.000 años entre cada edad de hielo. Se trata de un misterio, porque no cambió nada en el comportamiento de la órbita de la Tierra hace 1 millón de años. Por lo tanto, podemos conjeturar que este cambio proviene del propio clima.

La primera idea para explicar el ciclo de 100.000 años de las últimas 10 edades de hielo es que la variación en la excentricidad de la órbita de la Tierra también tiene un ciclo de 100.000 años Pero la variación de la radiación solar recibida por la Tierra debido a la variación de la excentricidad es bastante más débil que la variación que ocurre con el ciclo de 40.000 años, por lo que el ciclo actual de 100.000 años entre las edades de hielo es un misterio en sí mismo.

Con los nuevos resultados del artículo que hemos mencionado se ha encontrado al menos parte de la explicación para el misterio del repentino cambio de las edades de hielo. Han hecho cálculos del clima del pasado mediante un modelo y los han comparado con los datos concretos de los testigos extraídos de los fondos marinos, que nos permiten conocer las fluctuaciones climáticas del pasado. Su conclusión es que las edades de hielo y los períodos interglaciares no son una fluctuación gradual entre climas fríos y cálidos.

Lo que pasó hace 1 millón de años fue que el sistema climático pasó de golpe de una situación en la que fluctuó entre dos estados (frío y cálido), con un ciclo de 40.000 años que se correspondía con el cambio dominante en la radiación solar, a tener 3 estados, es decir, un clima cálido interglacial como nuestro clima actual, un clima más frío y un clima muy frío como el de una glaciación. Sigue siendo la variación interanual 40,000 de la radiación solar lo que controla las fluctuaciones actuales, pero tiene como resultado el cambio de períodos climáticos cada 80.000 a 120.000 años.

El clima no se vuelve gradualmente más frío o más cálido, sino que pasa bruscamente de un estado a otro. Lo que hace que el clima cambie bruscamente es que cuando la radiación solar cambia y alcanza un cierto umbral, un “punto de inflexión ", el estado existente del clima (por ejemplo, una edad de hielo) ya no es viable y, por tanto, el clima cambia bruscamente a otro estado, por ejemplo, un período interglaciar cálido. En la dinámica del caos este fenómeno se denomina una bifurcación o una "catástrofe".

Además del cambio en la radiación solar puede haber cambios al azar en las variaciones del clima de la Tierra, que contribuyen a la activación de la bifurcación o la "catástrofe". Estas variaciones se denominan "ruido", y una teoría es que el nivel de CO2 de la atmósfera puede ser un importante factor de ruido. Esto significa que existe la posibilidad de que el "ruido" sea un factor decisivo para los cambios climáticos muy grandes que, por tanto, pueden ser impredecibles.

Todavía no hay una explicación para el cambio en el sistema climático de hace 1 millón de años, pero una teoría es que el nivel de CO2 de la atmósfera cayó a un nivel más bajo que nunca. Si fuera así, el aumento de las emisiones de CO2 provocadas por el hombre podría dar lugar a un retorno a los ciclos de 40.000 años de las edades de hielo.

Estos resultados son una pieza importante del rompecabezas para la comprensión de las edades de hielo y su dinámica climática.

El metano de los dinosaurios y el clima del Mesozoico

 
Los saurópodos del Mesozoico, al igual que muchos herbívoros modernos, es probable que hayan sido sede de microbios metanogénicas para la digestión fermentativa de su alimento de plantas. Al menos, así lo estima el artículo recientemente publicado Could methane produced by sauropod dinosaurs have helped drive Mesozoic climate warmth?

Hoy el metano de la ganadería es un componente importante del balance global de metano. Las emisiones de metano por los saurópodos probablemente también hayan sido considerables. Los autores usan un enfoque cuantitativo simple para estimar la magnitud de la producción de metano y llegan a la conclusión que la producción de gas metano por los saurópodos podrían haber sido un factor importante para mantener el clima cálido del Mesozoico.

Los dinosaurios saurópodos incluyen los animales más grandes terrestres conocidos y muestran una forma característica, con una cabeza pequeña en el extremo de un cuello muy largo. Su diversidad y distribución geográfica sugiere que los saurópodos pueden haber sido las especies clave en muchos ecosistemas durante el Jurásico y el Cretácico.

Basado en parte en datos de la Formación Morrison,del Jurásico final, situada en el oeste de los EE.UU.), la estimación de la densidad de población para los saurópodos va desde unos pocos animales adultos grandes a unas pocas decenas de individuos por km2. En concreto, estiman que si los dinosaurios hubieran tenido un metabolismo endotérmico, como los mamíferos, la abundancia total de estos megaherbívoros habría sido 11 a 15 animales por km2, con una densidad de biomasa total de alrededor de los 42.000 kg/km2. Es, sin embargo, muy poco probable que el cuerpo tan grande de los saurópodos tuviera un metabolismo tan alto como el de los mamíferos. Si se asume que tenían un metabolismo de reptil, calculan una densidad de biomasa predicha de 377.000 kg/km2.

El paleoambiente de la Formación Morrison era, al menos en parte, semiárido, un hábitat que probablemente no era el óptimo para estos megaherbivoros. Para su cálculo, los autores asumen, de manera conservadora, densidad de la biomasa de saurópodos, un promedio sobre el área total mundial de las tierras con vegetación, de alrededor de 200.000 kg/km2. Otras estimaciones van de los 80.000 hasta los 600.000 kg/m2.

Todos estos estudios predicen que la biomasa de herbívoros en el Mesozoico fue mayor que la observada en los sistemas modernos con grandes mamíferos herbívoros, como la sabana africana. Tres posibles mecanismos subyacentes son concebibles: la primera, que la producción primaria por km2 en el Mesozoico debe reflejar las altas temperaturas y las altas concentraciones de CO2. En segundo lugar, los dinosaurios herbívoros grandes deben haber tenido una menor tasa metabólica por masa específica que la de los mamíferos endotérmicos del mismo tamaño. En tercer lugar, los dinosaurios herbívoros desarrollaron un tamaño corporal muy grande, y, como el metabolismo no aumenta linealmente con la masa, sino que aumenta menos, un tamaño corporal más grande permite que una determinada producción primaria pueda sustentar una mayor biomasa de animales herbívoros.

Para estimar la producción de metano, los autores siguen la relación establecida para los herbívoros no rumiantes modernos, donde el metano (litros por día) = 0,18 × (masa corporal en kg) ^ 0,97. El exponente (0,97) no es estadísticamente diferente de uno, lo que indica que para calcular las emisiones totales de metano de los saurópodos, sólo tenemos que calcular la densidad de la biomasa total, ya que las emisiones de metano serán insensible a la distribución del tamaño corporal de los animales constituyen. Como ejemplo ilustrativo, consideramos que la densidad de la biomasa de los saurópodos era de 200.000 kg/km2 que equivale a diez saurópodos de 20.000 kg cada uno, lo que es una estimación conservadora de la masa adulta del Brontosaurio. Se llega a unas emisiones de metano de 2.675 litros por día por animal, lo que equivale aproximadamente a 1,9 kg por día. Para una densidad de diez adultos por km2, teniendo en cuenta que el día del Mesozoico era un poco más corto), se obtiene 6,9 toneladas/km2 de emisiones de metano al año. Suponiendo una superficie global de vegetación de 75 x 106 km2 (equivalente a la mitad de la superficie total de la superficie emergida del planeta), da una producción global de metano de los saurópodos de 520 Tg (520 millones de toneladas). Esto es comparable al total de las emisiones modernas metano. Por comparación, el total de la emisión global de metano del período pre-industrial del Holoceno fue aproximadamente 200 Tg por año, capaz de sostener una concentración de metano atmosférico de alrededor de 0,7 ppm, mientras una emisión mundial de 500-600 Tg sustenta la concentración moderna de aproximadamente 1,8 ppm.

A diferencia de los ramoneadores modernos que se limitan a una vegetación que crece poco, los saurópodos podían acceder al follaje de los árboles altos. Esta capacidad de ramoneo tanto de la vegetación alta, así como de la baja, debida a su gran masa corporal, puede explicar en parte por qué las emisiones de metano de los saurópodos han sido mucho mayores que las que producen hoy en día los rumiantes, que es de 50 a 100 Tg por año. Sin embargo, el motivo dominante es el gran aumento de la producción primaria global disponible para la alimentación. En primer lugar, el área de la tierra capaz de soportar grandes herbívoros era mayor entonces que en la actualidad, ya que el clima del Mesozoico era cálido, húmedo y sin cubierta permanente de hielo polar. En segundo lugar, es probable que la producción primaria haya sido más alta en la tierra por unidad de área, dada la elevada concentración de CO2 atmosférico que había entonces.

En resumen, los cálculos de los autores sugieren que los dinosaurios saurópodos podrían haber desempeñado un papel importante que llegó a influir en el clima, a través de sus emisiones de metano. Incluso si la estimación de 520 Tg se hubiera exagerado en un factor de 2, se sugiere que la emisión global de los saurópodos del Mesozoico era capaz de mantener una concentración de metano en la atmósfera de 1 a 2 ppm. Del mismo modo, la estimación podría sestar subestimada por un factor similar, (es decir, posiblemente podría mantener una concentración de metano 4 ppm). En el cálido y húmedo mundo del Mesozoico, los humedales, los incendios forestales, y las fugas naturales de los yacimientos de gas pueden haber añadido alrededor de otras 4 ppm de metano a la atmósfera. Por lo tanto, una concentración de 6 a 8 ppm de metano parece muy plausible durante el Mesozoico.

La tendencia al gigantismo de los saurópodos del Mesozoico llevó a la evolución de depósitos microbianos inmensos sin igual en los animales terrestres modernos. El metano fue probablemente importante en el calentamiento por efecto invernadero Mesozoico. El sencillo modelo usado por los autores sugiere que el calentamiento por efecto invernadero debido a los megaherbívoros saurópodos podría haber sido importante para el mantenimiento del clima cálido. Aunque los dinosaurios son únicos en cuanto al gran tamaño que alcanzaron, puede haber habido otras ocasiones en el pasado donde los animales que producen metano hayan contribuido sustancialmente a la concentración global de gas: por ejemplo, se ha especulado que la extinción de la megafauna que coincide con la colonización humana de América puede estar relacionada con una reducción de los niveles atmosféricos de metano.

El máximo termal Paleoceno Eoceno

En los últimos años se ha podido demostrar claramente que hace unos 56 millones de años se produjo bruscamente una liberación masiva de CO2, con el consiguiente aumento de la temperatura terrestre. Este evento y sus consecuencias se conocen comúnmente como el Máximo Térmico Paleoceno Eoceno (o PETM, para abreviar). La revista National Geographic España publica, este mes de mayo, un interesante artículo sobre este período.

Para situarnos, la extinción de los dinosaurios al final del Cretácico, hace unos 65 millones de años, señaló el final de la era Mesozoica (la que, cuando estudiábamos, se llamaba Secundaria) y el inicio de la era Cenozoica (la ex Terciaria). La primera época de la era Cenozoica se conoce como Paleógeno, y se divide en Paleoceno, Eoceno y Oligoceno, que cubren la época que va desde hace 65 hasta hace 24 millones de años. La segunda época de la era Cenozoica es el Neógeno, que cubre desde hace 24 hasta hace 1,8 millones de años, y que contiene el Mioceno y el Plioceno. El Paleoceno duró desde hace 65 hasta hace 56 millones de años. El Máximo Térmico marcó el final del Paleoceno y el principio del Eoceno. El Eoceno cubre desde hace 56 hasta hace 35 millones de años.

Durante el Paleoceno el clima terrestre era mucho más cálido que el actual, con una temperatura media de casi 20 ºC (actualmente es de unos 8 ºC), con una concentración de CO2 de quizás unas 1000 ppm. Aunque algunas regiones eran áridas, los bosques tropicales y subtropicales se extendían mucho más al norte que hoy en día, mientras que los bosques y las plantas que ocupan actualmente las zonas templadas se encontraban todavía mucho más hacia el norte.

La primera parte del Eoceno fue testigo de una serie de calentamientos globales llamados hipertermales, de los cuales el más importante fue el PETM, en la frontera entre el Paleoceno y el Eoceno, en el que la temperatura media del océano aumentó de 5 ºC. En el artículo Constraints on the numerical age of the Paleocene-Eocene boundary, publicado el año pasado, se llega a la conclusión de que el PETM tuvo lugar en una fecha comprendida entre hace 55,728 y 55,964 millones de años. Esta datación es importante porque indica que el comienzo del PETM, a diferencia de otros hipertermales del Eoceno, no se produjo en el pico de un ciclo de 400 mil años en la excentricidad orbital de la Tierra, sino que se produjo en la rama descendente del ciclo, en el que el calentamiento del planeta por el sol no se encontraba en un máximo. En comparación con otros hipertermales del Eoceno temprano, parece que el PETM fue provocado por un mecanismo diferente, y por lo tanto puede haber implicado el vulcanismo y/o otras causas.

En los tiempos del Paleoceno las formas de los continentes eran similares a las de hoy, pero se encontraban en diferentes posiciones debido a los movimientos de las placas tectónicas. Durante el período Cretácico, América del Norte, Groenlandia y Eurasia habían formado juntos un súper continente llamado Laurasia situado en el hemisferio norte, pero al final del Paleoceno la región de América del Norte y Groenlandia comenzó a separarse de Eurasia, lo que abrió el Atlántico noreste. Gran Bretaña, Irlanda y Noruega no daban entonces al mar y formaban parte del oeste de Laurasia, mientras que Islandia no se convertiría en una isla hasta unos 35 millones de años más tarde. El mar Ártico estaba casi completamente rodeado por tierra y era mucho menos salado que hoy en día. Un puente de tierra unía Escocia a Groenlandia y Canadá, mientras que otro conectaba Siberia con Alaska.

Los dinosaurios se habían extinguido hacía unos nueve millones de años antes del PETM y los primeros mamíferos (entre ellos algunos primates) eran las formas dominantes de vida, junto con anfibios, reptiles, insectos y plantas con flores. Estos mamíferos son considerados "primitivos", ya que tenían una anatomía menos sofisticada en comparación con los mamíferos que aparecieron después del PETM. Por ejemplo muchos tenían todavía que desarrollar muchas especializaciones, tales como que dientes que se adaptasen a un determinado tipo de alimentos o piernas desarrolladas para la velocidad.

La mayoría de los animales eran insectívoros u omnívoros, aunque estaban comenzando a aparecer herbívoros y carnívoros verdaderos. Los carnívoros depredadores principales eran las especies que habían sobrevivido a la extinción a finales del Cretácico, como los cocodrilos y los tiburones. Los mamíferos del Paleoceno eran por lo general de pequeño tamaño, de patas cortas, caminaban sobre las plantas de los pies y tenían cinco dedos en cada pie.

Desde hace cien años, los geólogos han encontrado por todo el mundo que la frontera entre el Paleoceno y el Eoceno se caracteriza por un cambio en los estratos de las rocas sedimentarias. Las bandas de colores diferentes permiten a los geólogos saber si el suelo original era húmedo o seco, y el tipo de vegetación que crecía en él, mientras que su espesor les ayuda a conocer el tiempo que tardaron en formarse. Las bandas de color rojo y naranja corresponden a menudo a suelos bien drenados, los estratos oscuros pueden indicar que la tierra estaba persistentemente mojada, y así sucesivamente. Las lluvias arrastran también a menudo materiales lavados procedentes de otras áreas, que pueden indicar si el clima fue húmedo o seco en ese momento. Los incendios frecuentes se reflejan en capas de carbón vegetal. Los estratos a menudo contienen restos de plantas y animales y también se puede recuperar de ellas los isótopos de carbono y el oxígeno. La química de los minerales y la materia orgánica también contribuyen a estudiar las condiciones de la época en que se depositaron.

En las últimas dos décadas se han perforado los fondos marinos de los océanos para extraer testigos de sedimentos (Deep Sea Drilling Project, el Ocean Drilling Program y el Arctic Drilling Program, ahora integrados en el Integrated Drilling Program). El análisis de los estratos de estos testigos, de los restos de animales incrustados en ellos y del oxígeno e isótopos de carbono, etc., han permitido conocer gran parte de la historia del pasado. En testigos de muchos lugares del mundo se ha encontrado un brusco cambio de color en los sedimentos, que pasan de ser claros a ser oscuros. La capa oscura es menos rica en carbonatos, por lo que su aparición súbita indica un cambio en la química del océano, que apunta a un repentino e importante aumento global de la cantidad de CO2 de los océanos en el momento de PETM.

Réplica de un testigo de sedimentos (National Geographic)

Si añadimos CO2 a unas gotas agua el valor de su pH disminuye y aumenta su acidez. La acidificación del océano comienza en la superficie y se extiende por las profundidades cuando las aguas superficiales se mezclan con las capas más profundas. El CO2 de las aguas profundas no puede escapar fácilmente y las concentraciones aumentan con la profundidad. El punto en que la velocidad de disolución excede la del régimen de suministro de calcita produce las arcillas rojas, libres de calcita, que claramente marcan el PTEM. El examen de los restos de estos depósitos (y los de las demás criaturas) de las capas de sedimentos por debajo de, en y por encima de la capa de hace 56 millones de años muestran que la capa ácida marcó un período de extinción masiva de fitoplancton, con graves consecuencias en toda la cadena alimentaria.

Esto significa que hubo un aumento notable de la concentración de CO2 en la atmósfera terrestre. Este aumento fue bastante rápido, como lo demuestra el cambio brusco en el color de los testigos de sedimentos. Este aumento de la concentración de CO2 aumentó la temperatura media del planeta en unos 5 ºC. Los bosques y los océanos tardaron unos 140.000 años en absorber el exceso de carbono, como se demuestra por el cambio de color de los testigos de sedimentos, que paulatinamente volvieron a ser de color claro.

Los sedimentos correspondientes al PETM muestran también claramente una caída de los niveles del carbono 13 (C13) en comparación con los del isótopo más ligero de carbono 12 (C12). Los isótopos estables provenientes de carbonatos y de los materiales orgánicos de muchos sitios diferentes, tanto en el mar como en tierra, incluyendo los isótopos de carbono recuperado de los dientes fosilizados de Phenacodus, un mamífero comedor de plantas del tamaño de un hipopótamo, desde los trópicos a los polos, muestran todos una marcada disminución de la relación de C13/C12 que coincide con el inicio del PETM.

El metano (CH4) tiene una proporción baja de C13, y una proporción alta de C12. Una liberación masiva de metano puede explicar el cambio en la relación C13/ C12 que marca este evento. Existen enormes depósitos de metano (gas natural) en el fondo marino en forma de hidratos de metano. Estos hidratos de metano solo son estables bajo unas estrictas condiciones de presión y de temperatura. El metano calienta el planeta 20 veces más que el CO2, pero tiene una vida media en la atmósfera de entre 10 y 20 años, ya que se oxida para formar CO2, que, siendo mucho más estable, mantiene el calentamiento durante mucho tiempo.

Esta disminución abrupta en la concentración de C13 indica que hubo grandes emisiones de metano en los océanos y en la atmósfera. Esta disminución fue seguida por un aumento gradual de la proporción de C13/ C12, a medida que el CO2 se reabsorbe. Las muestras de foraminíferos registran la caída de la concentración del C13 antes de que disminuyese en las formas de vida de las aguas profundas (bentónicas), lo que sugiere que el CO2 invadió los océanos desde el aire.

El oxígeno tiene dos isótopos estables, O16 y O18 La mayoría del oxígeno es O16. El isótopo O18 es más pesado por tener dos neutrones más que el O16 y, por tanto, es menos susceptible a la evaporación que el O16 (las moléculas de O18 requieren más energía que las moléculas de O16 para cambiar desde el estado líquido al estado gaseoso). Cuando los océanos se calientan, se evapora mucho O16 por lo que el agua líquida contiene mayores proporciones de O18, lo que ayuda a identificar los cambios en la temperatura de los océanos. Los isótopos de oxígeno de las muestras de carbonato de los testigos sedimentarios de los fondos marinos, tomadas de lugares muy diferentes indican que los océanos se volvieron mucho más cálidos en el momento del PETM, del orden de los 4 °C en el océano profundo y de 8 °C en las aguas de las latitudes altas.

Estos isótopos se trasladan al agua de lluvia y por lo tanto al agua superficial que beben los animales y que ayuda a formar los minerales del suelo. Cuanto más calido sea el clima, más caliente será la lluvia y cuanto mayor será la proporción de O16 /O18. La temperatura de la lluvia antigua se puede deducir de la proporción de isótopos que se encuentran en los dientes de mamíferos fósiles y los minerales del suelo.

La sincronía entre la disminución de la relación C13/C12 y la de la relación de O16/O18 indican un calentamiento significativo que pudo llegar a los 8 ºC. Los registros de isótopos, tanto del carbono como del oxígeno también muestran una recuperación isócrona de ambos durante un período de unos 140.000 años, lo que indica que se produjo una reducción paulatina de los niveles de CO2 y de la temperatura.

¿Cuál fue la causa de las grandes emisiones de metano a partir de los depósitos de hidrato de metano? La hipótesis más aceptada es que fueron debidas a una actividad volcánica muy importante.

La geología del lecho marino del Atlántico Norte ha sido ampliamente estudiada como parte de la exploración comercial de petróleo y gas. La actividad volcánica inició el proceso por el cual Groenlandia y el noroeste de Europa empezaron a separarse, creándose los mares de Noruega y Groenlandia, que forman parte del Atlántico Norte. La datación por los isótopos de argón, utilizando las tasas de descomposición conocidas de potasio en argón de las capas de ceniza volcánica que se encuentran en las secuencias superpuestas de lava basáltica de Groenlandia, de las Islas Feroe y también de los sedimentos del fondo marino del norte de Escocia que corresponden a la época del PETM, muestra que la ceniza se remonta a 56 millones de años, lo que indica una actividad volcánica masiva en el momento de la aparición de la PETM.

Estos volcanes habrían vomitado CO2 y SO2 (dióxido de azufre), así como plumas constituidas principalmente de ceniza y vapor (ambos de muy corta duración en la atmósfera) produciendo un enfriamiento inicial de corta duración. Las capas de cenizas que contienen restos de polen y de la planta indican que los bosques del margen noreste del Atlántico hicieron frente a una crisis de biodiversidad como consecuencia.

Investigadores noruegos han descubierto, a partir de imágenes sísmicas en 2D y 3D del fondo marino en el Atlántico norte, la presencia de miles de cráteres de gran tamaño (respiraderos hidrotermales) con diámetros que van de de los 500 a los 3.500 metros, que surgen de las profundidades del fondo marino debajo de la capa de sedimentos de hace 56 millones de años.

Se piensa que el magma que salió de estos respiraderos hidrotermales encendió enormes cantidades de metano del fondo marino. El calor del magma y el agua sobrecalentada, los deslizamientos submarinos y las corrientes cálidas de la superficie que fueron empujadas hacia abajo, calentaron o alteraron los hidratos de metano del fondo marino, haciendo que estas reservas de gas salieran a la atmósfera en una escala de tiempo de hasta diez mil años (una parpadeo en términos geológicos). Se ha denominado el Gran Eructo.

Se calcula, a partir del grado de acidificación que alcanzaron los océanos, que la cantidad de CO2 emitido a la atmósfera en el PETM fue de unos 3 billones de toneladas de carbono en una oleada inicial, y que luego se añadieron 1,5 billones más de forma gradual. La suma, unos 4,5 billones de toneladas, se aproxima a la cantidad de carbono que se encuentra hoy en los yacimientos fósiles. La oleada inicial equivale a unos 300 años de emisiones de origen humano al ritmo actual.

Se necesitaron alrededor de 140.000 años para que las concentraciones atmosféricas de CO2 se redujeran debido a la meteorización.

El estudio de este episodio es interesante para modelizar lo que puede ocurrir con las emisiones actuales de CO2, porque nos puede dar indicaciones de cuánto puede aumentar la temperatura si continuamos emitiendo CO2 a la atmósfera, de cómo se producirá la acidificación de los océanos y de cuánto tiempo tardará el CO2 en volver a su nivel anterior.