Glaciación global

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Una vista de la banquisa alaskeña. Tal vez así era toda la superficie de la Tierra durante la edad de hielo conocida como Tierra Bola de Nieve.

Tierra bola de nieve (en inglés, Snowball Earth), glaciación global o superglaciación es una teoría paleoclimática que sostiene la ocurrencia durante el período Criogénico de una o varias glaciaciones de escala global, durante las cuales la totalidad de los continentes y océanos de la Tierra quedaron cubiertos por una gruesa capa de hielo y alcanzaron temperaturas medias de -50 °C. La Tierra surcaría entonces el espacio como una gran bola blanca de hielo, de ahí su evocador nombre.

Sus defensores sostienen una duración de al menos una decena de millones de años,[1] lo que convertiría a este evento no sólo en la mayor glaciación jamás experimentada por la Tierra sino también en la más duradera. Se cree que su impacto sobre la biosfera fue tal, que la vida estuvo cerca de desaparecer por completo del planeta.

Se han propuesto al menos cuatro eventos de glaciación global hace entre 750-580 millones de años,[2] aunque con causas y magnitud diferentes, por lo que el término “Tierra bola de nieve” es a veces usado de forma genérica para referirse a glaciaciones de alcance casi global, y no sólo al episodio de hace 750 millones de años.

La teoría es todavía objeto de controversia científica. En particular se carece de consenso sobre el mecanismo generador y su extensión real. Algunos científicos[¿quién?], en base a una reinterpretación del registro geológico, niegan que fuera global y la reducen a un evento de alcance similar a las recientes glaciaciones del Holoceno.[cita requerida]

Historia[editar]

Aunque en su formulación actual es a veces atribuida a Hoffman, se trata de una teoría de lenta gestación, fruto del trabajo de numerosos científicos a lo largo de cinco décadas, durante las cuales ha ido acumulando nuevas evidencias y refinando sus planteamientos. Desde 1985 el número de artículos científicos publicados ha experimentado un notable incremento,[3] probablemente no ajeno al aumento de la inquietud suscitada por la teoría del cambio climático antropogénico.

La constatación de la existencia de depósitos glaciales proterozoicos data de 1871 con la publicación de los estudios de Thomson sobre yacimientos escoceses.[4] Desde entonces se sucedieron los hallazgos de nuevos yacimientos en distintas partes del mundo.

Se propone al geólogo Sir Douglas Mawson (1882-1958) como la primera persona en hablar de una glaciación global,[5] para entonces ya se habían publicado casi treinta artículos sobre nuevos yacimientos. Este explorador antártico descubrió depósitos de tillitas en el sur de Australia a los que, de acuerdo a la creencia de una distribución continental inmutable, atribuyó erróneamente un origen ecuatorial y en consecuencia propuso una glaciación de magnitud global.[6] [7]

En 1964, W.H. Harland presentó datos paleomagnéticos que evidenciaban las existencia de tillitas en Svalbard y Groelandia que fueron depositadas a latitudes casi ecuatoriales.[8] [9] [10] [11] Consideró que la existencia de estos depósitos, cuyo espesor y magnitud indicaban una ubicación casi costera, era una clara evidencia de una glaciación global. Sin embargo, en los años sesenta la propia teoría de la tectónica de placas estaba en pleno debate científico y tanto la reconstrucción continental, como la posibilidad de una glaciación global fueron ampliamente contestadas.

La hipótesis de Harland recibió un fuerte apoyo cuando Mikhail Budiko, un reputado científico considerado uno de los padres de la climatología cuantitativa, desarrolló un modelo numérico para investigar el efecto sobre el clima de las variaciones en la radiación solar debidas a las emisiones de polvo volcánico y a cambios orbitales (los ciclos de Milankovitch). Una parte fundamental de su modelo era el mecanismo de realimentación del albedo del hielo.[12] [13] Los resultados indicaron que cuando la cubierta de hielo alcanzaba los 50º, se producía una realimentación del albedo descontrolada capaz de cubrir de hielo todo el planeta. Aunque el modelo se desarrolló para analizar las variaciones del clima durante el Cuaternario, demostraba la posibilidad de glaciaciones globales.

Las fumarolas negras en las dorsales medio-oceánicas pudieron ser el "último refugio" para la Vida en el planeta Tierra durante las glaciaciones globales.

El descubrimiento de las fumarolas negras en las dorsales oceánicas en 1977, y la existencia de importantes comunidades de organismos extremófilos asociadas a ellos, totalmente independientes del sol para su subsistencia, eliminó otro escollo de la teoría. La vida habría podido sobrevivir a una glaciación global en tales ecosistemas.

Como síntesis de todas estas aportaciones en 1992 J.L. Kirschivink, acuñó por primera vez el término de “snowball earth”. En un breve capítulo de libro enunciaba formalmente la teoría al proponer un posible mecanismo de glaciación, otro de escape y dotarla de contraste hipotético. Según él, la distribución mayoritariamente ecuatorial de las masas continentales durante el neoproterozoico, aumentó el albedo terrestre precisamente en la zona de mayor irradiancia y menor nubosidad del planeta.[14] [15] Este efecto se pudo ver intensificado si además existieron grandes superficies de mares someros altamente reflectivos. Este aumento del albedo, postuló, pudo ser suficiente para iniciar una glaciación ecuatorial. El escape del periodo glacial pudo producirse por un efecto invernadero por acumulación de CO2 de origen volcánico y facilitado por la interrupción de su asimilación por los oceános y tierra, ambos desconectados de la atmósfera por el hielo. Una condición necesaria para este escape era que las temperaturas en los polos no alcanzasen los -80ºC pues entonces todo el CO2 habría precipitado como hielo seco, tal como ocurre en lo polos de Marte; dejando la atmósfera sin gases invernadero. Este mecanismo tendría varias implicaciones susceptibles de ser verificadas:

  1. Se precisaría una elevada sincronía de todos los depósitos glaciares de la época.
  2. Éstos poseerían una elevada similitud estatigráfica.
  3. Deberían aparecer importantes capas de argillitas laminadas consecuencia de la reoxigenación de un mar anóxico.

En 1998, Paul Hoffmann y su equipo, dieron un nuevo y definitivo impulso a la teoría con el análisis estratigráfico e isotópico de importantes formaciones geológicas en Namibia, correspondientes al antiguo cratón del Congo. Aportó nuevos datos sobre la amplitud, duración e impacto en la biosfera.[1] El aspecto más sorprendente de sus investigaciones eran las evidencias de una brusca transición, en términos geológicos, de la fase glacial a una fase de invernadero de elevadas temperaturas. Hoffman lo atribuía a la súbita liberación atmosférica del CO2 de origen volcánico hasta entonces acumulado en capas subaéreas. Esta brusca transición explicaba la formación de grandes depósitos carbonatados sobre las tillitas y la formación de arcillas ferrugíneas bandeadas. Se estima que la concentración de CO2 pasó de valores mínimos a concentraciones del orden de 350 veces la actual. El análisis isotópico de los carbonatos reveló que el carbono de los estratos glaciales era extremadamente bajo en 13C, lo que indicaba una falta casi total de actividad biológica marina. Las fluctuaciones de este isótopo indicaban además que, en aquella era, hubo varios ciclos de glaciación y deshielo.[16]

Resultados simulación NASA.

Finalmente el equipo francoestadounidendeose DTM (Deep Time Modelling) dirigido por el climatólogo Yannick Donnadieu (que trabaja en el CNRS francés) con el apoyo de simulaciones informáticas del modelo GEOCLIM. ha renovado el debate sobre las causas que provocaron la glaciación.[17] De acuerdo a sus simulaciones la ruptura del supercontinente Rodinia facilitó un aumento de la escorrentía y en consecuencia un mayor consumo de CO2 atmosférico por meteorización de los silicatos. Como resultado la concentración de CO2 atmosfeŕico pudo descender hasta los valores necesarios para iniciar la glaciación.[18] [19] [20] [21]

Proceso[editar]

Se cree que el desencadenante principal pudo ser un descenso en la concentración atmosférica de los gases de efecto invernadero como el CO2 y CH4. Curiosamente este descenso situaría su concentración en niveles similares a los actuales, no obstante debe recordarse que hace 900 ma el Sol era aproximadamente un 6% más débil y la tierra precisaba de un mayor efecto invernadero para obtener temperaturas "habitables".

La causa de este descenso parece ser diferente para el CO2 y para el CH4. En el caso del CO2, varias causas pudieron contribuir a un drástico descenso. Donnadieu propuso la combinación de tres fenómenos geológicos que acelerarían el proceso de meteorización de los silicatos, reduciendo su concentración atmosférica. Geológicamente, la concentración atmósfera-océano del CO2 está en equilibrio. La cantidad de gas que ambos reservorios acumulan depende del balance entre los procesos de aporte y eliminación, que a escala planetaria configuran un ciclo de unos 100.000 años. El suministro se debe principalmente a las emisiones volcánicas y a las emanaciones metamórficas. Su presencia en el vapor de agua acidifica las nubes provocando una lluvia ácida que es neutralizada por los silicatos en una reacción de meteorización durante la cual el CO2 es transformado en CaCO3. Una vez disuelto en el agua de los ríos como ion HCO3- es devuelto al océano, La eliminación ocurre en el océano a cargo de los organismos calcificadores (principalmente algas y cianobacterias, pero también protozoos y algunos metazoos) que lo usan como elemento de sostén en forma de carbonato. A la muerte de éstos precipita creando enormes depósitos sedimentaros que subducen con la corteza oceánica en las dorsales oceánicas, reincorporándose así al magma y cerrando el ciclo. Como la meteorización de los silicatos es el proceso más lento, de forma global el ciclo se acelera en épocas cálidas y húmedas y se ralentiza en las frías y secas. Donnadiu propuso que la anómala distribución tropical de las tierras emergidas durante el Periodo criogénico, en forma de un gran continente denominado Rodinia, aceleraría la tasa de meteorización de los silicatos, pues en los trópicos el clima es idóneo para ello. Esta aceleración se vería reforzada por dos fenómenos adicionales, por un lado hace 830 ma Rodinia comenzó a fracturarse provocando que el clima continental del interior evolucionara hacia otro más tropical al disminuir la continentalidad. El otro fenómeno fueron las masivas erupciones volcánicas de hace 730 ma del ártico canadiense, entonces localizado en pleno ecuador, y que generaron masivas coladas basálticas. El basalto es especialmente sensible a la meteorización. En conjunto estos tres fenómenos aceleraron la meteorización y provocaron un descenso masivo del CO2 atmosférico reduciendo el efecto invernadero.

La reducción del otro gas, al parecer implicado, es más simple pero está menos constrastada. El CH4 es sumnistrado a la atmósfera principalmente por los organismos metanogénicos y es eliminado por oxidación con el O2 atmosférico. Los niveles actuales de O2 determinan una duración media de 10 años, pero en la atmósfera primitiva mucho más pobre en oxígeno, su duración, y por tanto su acumulación, serían muy superiores. El efecto invernadero del metano es unas 30 veces superior al del CO2. Se cree que la proliferación de los organismos fotosintéticos ocasionó un brusco aumento del O2 y descenso del metano. No obstante se sabe que el boom de los primeros organismos fotosintéticos ocurrió hace unos 2.400 ma, en coincidencia con las glaciaciones huronianas, otros grandes episodios de glaciación mucho más antiguos pero no de carácter tan global.

Los resultados obtenidos por diferentes investigadores aplicando estas condiciones de partida a modelos climáticos difieren en la magnitud del fenómeno, desde una glaciación global una tierra completamente cubierta por una capa de hielo de varios kilómetros de espesor, hasta una tierra en la que los casquetes glaciares de ambos polos se extiendes hasta latitudes casi ecuatoriales pero que dejan libre de congelación los trópicos. En cualquier caso todos los modelos verifican el efecto albedo descontrolado predicho por Budiko, en el que el hielo aumenta la proporción de luz solar reflejada y devuelta al espacio, la tierra conserva menos energía solar, y se enfría aún más.

Este proceso se autoalimenta hasta llegar a su lógico final: la extensión máxima de los casquetes, convirtiendo la tierra en un planeta totalmente helado, hace 750 millones de años, con una temperatura de -20 grados en el ecuador y de -80 en los polos.

Consecuencias para la vida[editar]

Los periodos de frío intenso también han sido sugeridos como un obstáculo para la evolución de vida multicelular. Los embriones más antiguos conocidos, procedentes de la formación de Doushantuo en China, aparecen sólo un millón de años después de que la Tierra emergiera de una glaciación global, sugiriendo que la capa de hielo y los fríos océanos podrían haber impedido la aparición de vida compleja. Por ejemplo, los organismos ediacáricos, también conocidos como biota del periodo Ediacárico (que representan los organismos multicelulares complejos más antiguos conocidos); aparecieron poco después de que la Tierra se deshelara después de la extensa y última glaciación del periodo Criogénico.

Dos cuestiones fundamentales[editar]

Las emisiones de CO2 de los volcanes crearían un efecto invernadero suficiente para sacar a la Tierra de la glaciación global.

Dos cuestiones fundamentales se plantean.

  • ¿Cómo salió el planeta de este círculo vicioso? Todo indica que fueron los mismos volcanes los que lo hicieron. En efecto, en un mundo de hielo, el balance de la actividad volcánica es positivo en CO2 (lo emiten los volcanes), y la atmósfera fue alcanzando una concentración 350 veces más alta que la actual. El efecto invernadero hizo subir la temperatura hasta conseguir que, al menos una parte del mar se descongelase.
  • ¿Cómo sobrevivió la vida? En esta época, la vida estaba constituida por microorganismos acuáticos. Algunas especies pudieron sobrevivir porque al congelarse lentamente el agua se transforma en hielo muy transparente, y la escasa luz que lograba atravesar la enorme capa de hielo sobre el mar bastaba para mantener el primer eslabón de la cadena alimenticia. Sin olvidar el ecosistema de las dorsales oceánicas que no dependen de la luz del sol y que seguramente no fue perturbado por la glaciación.

Otra posibilidad mas plausible es que las cianobacterias pudiesen sobrevivir en las numerosas fumarolas del fondo marino, sin necesidad de la luz solar y del oxígeno, alimentandose de carbonatos y CO2.

Véase también[editar]

Referencias[editar]

  1. a b P. F. Hoffman, A. J. Kaufman; G. P. Halverson; D. P. Schrag (1998). «A Neoproterozoic Snowball Earth». Science 281:  pp. 1342 – 1346. doi:10.1126/science.281.5381.1342. 
  2. F.C. Virella, 1988, Origen e Historia de la Tierra Cap. 8, pp 404
  3. http://www.snowballearth.org/bibliography.html
  4. Thomson, J., 1871. On the stratified rocks of Islay. Report of the 41st Meeting of the British Association for the Advancement of Science, Edinburgh, John Murray, London, pp. 110-111.
  5. A. R. Alderman; C. E. Tilley (1960). «Douglas Mawson, 1882-1958». Biographical Memoirs of Fellows of the Royal Societyl 5:  pp. 119 – 127. doi:10.1098/rsbm.1960.0011. http://links.jstor.org/sici?sici=0080-4606%28196002%295%3C119%3ADM1%3E2.0.CO%3B2-P. 
  6. Mawson, D., 1949. The Late Precambrian ice age and glacial record of the Bibliando dome. Journal and Proceedings of the Royal Society of New South Wales 82, 150-174.
  7. Mawson, D., 1949. The Elatina glaciation: a third recurrence of glaciation evidenced in the Adelaide system. Transactions of the Royal Society of South Australia 73, 117-121.
  8. W. B. Harland (1964). «Critical evidence for a great infra-Cambrian glaciation». International Journal of Earth Sciences 54 (1):  pp. 45 – 61. 
  9. Harland, W.B., 1964. Evidence of late Precambrian glaciation and its significance. In: Nairn, A.E.M. (ed.) Problems in Palaeoclimatology. Interscience, London, p. 119-149.
  10. Harland, W.B., 1964. Critical evidence for a great infra-Cambrian glaciation. Geologische Rundschau 54, 45-61.
  11. Harland, W.B. & Rudwick, M.J.S., 1964. The great infra-Cambrian ice age. Scientific American. August 1964, 42-49.
  12. http://www.sjsu.edu/faculty/watkins/budyko.html
  13. M.I. Budyko (1969). «Effect of solar radiation variation on climate of Earth». Tellus 21 (5):  pp. 611 – 1969. 
  14. Kirschvink, J.L. (1992). «Late Proterozoic low-latitude global glaciation: The snowball Earth» (PDF). En Schopf, JW, and Klein, C. The Proterozoic Biosphere: A Multidisciplinary Study. Cambridge University Press, Cambridge. pp. 51–52. 
  15. . doi:10.1038/ngeo355. 
  16. Hoffman, P.F., Kaufman, J.A. & Halverson, G.P., 1998. Comings and goings of global glaciations on a Neoproterozoic carbonate platform in Namibia. GSA Today 8,1-9
  17. Donnadieu, Y., Ramstein, G., Fluteau, F., Besse, J. & Meert, J., 2002. Is high obliquity a plausible cause for Neoproterozoic glaciations? Geophysical Research Letters 29
  18. Donnadieu, Y., Fluteau, F., Ramstein, G., Ritz, C. & Besse, J., 2003. Is there a conflict between the Neoproterozoic glacial deposits and the snowball Earth interpretation: an improved understanding with numerical modeling. Earth and Planetary Science Letters 208, 101-112
  19. Donnadieu, Y., Goddéris, Y., Ramstein, G., Nédélec, A., & Meert, J., 2004. A ‘snowball Earth’ climate triggered by continental break-up through changes in runoff. Nature 428, 303-306.
  20. Donnadieu, Y., Ramstein, G., Goddéris, Y., & Fluteau, F., 2004. Global tectonic setting and climate of the Late Neoproterozoic: a climate-geochemical coupled study. In: Jenkins, G.S., McMenamin, M.A.S., McKey, C.P., & Sohl, L. (eds.) The Extreme Proterozoic: Geology, Geochemistry, and Climate. Geophysical Monograph 146, American Geophysical Union, Washington, DC., p. 79-89
  21. Donnadieu, Y., Ramstein, G., Fluteau, F., Roche, D. & Gonopolski, A., 2004. The impact of atmospheric and oceanic heat transport on the sea-ice instability during the Neoproterozoic. Climate Dynamics 22(2-3), 293-306

Enlaces externos[editar]