Historia del clima terrestre

 

Se cree que el sistema solar se formó hace unos 4600 millones de años, por colapso gravitacional de una nebulosa de hidrógeno, helio y polvo residual de la explosión de antiguas estrellas. La presencia de átomos radioactivos en la Tierra sugiere que el colapso gravitacional debió haber sido provocado por la explosión de una supernova cercana, probablemente a una distancia de 0.02-1.6 parsecs (1 parsec equivale a unos 3.3 años luz) y con una masa de 15-25 masas solares (Portegies-Zwart 2009). Tales estrellas masivas viven de 4 a 10 millones de años y luego estallan como supernovas, esparciendo gran parte de su masa por sus alrededores. La nebulosa originaria debió de tener unas 500-3000 masas solares y un radio de 1-3 parsecs, y una o varias partes de ella debieron sufrir una compresión súbita provocada por la onda de choque de los materiales procedentes de la supernova. Esas regiones de sobredensidad alcanzaron la densidad crítica por encima de la cual la gravitación vence a la velocidad de expansión del gas comprimido, y éste entonces continuó cayendo hacia el centro. En este colapso gravitacional el gas debía de tener cierta velocidad lateral inicial que se fué acelerando por conservación del momento angular, en una rotación cada vez más rápida. La nebulosa fue adoptando la forma de un disco de gas de unos 200 UA (una Unidad Astronómica o UA  es aproximadamente la distancia media entre la Tierra y el Sol) con un centro esférico rojo y caliente. Tras unos 50 millones de años de compresión, el centro esférico alcanzó unos 10 millones de grados, y comenzó la fusión termonuclear del hidrógeno para producir helio. Con el Sol empezando a radiar, el gas de la nebulosa fué empujado hacia el exterior del sistema solar, mientras que el polvo en rotación tendía a agregarse gravitacionalmente en “grumos” de 1-10 km de diámetro, que a su vez se atraían mutuamente formando planetesimales en rotación alrededor del Sol, que crecían unos 15 cm cada año por choques con materiales externos. La teoría de los planetesimales fue propuesta por el geofísico ruso Otto Schmidt en 1944.

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Formación del sistema solar. GIF creado por Lynette Cook a partir de información extraída de los metadatos de fotos del IPTC

La región cercana al Sol era demasiado cálida para que los planetesimales pudieran retener materiales líquidos como el agua o el metano, pero los planetesimales que orbitaban más lejos estaban a temperaturas más bajas, y sobre su superficie sólida pudieron retener océanos de metano, de agua e incluso de hidrógeno líquido (actualmente Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno). Esta teoría de la nebulosa planetaria tiene sin embargo puntos oscuros. Los modelos predicen que Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno no deberían tener tanta masa, salvo que en su formación hubiesen estado mucho más cerca del Sol de lo que están ahora.

Integrando hacia atrás la velocidad actual del Sol alrededor de la galaxia, se deduce que el sol ha debido dar unas 7 vueltas alredor del centro de la Vía Láctea desde que se formó, y actualmente se encuentra en posición casi opuesta a donde se formó, detrás del núcleo galáctico. Entre el 1 y el 8% de las estrellas que están actualmente a menos de 100 pc de distancia del Sol deberían ser hermanas de nacimiento de la nebulosa que originó al sistema solar y a otras estrellas. El resto ha debido alejarse mientras giraban alrededor de la galaxia.  Portegies Zwart (2009) opina que el satélite Gaia debería ser capaz de identificar a las hermanas del Sol a partir del análisis de sus características orbitales y de su espectro luminoso.

Poco después de la formación de la Tierra, se formó la Luna, posiblemente como resultado de una fuerte colisión oblicua con un cuerpo del tamaño de Marte, de un 10 % de la masa terrestre. Parte de este objeto se incrustó en la Tierra y parte fue eyectada hacia el espacio. Una parte de ese material eyectado volvió a reunirse gravitatoriamente  y originó el satélite que orbita la Tierra.

colision lunar

La mayoría de los cráteres de la Luna parecen tener una antiguedad de unos  4500 millones de años. Posteriormente, el número de colisiones parece haber disminuido drásticamente. Estas observaciones han reforzado la hipótesis de Schmidt de la acreción colisional o formación de los planetas a partir de planetesimales. Debido a la mayor radioactividad y a las frecuentes colisiones, la Tierra debió estar fundida al principio (hace 4500 millones de años). La disminución del número de objetos “sueltos” por el sistema solar hizo disminuir el número de colisiones, lo cual permitió el enfriamiento de la Tierra y la solidificación de su corteza, aunque ésta debió sufrir una enorme actividad volcánica.

Según el geofísico Claude J. Allègre hace 4.440-4.410 millones de años el impacto de los planetesimales y los meteoritos había provocado la fusión del hierro terrestre y su descenso al interior hasta formar un proto-núcleo en el centro. Al mismo tiempo los elementos gaseosos, más ligeros, fueron moviéndose hacia arriba y terminaron formando una atmósfera primigenia. El análisis cronológico de algunos isótopos de helio, argón y xenón pertenecientes a minerales del manto terrestre emitidos en las dorsales marinas sugiere que entre el 80 y el 85 por ciento de los gases que componen la atmósfera actual se expulsaron durante el primer millón de años que siguieron a la formación del núcleo terrestre. La atmósfera primigenia (aún sin oxígeno) se originó, pues, alrededor del 4400 millones BP (BP: Before Present, antes del presente), y estaba constituida aparentemente por dióxido de carbono y nitrógeno, y en menor cantidad por metano, amoníaco, dióxido de azufre y ácido clorhídrico.

Esa desgasificación primitiva del interior terrestre liberó también enormes cantidades de vapor de agua, que se condensó en la superficie terrestre constituyendo los océanos, aunque una parte del agua ha debido proceder del hielo de los cometas y meteoritos colisionantes. La presencia de cristales de yeso y bacterias fijadoras de nitrógeno encontradas en las rocas más arcaicas sugieren que las temperaturas de la superficie terrestre y de sus océanos debían de estar entonces entre los 30 y los 60º C.

La estratificación de los magmas de distinta densidad a distintas profundidades permitió que aparecieran magmas, enriquecidos paulatinamente en ciertos elementos (sílice, aluminio, sodio, potasio, etc.), cuya cristalización originó las primeras rocas graníticas.

Los primeros fragmentos estables de corteza terrestre debieron situarse sobre zonas de ascenso de magma. Allí, la acumulación de rocas graníticas fue haciendo crecer una  corteza terrestre primigenia. Los magmas graníticos contenían en su composición una serie de elementos químicos en pequeñas concentraciones, entre ellos el circonio. Las rocas ricas en circonio son especialmente resistentes a la erosión, y permanecen estables durante miles de millones de años. El descubrimiento de rocas con circonio (“circones”) de 4.100 -4.300 millones de años en Australia permite pensar que la corteza primigenia debió formarse en esas fechas.

La era precámbrica (desde la formación de la Tierra hasta 542 Ma BP) suele dividirse en tres periodos: hádico, arcaico y proterozoico. Debido a las altas temperaturas y frecuentes colisiones (sobre todo en su inicio), la era entre 4.6 y 4 Ga ha recibido el nombre de Hádico (en referencia al infierno de la mitología griega, Hades).

Al hádico siguió el eón Arcaico (4000-2500 millones de años BP). En esa época la corteza terrestre se debió enfriar lo suficiente para que se comenzaran a formar las rocas y las placas continentales, pero la tectónica de la Tierra era probablemente distinta a la actual. Hay rocas muy metamorfoseadas y otras que sugieren la posible formación de proto-continentes que se fusionaron poco después. Algunos geólogos sostienen que el calor que acumulaba el planeta causó que la actividad tectónica fuera más intensa que en la actualidad, lo que dio como resultado un reciclado más activo de los materiales de la corteza, lo que habría evitado la formación de cratones (bloques rígidos) continentes hasta que el manto terrestre se enfrió y se ralentizó su convección. Otros argumentan que el manto litosférico subcontinental era demasiado ligero para sufrir una subducción y la escasez de rocas del eón Arcaico es una consecuencia de la erosión y de los acontecimientos tectónicos derivados.

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Posible paisaje del periodo hádico

El registro geológico del Proterozoico (2500-542 millones BP) presenta ya numerosos estratos depositados en extensos mares de poca profundidad aparentemente situados sobre plataformas continentales. Muchas de las rocas están menos metamorfoseadas que las de la era Arcaica. Parece haber tenido lugar un rápido crecimiento continental, “ciclos supercontinentales” de unos 500 millones de años en que todas las masas de corteza se unían para luego separarse, y una actividad orogénica similar a la actual.​ Hace unos 750 millones de años comenzó a desgajarse el supercontinente más antiguo que se conoce, Rodinia. Después se recombinaron los continentes para formar Pannotia, hace entre 600 – 540 millones de años.

La tectónica de placas

En 1915, el meteorólogo alemán Alfred Wegener publicó El origen de los océanos y continentes, un libro en el que afirmaba que el saliente de Brasil y la depresión de la parte sudoeste de África encajan perfectamente, como piezas de un puzzle. Además, decía, los únicos lugares del mundo donde se habían encontrado fósiles (de 270 millones de años) del mesosaurio eran el este de Sudamérica y el oeste de África. Ello sugería que los dos continentes habían estado unidos en el pasado y después de habían separado.  Los continentes actuales formaban según Wegener un único supercontinente, al que denominó Pangea.

Deriva Wegener

Figura. La deriva de los continentes según Wegener.

Wegener no sabía qué fuerzas podían haber movido esas enormes masas de roca, pero la existencia de fuerzas enormes en el interior terrestre no había pasado desapercibida. El propio Darwin, en su diario a bordo del Beagle sospecha la existencia de fuerzas extrañas bajo el suelo en un famoso comentario en la víspera del gran terremoto de 1835 que arrasó la isla de Chiloé (Chile):

Echamos anclas en la bahía de San Carlos, en la isla de Chiloé. Durante la noche del 19 se pone en erupción el volcán de Osorno (…) a las tres de la mañana observamos el más soberbio espectáculo (…) objetos negros proyectados al aire sin cesar y que caen después. La luz es tan intensa que ilumina el mar (…) Mucho me sorprendió saber más tarde que en Chile, el Aconcagua, situado 480 millas (772 km) más al norte, había entrado en erupción la misma noche, y más aún me admiró saber que la gran erupción del Conseguina (2.700 millas, 4.344 km al norte del Aconcagua) acompañada de temblor de tierra que se hizo sentir en 1.000 millas, había tenido lugar seis horas después (…) Difícil es aventurarse ni siquiera a conjeturar si esa coincidencia es accidental o si hay que ver en ella la prueba de una comunicación subterránea (…) Los tres volcanes forman parte de la misma cadena de montañas y las extensas llanuras que limitan la costa oriental y las conchas recientes, levantadas en una longitud de más de 2.000 millas (3.220 km) en la costa occidental, demuestran a igualdad con que han obrado las fuerzas elevadoras.

En 1929, el geólogo inglés Arthur Holmes sugirió que el flujo convectivo de la roca calentada del manto situado bajo la corteza podría proporcionar la fuerza motriz necesaria: el material rocoso que se encuentra en las profundidades del manto se calentaría, se volvería menos denso y subiría a la superficie, donde arrastraría a la corteza oceánica y a los continentes, hasta enfriarse y hundirse de nuevo.

El descubrimiento de la gran dorsal submarina del centro del Atlántico, 15.000 kilómetros entre Groenlandia y el sur de África, dió nuevo apoyo a esa teoría. Los alrededores del sistema dorsal estaban prácticamente libres de sedimentos, en contraste con la gruesa capa de sedimentos (de hasta varios kilómetros) que cubre las planicies de los márgenes continentales. Las muestras recogidas del fondo de la fisura central de esa doble cordillera revelaron que el fondo del océano estaba compuesto por roca volcánica oscura y sumamente joven.

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Edad del fondo oceánico. En rojo el más joven, junto a las dorsales, por ejemplo en la centroatlántica. En azul el más antiguo, por ejemplo, junto a las costas norteafricana y norteamericana. NOAA.

Posteriormente, se descubrió que la polaridad magnética de algunos minerales que habían cristalizado dentro d ese suelo joven, se alineaban con la orientación de los polos terrestres, y lo hacían idénticamente a un lado y otro de la dorsal. Todo parecía indicar que el magma brotaba por el valle central (el rift) de la dorsal, formaba la doble cordillera a un lado y otro, y arrastraba el fondo marino, que se desplazaba a ambos lados mientras el nuevo magma se solidificaba.

En las regiones oceánicas donde el fondo es más antiguo (en azul en la figura) se detectan, además, grandes fosas submarinas y en muchos casos (Perú-Chile o Pacífico frente a Norteamérica), grandes cordilleras paralelas a la costa, como si la corteza del fondo oceánico presionara contra el continente y se curvara (hasta los 60º frente a Chile), deslizandose bajo el mismo. La tectónica de placas actual llama a esas regiones zonas de subducción. La alta sismicidad de esas regiones se explicaría por la presión del fondo oceánico contra el continente (que pliega los estratos creando cordilleras costeras) a la que vez que desliza bajo y él y funde las rocas en toda la superficie de contacto. Esa roca fundida emerge hacia la superficie por las grietas producidas por la sismicidad, creando volcanes continentales frente a la costa. El propio movimiento de esas cintas transportadoras que van desde la dorsal centrooceánica hasta las costas, es el que arrastra los sedimentos del fondo y los acumula contra la costa.

Tectonica de Placa

El fragmento relativamente rígido de litosfera situado entre una dorsal centrooceánica y una subducción (y que desliza sobre la astenosfera o capa plástica que está debajo) se denomina placa tectónica. Como muestra la figura anterior, la expansión del suelo atlántico parece estar empujando al continente americano (a la izquierda de la figura) hacia occidente, mientras que la expansión del suelo pacífico en dirección contraria, algo más lenta, empuja al continente americano hacia oriente a la vez que subduce bajo el mismo. El efecto neto de ambas fuerzas es que el continente tiende a moverse actualmente hacia occidente, abriendo aún más el Atlántico a costa del Pacífico. El balance actual de fuerzas y movimientos de los fondos marinos tiende a mover a los continentes tal como muestra la figura siguiente. Obsérvese el probable cierre completo del antiguo Mar de Thetis (hoy Mediterráneo), el choque de Australia con Asia, y la apertura del Ártico a la entrada de corrientes cálidas del Atlántico, en los próximos 50 millones de años.

Movimiento continentes

La ciencia geológica actual piensa que la Tierra tiene un núcleo interno sólido donde se han acumulado por gravedad los materiales más densos, con alto contenido en hierro, níquel y átomos radiactivos. La desintegración de esos átomos mantiene muy caliente al núcleo y funde a los materiales, más ligeros, que lo rodean, que forman un núcleo externo de hierro y níquel líquidos (entre los 2.885 y los 5.155 km de profundidad) donde se producen corrientes de convección. Estas corrientes de metales conductores se combinan con el movimiento de rotación de la Tierra para crear una dinamo que mantiene el campo magnético terrestre.

Nucleo terrestre

Desde los años 30 del siglo XX se ha pensado que existirían posibles corrientes de convección entre ese núcleo externo hasta la corteza terrestre, sólida. Sin embargo, encima de ese núcleo externo y hasta la base de la corteza terrestre la capa existente no parece ser líquida, sino plástica, según la tomografía sísmica, y no son posibles corrientes de convección en un material plástico.

¿Qué causa entonces el movimiento del suelo marino y el cambio de forma de las placas tectónicas de la corteza terrestre? En los últimos años, ha aparecido una teoría que afirma que la parte de la placa que ha subducido sigue bajando hasta el manto profundo, tirando con su peso del resto de la placa (emergida). En contacto con el núcleo exterior, esta placa sumergida se funde y crea penachos de material fundido que ascienden en otro lugar geográfico, hasta encontrarse con la litosfera, que se calienta en su base, apareciendo allí “puntos calientes”. Estos puntos pueden generar volcanes. Las dorsales centrooceánicas, en esta teoría, se formarían al fracturarse la litosfera por el tirón de la placa sumergida, no serían los impulsores del movimiento. La teoría es verosímil salvo en que la gravedad, en un sistema estratificado, nunca puede causar un movimiento vertical persistente a largo plazo; la elevación de magma caliente hacia las dorsales centrooceánicas, o bien hacia los puntos calientes, o hacia ambos, deberían seguir siendo, más probablemente, el motor energético del movimiento tectónico.

Estructura capas terrestres

Sea como fuere, las zonas volcánicas cercanas a las subducciones y en las dorsales centrooceánicas son fuentes activas de CO2, que van directamente e indirectamente a la atmósfera, respectivamente. En Venus, este gas se ha ido acumulando en la atmósfera hasta hacer de este planeta un auténtico infierno para cualquier forma de vida. Esto se debe al efecto invernadero que provoca el CO2.

El efecto invernadero y su regulación en la Tierra

El efecto invernadero es un sobrecalentamiento de la superficie terrestre producido por la presencia de gases que interceptan la radiación infrarroja emitida por la superficie de nuestro planeta en su camino hacia el espacio, y la reemite en todas direcciones, con lo cual una parte de esa radiación infrarroja vuelve a la superficie. Los gases absorben luz sólo a las frecuencias específicas que necesitan para pasar de un estado de vibración (o rotación) menos energético a otro estado más energético.

El vapor de agua es el principal gas invernadero de nuestra atmósfera, pues la rotación y vibración de su molécula intercepta la mayor parte de la radiación infrarroja emitida por la superficie (Figura). Pero el CO2 produce efecto invernadero también porque varios modos de vibración de su molécula necesitan absorber ondas infrarrojas de frecuencias de 1.8, 4.5 y 12 micrometros, y esas frecuencias coinciden con ventanas que la rotación y vibración de la molécula de agua deja abiertas, esto es, el vapor de agua no intercepta esas frecuencias infrarrojas.

Efecto Invernadero Moleculas

Como la atmósfera está bastante saturada de vapor de agua, sus aumentos de concentración aumentan el calentamiento de la superficie, pero no tanto como lo que correspondería al aumento de concentración, debido a que las ventanas de absorción que le corresponden están ya casi saturadas (casi toda la radiación procedente de la superficie ha sido interceptada ya, y el que haya aún más vapor cambia poco el panorama). Este no es el caso del CO2, que al estar en concentraciones relativamente bajas en la atmósfera, una duplicación de su concentración induce casi una duplicación de su efecto invernadero.

En cualquier caso, cuando el CO2 aumenta su concentración, provoca una subida de la temperatura media de la superficie. Esa subida térmica aumenta un poco más la evaporación del agua de los océanos y suelos, y el aumento consiguiente de vapor de agua atmosférico aumenta en una cantidad adicional el efecto que le correspondería al CO2 en solitario. Cuando los climatólogos habla del aumento del “efecto invernadero” causado por un aumento de CO2 antropogénico se están refiriendo al efecto combinado (directo e indirecto, a través de la evaporación) de ese aumento de CO2.

La comparación de nuestra atmósfera con la de los dos planetas vecinos nos permite comprobar el efecto que tienen distintas coberturas gaseosas sobre la temperatura de la superficie de un planeta.

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Foto de Venus

En Venus la Constant solar (potencia luminosa que entra por m2 en la alta atmosfera) es de 2637 Wm-2 , y su albedo (fracción que vuelve reflejada hacia el espacio) es de 0.77, debido a su cobertura de nubes de ácido sulfúrico. Esto hace que lleguen realmente 606,5 Wm-2 al suelo. Su densa atmosfera tiene un 96% de CO2 y crea una presión de 89 atm en la superfície. La temperatura en su alta atmosfera es de Te= 227 K (-46ºC), y en superficie Ts= 737 K (464ºC); la diferencia de temperatures es provocada por el efecto invernadero, que se puede ver que es enorme.

Marte, en cambio, tiene una atmosfera muy tenue, de solo  0.007 atm, compuesta de  CO2 al 95%.

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Foto de Marte

Su constante solar es de 592 Wm-2  con un albedo de 0.14, por lo que llega al suelo 509,12 Wm-2. Las temperatures sobre y bajo la atmosfera son: Te= 218 K, (-55ºC) y Ts= 220 K (-53ºC), por lo que podemos comprobar que tiene un efecto invernadero muy débil. Una vida como la terrestre probablemente no habría sido capaz de sobrevivir y evolucionar con una temperatura superficial tan baja y tan poca agua.

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La Tierra, en cambio, tiene una constante solar de 1367 Wm-2 y un albedo de 0.30, por lo que llega a la superfície 956,9 Wm-2. Con abundancia de agua y un 0.03% de CO2, su atmosfera tiene un efecto invernadero moderadamente intenso: Te= 255 K (-18ºC), Ts= 288 K (15ºC). Sin atmósfera, la superficie terrestre estaría unos 33 grados más fría, en promedio; y sufriría oscilaciones térmicas fortísimas entre el día y la noche.

La Tierra pasa por eras geológicas de alta actividad tectónica (y por tanto, volcánica) y por periodos de baja actividad. Las épocas de alta actividad tectónica son también épocas de alta emisión de CO2 a la atmósfera, dorsales oceánicas más voluminosas, en consecuencia el océano está más alto, y hay también una deriva más rápida de los continentes.

vulcanismo

Esas épocas suelen coincidir con fuertes aumentos del CO2 atmosférico, como muestra la primera Figura del apartado siguiente. Sin embargo, esa figura muestra también que, a lo largo de la historia de la Tierra, el CO2 no se ha ido acumulando como ha ocurrido en Venus, sino que siempre ha estado en concentraciones moderadas, entre las de las épocas glaciales (33% inferiores a la actual) y las del Ordovícico (unas 17 veces superior a la actual).

¿Qué mecanismo planetario mantiene la concentración de CO2 acotada en esos márgenes? La hipótesis que formuló Lovelock con su hipótesis Gaia fue que la propia biosfera es la que mantiene a ese gas (y a otros) dentro de márgenes tolerables para la vida. Sin embargo, la explicación más aceptada es que el mecanismo principal de esa regulación es la meteorización química de los silicatos del suelo por acción del ácido carbónico, esquematizada en la Figura siguiente.

Meteorizacion escala geologica

Esencialmente, una parte del CO2 presente en la atmósfera se disuelve en las gotas de lluvia; allí, una parte del CO2 disuelto pasa a ácido carbónico disuelto, H2CO3, y éste, cuando las gotas de lluvia tocan las rocas del suelo, reaccionan con los silicatos presentes en éstas y los convierte en carbonatos y bicarbonatos. Las raíces de la vegetación disgregan las rocas silíceas y amplifican la formación de ácido carbónico (con ayuda de sus bacterias asociadas), por lo que ayudan a la meteorización. La reacción agregada sería:

CaSiO3  +   H2O  +  CO2             →        CaCO3  +  SiO2  +  H2O

Roca           Lluvia    Vulcanismo                    Carbonato

Llevados por los ríos hasta el mar, los carbonatos fluviales van sedimentando por el camino, y los bicarbonatos disueltos precipitan en forma de carbonatos sólidos, por acción de los organismos marinos, que crean estructuras óseas y conchas a partir de ellos. Así, la meteorización retira CO2 de la atmósfera y lo deposita, en forma sólida estable, en los fondos marinos. De allí, en plazos muy largos de unos millones de años, estos carbonatos son arrastrados por el movimiento del fondo oceánico hacia las subducciones, y tras fundirse bajo los continentes, regresan a la atmósfera mediante el vulcanismo. El flujo de carbonatos de origen abiótico es unas cuatro veces mayor que el flujo biótico desde el bicarbonato disuelto hacia los fondos marinos (Figura próxima). Esto sugeriría que la meteorización era un mecanismo previo a la aparición de la biosfera, pero que ésta ha acabado contribuyendo con una aportación importante (y reforzante) a una parte de su ciclo; sin embargo, ese efecto reforzante del termostato geológico de una parte de la biota marina es arruinado por la dinámica de la biota terrestre que, como comentaremos en otro post, actúa aumentando la emisión de CO2 cuando el CO2 está alto en la atmósfera, y viceversa.

Zhong-2018-Ciclo C geologico

Ciclo geológico del carbono. Tomado de Zhong et al. (2018).

Hay además una retroalimentación negativa múltiple entre la subida de concentración de CO2 en la atmósfera y la retirada de CO2 de la atmósfera por efecto de la meteorización. Por una parte, la reacción de meteorización aumenta su tasa de actividad cuando la concentración de CO2 (y con ello, la temperatura) es más alta; por otro, en las épocas de mucho CO2 en atmósfera hay más flujo de este gas hacia las gotas de lluvia y mayor formación de ácido carbónico reactante; finalmente, si la temperatura global es más alta, hay mayor tasa de evaporación y por tanto de precipitación, con lo que aumenta la cantidad de ácido carbónico que llega al suelo y lo ataca químicamente.

La retroacción entre temperatura y meteorización controla la concentración atmosférica de CO2 (y con ello la temperatura media de la superficie) no sólo por arriba sino también por abajo, tal como ilustra la figura siguiente, por lo cual constituye un eficaz “termostato” climático en la Tierra.

Feed back meteorizacion

Este mecanismo de regulación parece haber salvado el clima del planeta en varios momentos críticos, y haberlo mantenido apto para la evolución de la vida.

El clima del Precámbrico

Hace 4000 millones de años el sol era una estrella recien nacida, más fría y que brillaba probablemente un 30% menos intensamente que en el presente. Esto debió haber impedido la existencia de agua líquida en superficie, en contra de algunas evidencias geológicas. Esta paradoja fue planteada por Carl Sagan y G. Mullen en los años 70. No hay datos geológicos creíbles del nivel de CO2 en la atmósfera para ese periodo tan arcaico, pero la explicación más creíble es que en esa época la concentración de CO2 en atmósfera debió ser mayor (por el mayor flujo de calor desde el interior terrestre y la mayor actividad tectónica); y la relativamente baja temperatura debió provocar una baja meteorización de ese CO2.

CO2 geologico.png

Otros momentos críticos debieron producirse en el precámbrico tardío (1000 a 560 millones de años BP). En ese periodo hay evidencia de al menos dos (y posiblemente más) glaciaciones anormalmente grandes. La primera (“Sturtian”; ~730 millones BP) pudo haber provocado una auténtica “Tierra bola de hielo” pero han quedado poquísimos datos geológicos como para poder afirmarlo con seguridad. La más reciente (~650 a ~560 millones BP), parece haber provocado efectivamente una “Tierra bola de hielo” con evidencias claras de hielo marino llegando al ecuador.

Clima Escala Geologica

Entre los sedimentos geológicos correspondientes a esta época, se encuentran en efecto sedimentos  que se depositan sólo en glaciares o icebergs; sin embargo, estos sedimentos se observan incluso en regiones que se encontraban entonces en el ecuador.

Otra evidencia son las rocas con bandas de hierro. Tales rocas dejaron de formarse en 1800 Ma BP, porque el alto oxígeno disuelto (que alcanzó probablemente el océano tras la fotosíntesis) lo impidió. Sin embargo, en -700 Ma BP vuelven a formarse, asociados a depósitos glaciares en todos sitios. Como si el océano hubiera permanecido anóxico millones de años, luego se hubiera oxigenado con la fotosíntesis y de repente, se hubiera vuelto anóxico de nuevo.

roca bandas hierro.jpg

Roca con bandas de hierro

¿Cómo pudo enfriarse tanto el planeta pese al termostato de la meteorización? Una explicación plausible es que, en aquella época, los continentes pudieron estar todos entre los dos trópicos. Los dos polos relativamente aislados de corrientes oceánicas tropicales provocan, según los modelos climáticos globales, una alta retroacción positiva del albedo polar sobre el enfriamiento (el casquete de hielo que crece en los polos vuelve más reflectiva la superficie, lo cual disminuye más la temperatura, lo cual aumenta la extensión del casquete de hielo). Los casquetes polares debieron crecer sobre el mar y su crecimiento no inhibía directamente la formación de carbonatos (separando las rocas de la lluvia), porque estos seguían formándose en los continentes sin hielo.

Rodinia

Una vez los casquetes alcanzaron los 30º de latitud, los modelos dicen que el enlentecimiento de la meteorización por la bajada térmica fue incapaz de contrarrestar ya a la retroacción positiva del albedo sobre el enfriamiento. El hielo debió envolver la Tierra hasta el ecuador, mientras el océano se congelaba hasta una profundidad de 1000 m.

El planeta podría no haber salido nunca de ese estado, enormemente estable. Sin embargo, esta glaciación aberrante terminó misteriosamente sólo un poco antes de la “explosión cámbrica” de los seres pluricelulares. ¿Qué mecanismo “salvó” al planeta? La explicación más plausible es la de que los volcanes seguían emitiendo CO2. La bajísima evaporación, impedía que hubiera nubes de lluvia, por lo que sin gotas de lluvia, no se formaba ácido carbónico, ni había posibilidad de meteorización. Por tanto, el CO2 permanecía en la atmósfera. Tras unos 10 millones de años, los modelos nos dicen que el CO2 debería haber subido hasta 1000 veces su concentración atmosférica!

Ante un efecto invernadero tan intenso, las comarcas sin hielo alrededor de las fuentes geotérmicas y de los volcanes continentales sufrirían un calentamiento que fundiría todo los hielos de sus alrededores, según los modelos. Esto provocaría una bajada del albedo regional, aumentaría las temperaturas en tales regiones, abriendo más y más los huecos sin hielo, por la retroalimentación positiva y creciente de la bajada del albedo y el aumento de temperatura.

Cuando una fracción importante de la superficie se vio liberada del hielo, la acción reguladora de la meteorización se habría reiniciado, bajando el nivel de CO2 a sus valores normales. Así pues, una vez más, el termostato de la meteorización pudo haber “salvado” al planeta, volviéndolo favorable a la evolución de los organismos pluricelulares.

¿Dónde pudo sobrevivir la vida unicelular (bacteriana) del Precámbrico? Probablemente, en las fuentes geotérmicas continentales, alrededor de las chimeneas volcánicas oceánicas y, algunas células, en las grietas del hielo flotante. Las especies supervivientes de esa catástrofe, pudieron quizás ser especialmente adaptables como sugiere la explosión de formas vivas que se produjo a continuación tras el fin de esta glaciación extrema.

El Paleozoico (570 – 225 m.a.)

Este periodo comienza con la explosión de vida pluricelular que se observa en los estratos del Cámbrico. La evolución que permitió a las células simples (procariotas) fusionarse para generar células complejas (eucariotas) y a éstas asociarse en forma de colonias celulares para generar organismos pluricelulares de formas diversas es un tema en continua investigación (véanse algunas ideas claves en Resumen del libro “Deconstruyendo a Darwin- Los enigmas de la evolución a la luz de la nueva genética”, de Javier Sampedro).

Oceano cambrico

Representación de un posible Océano cámbrico

Inicialmente, la vida pluricelular fué exclusivamente marina, pero alrededor del 420 m.a. BP (Silúrico) se produce un punto crítico cuando la concentración de oxígeno en la atmósfera, que se venía acumulando gracias a la fotosíntesis, alcanzó el 10% del nivel actual. Por encima de este nivel, se piensa que la atmósfera generó una capa de ozono suficiente como para proteger a los organismos vivos de las radiaciones ultravioletas.

En esta época, las plantas empezaron a colonizar los continentes, seguidas por muchas especies de artrópodos (arácnidos e insectos entre ellos) que respiraban aire. Los vertebrados les siguieron 50 millones de años después, en el Devónico tardío.

Colonizacion de continentes.png

También en esta época, aparecen las plantas vasculares, con tallos rígidos y tejidos de lignina, que les permiten crecer en vertical por encima de otras plantas, buscando la luz solar.

Tiktaalik Roseae.png

Tiktaalik Roseae, un pez de 1.2-2.7 m, con aletas lobuladas, articulaciones en sus extremidades, costillas y cuello, y que parece haber tenido pulmones, pero conservaba aún estructuras branquiales y escamas. Puede haber sido uno de los primeros vertebrados que exploró el medio terrestre cercano al mar.

Tras un episodio glacial que se había producido en el Ordovícico-Silúrico (-450 Ma), las temperaturas se elevaron y mantuvieron cálidas durante el Devónico y casi todo el Carbonífero, hasta hace unos 300 millones de años. La figura siguiente muestra la situación y movimiento tectónico de los continentes del devónico.

Devonico tectonica

Se piensa que había una estrecha franja tropical ecuatorial, amplias zonas áridas subtropicales hasta 35° de latitud (provocadas por la gran extensión de los continentes, que se sobrecalientan y secan en su interior), y zonas templadas que llegaban hasta los polos, debido a la conexión abierta entre las corrientes oceánicas tropicales y los mares polares. El calor, la humedad costera y una atmósfera rica en CO2 facilitaron el desarrollo evolutivo y la colonización de los continentes por parte de la vegetación.

La aparición de la lignina, muy resistente a la degradación y a la oxidación, creó un nuevo material biológico que no podía ser descompuesto por otros seres vivos, dado que los hongos descomponedores aparecieron millones de años más tarde. Esto produjo que el material leñoso muerto quedara enterrado en grandes cantidades y preservado bajo otros sedimentos. Ello provocó a largo plazo un secuestro de CO2 de la atmósfera hacia los sedimentos, y una subida del oxígeno en la atmósfera, que alcanza máximos del 35% en el -300 Ma BP, al final del carbonífero.

Oxigeno en el carbonifero.png

Al principio de este periodo, las temperaturas medias eran cálidas, pero se fueron enfriando hacia el final, debido a la deriva del supercontinente Gondwana (parte sur del Pangea) hacia el polo sur, que hizo crecer una zona glaciada en el sur.

Los niveles de oxígeno tan altos permitieron a los invertebrados y artrópodos crecer hasta tamaños de uno y dos metros. El oxígeno se difunde en el exoesqueleto de los artrópodos hasta el interior. Un ciempiés llamado Arthropleura ostenta el récord de mayor insecto que haya existido, con 2.3 m de largo y 0.5 m de ancho. Sin embargo, tamaños mayores a 2 m no parecen asequibles a los artrópodos debido a que su esqueleto externo debe ser mudado cuando el animal crece, y en esa muda, un artrópodo demasiado pesado podría quedar aplastado por su propio peso. Los cuadrúpedos (en esa época, principalmente anfibios) no estaban expuestos a esa limitación y exploraron tamaños mayores, de hasta 6 metros de largo en esa época y mucho mayores posteriormente (en el Jurásico y Cretácico).

Al final del periodo, los extensos bosques de lluvia tropicales se iban estrechando, rodeados por crecientes zonas áridas y, al final, algunos episodios de enfriamiento y secado súbitos hicieron que colapsaran en muchas regiones. Esto provocó la extinción de muchos animales acostumbrados a la humedad, y entre ellos muchos anfibios; pero seleccionó una novedad evolutiva de largo alcance: los huevos con sacos amnióticos que mantenían una reserva de agua y alimentos para el embrión en desarrollo, y permitía a estos desarrollarse en climas secos. De estos cuadrúpedos evolucionaron los reptiles, pájaros y mamíferos.

El posicionamiento polar de Gondwana aumentó la intensidad de la glaciación, lo que hizo disminuir mucho el nivel del mar durante el Pérmico. Hay evidencias de una caída muy importante de la concentración de oxígeno: del 35 % de comienzos del Pérmico al 15% al final del período (Berner, 1999), quizás provocado por la anormal bajada del nivel del mar, que expuso a la oxidación al 70% de las plataformas continentales, ricas en sedimentos carboníferos. La reducida presión parcial de oxígeno por encima de unos pocos centenares de metros de altitud fue desalojando de allí  lentamente a muchos artrópodos y algunos cuadrúpedos, que se habían acostumbrado a un metabolismo muy consumidor de oxígeno. El comienzo de la extinción masiva que caracteriza el final de este periodo comenzó al parecer ya en esta etapa fría y con poco oxígeno. La escasez de oxígeno dio ventaja a las bacterias metabolizadoras de azufre sobre las aerobias, lo que aumentó las emisiones de sulfídrico y de metano por los océanos.

A mitad del periodo, el choque de China Sur con la placa del Mar de Thetis produjo un accidente geológico anormal, que fue el ascenso masivo de magma a través de depósitos de carbón, que liberó a la atmósfera 170 trillones de toneladas de CO2, 18 trillones de toneladas de ácido clorhídrico y gran cantidad de metano. Finalmente, 5-10 millones de años después, se produjo una segunda crisis tectónica en Siberia, con la emisión de 1-4 millones de m3 de lava basáltica que cubrió una superficie casi igual a la europea, quemando grandes extensiones de bosques. Este segundo pico de gases invernaderos y aumento térmico favoreció entonces la autocombustión de grandes masas de carbón que se habían generado desde el Carbonífero. Esto aún produjo más CO2 y disminuyó aún más la concentración de oxígeno en la atmósfera, que llegó a ser del 16%. Las aguas de los mares se calentaron, liberando los depósitos de metano congelado próximos a la costa, con lo que se incrementó aún más el efecto invernadero. Esto volvió aún más anóxico a los océanos, que vertieron tanta cantidad de sulfuro de hidrógeno que las costas, donde se habían refugiado muchas especies, se volvieron inhabitables. Se extinguieron el 96% de las especies, y hasta la mayoría de los insectos.

La extinción fue tan masiva que las cadenas tróficas de la biosfera típicas del Pérmico tardaron aparentemente unos 30 millones de años en reestablecerse. Sin embargo la biosfera tuvo la resiliencia suficiente para resistirlas, gracias probablemente a su diversidad, que le ha permitido hasta ahora adaptarse incluso a catástrofes que acabaron con la mayoría de las especies pluricelulares.

La era Mesozoica (225 – 65 m.a.)

La era mesozoica o secundaria comienza con el triásico (245 m.a. a 208 m.a.). El nivel de CO2 había vuelto a subir desde el mínimo de final del carbonífero hasta un nivel 4-5 veces superior al actual, debido en parte a la evolución de nuevas especies de hongos y descomponedores, que equilibraron un poco la tasa de respiración (oxidación de la materia orgánica) respecto a la fotosíntesis (producción de materia orgánica a partir de CO2 y otros materiales), y debido también al aumento de la actividad tectónica desde el final del pérmico. Esto provocó un fuerte efecto invernadero.

Las masas continentales se habían agrupado todas en un continente único, Pangea, y un único océano, Panthalasa, rodeaba el planeta. La lejanía de las costas (con su efecto moderador) produjo un clima árido en vastas extensiones del interior de los continentes, con oscilaciones térmicas estacionales muy fuertes.

Cuando pasan varios millones de años sin que los continentes colisionen entre sí, el relieve va erosionándose y las grandes cordilleras pierden su altura. Un relieve tan  erosionado y plano no favorecía la lluvia en el interior, por lo que los modelos sugieren veranos muy cálidos, inviernos muy rigurosos y grandes zonas áridas.

Algunas zonas tropicales de Pangea próximas al mar debieron tener clima monzónico, con lluvias estivales. Pero la ausencia de relieves importantes restaba fuerza al monzón y no facilitaba la formación de nubes. Por eso, en Pangea, las regiones ocupadas por desiertos tropicales fueron más extensas  que los bosques de lluvia.

Pangea en Triasico

Tras 30 millones de años de evolución y re-construcción de ecotopos, las plantas con semillas empezaron a dominar la flora terrestre. Los reptiles se adaptan especialmente bien al clima árido, y aparecen los primeros dinosaurios y los primeros mamíferos.

Triasico

Representación de un paisaje triásico

El final de este periodo (208 m.a.) es testigo de otra extinción masiva. El super-continente Pangea comenzó a fracturarse a lo largo de una línea de ruptura llamada “Central Atlantic Magmatic Province” (CAMP). En esa enorme región geográfica de unos tres millones de Km2 (figura) empezaron a emerger, una vez más, gigantescas coladas de basaltos, que provocaron continuas lluvias ácidas provocadas por las emisiones de SO2, y un probable calentamiento brusco provocado por el aumento del CO2.

extinción Triasico-Jurasico

El final del Mesozoico, conocido como periodo Cretácico, es testigo de la mayor acumulación de energía térmica en atmósfera y océano que haya conocido el planeta, al menos desde que hay evidencia creíble. No hay signo alguno de hielo en los polos, lo que elevó el nivel del mar 170 m  por encima del actual. La concentración de CO2 era todavía unas 2.5 veces mayor que la actual, con niveles de oxígeno no muy inferiores al actual. Esto estimuló el crecimiento exuberante de muchas especies de plantas grandes, que posibilitaron a su vez la existencia de grandes reptiles herbívoros y carnívoros. Esta era es testigo también de la evolución de las primeras aves, lo cual presiona evolutivamente a los insectos a disminuir su tamaño.

Hay evidencias fósiles de grandes migraciones de dinosaurios entre las zonas ‘Templada cálida’ y ‘Templada fría’ cuando las estaciones cambiaban. Hay también evidencias de tortugas, cocodrilos y otros reptiles de sangre fría habitando en el círculo polar, y de palmeras en la península de Kamchatka.

¿Qué causó este escenario climático tan extraordinario?

En primer lugar, la alta actividad tectónica. El supercontinente Pangea estaba en rápida desagregación, y un movimiento más rápido de las placas llevaba asociada a una mayor emisión volcánica de CO2, especialmente en la zona de apertura atlántica entre Groenlandia, Islandia y Noruega, y también en Alaska y en la zona asiática.

Un movimiento de separación en todos los continentes impide la formación de nuevas montañas y mantiene el proceso de erosión que venía aplanando el relieve desde el periodo triásico. Una superficie continental tan plana y baja reduce la emisión de infrarrojos hacia el espacio (hay menor superficie radiante) y ello tiende a mantener alta su temperatura.

Además, hay menor erosión, lo cual enlentece la meteorización y ello mantiene alto los niveles de CO2 atmosférico. Todo ello presionaba hacia temperaturas altas.

En segundo lugar, las corrientes oceánicas tenían el camino libre desde los trópicos hasta el círculo polar a través de un amplio océano Pacífico, por lo que no había hielo en el círculo polar norte, y muy poco o nada en el sur, por la alta temperatura de los océanos y la atmósfera.

Jurasico-Cretacico.jpg

Configuración de los continentes 100 m.a. BP. Obsérvese las grandes zonas inundadas por el mar dentro de los continentes, de 40-50 m de profundidad.Cretacico-continentes.jpg

Probables zonas de formación de aguas profundas (cálidas y salinas), en el Mar de Tetis (en rojo)

En tercer lugar, la alta evaporación de un Mar de Thetis situado en el trópico generó probablemente un océano muy salado que formaba agua que se hundía a pesar de ser cálida. El agua del fondo oceánico tenía, parece ser, una temperatura de 18ºC, no como hoy en día, que tiene 2ºC de media. Cuando este agua afloraba en muchos lugares del planeta, no refrescaba el clima como hoy, sino todo lo contrario.

Las cinco grandes extinciones de la historia de la vida son, a saber: la del Ordovícico-Silúrico (439 millones a BP, 85% de especies), la del Devónico-Carbonífero (367 millones a BP, 82% de especies), la del Pérmico-Triásico (210 millones a BP, 96% de especies), la del Triásico-Jurásico (210 millones a BP, 76% de especies), y la del Cretácico-Terciario (65 millones a BP, 76% de especies). La causa de la primera es completamente incierta, mientras que el resto pudieron ser causadas por emergencia de magma y erupciones volcánicas masivas (acompañadas en algún caso por el impacto de un gran meteorito).

La extinción del Ordovícico-Silúrico es incierta, pero pudo ser provocada por la explosión de una supernova cercana. Si una de estas explosiones sucediera lo suficientemente cerca destruiría la capa de ozono de la atmósfera. Esto nos expondría a la radiación ultravioleta del Sol, que además romperían el oxígeno hasta en las capas bajas de la atmósfera, formando ozono a ras de suelo, gas que, a ese nivel, es tóxico para la vida animal y vegetal. ¿Puede la biosfera adaptarse a cualquier perturbación? Está claro que la biodiversidad es y fue una gran baza, pero no garantiza la supervivencia en cualquier situación geológica. Un ejemplo es la evolución geológica de Venus.

La era cenozoica (65 m.a. al presente)

En los inicios del Cenozoico o Terciario (Paleoceno y principio del Eoceno), entre los 65 y los 48 m.a., el clima fue semejante al del Cretácico. En el óptimo de principios del Eoceno el CO2 aún era alto, de unos 1000 ppm. Los carbonatos sedimentados en el Mar de Thetys, que se está cerrando, eran reciclados hacia los volcanes en las subducciones vecinas, muy próximas, lo cual hacía perder eficacia a la retirada de CO2 atmosférico. Esto mantuvo alta la temperatura atmosférica, pero la temperatura del fondo marino parece haber iniciado ya su enfriamiento desde el Cretácico y es de unos 12ºC. Ello podría deberse al cierre progresivo del Mar de Tetis, que va haciendo disminuir la tasa de formación de aguas profundas salino-cálidas. Tras los 50 m.a., la tendencia al enfriamiento global es  ya permanente hasta la actualidad.

Eoceno

Las causas de esa tendencia al enfriamiento desde el Eoceno parecen estar relacionadas, primero, con la bajada del CO2. El movimiento de las placas tectónicas provoca una serie de colisiones continentales que han ido cerrando el antiguo gran mar de Tetis: la compresión de la sub-placa ibérica contra Francia formando las montañas de los Pirineos, de Italia con Francia y Suiza formando los Alpes, de Grecia y Turquía con los Balcanes formando las montañas Hellenide y Dinaride, de Arabia con Irán para crear las montañas de Zagros, de India con Asia y, finalmente, la colisión más joven, de la placa de Australia con Indonesia. Estos choques van plegando la superficie continental que aumenta así: (i) su capacidad de radiar infrarrojos hacia el espacio, y (ii) la producción de relieves y cantos rodados expuestos a la acción del ácido carbónico de la lluvia. Esto hace disminuir continuamente el CO2 atmosférico. En el Oligoceno (30 m.a.) el CO2 ya está en las 500 p.p.m.

clima Cenozoico

La Antártida, a pesar de haber estado centrada en el Polo Sur desde principios del Cretácico, se había mantenido hasta  entonces libre de hielo, gracias a las corrientes marinas cálidas que le llegaban. Pero los movimientos tectónicos provocaron su separación de Australia y luego del continente suramericano y la apertura del estrecho de Drake. En ese momento, se establecer una corriente marina fría que rodea permanentemente a la Antártida y la aisla de la influencia térmica moderadora de las corrientes marinas medias y tropicales. Esto estimuló la formación de una extensa “banquisa” invernal de “hielo marino” y posteriormente la acumulación de hielo en el continente, pues las nevadas invernales dejaron de derretirse durante los veranos. En ese momento la temperatura de los fondos marinos ya era de sólo 3ºC.

La Antártida y las corrientes marinas

Corrientes marinas hace 35 m.a., un poco antes del aislamiento de la Antártida. Tomado de Uriarte Cantolla (2010).

No hay aún una explicación definitiva sobre la causa del calentamiento relativo que aparentemente se produjo a final del Oligoceno y primera mitad del Mioceno, y que desglació de nuevo una gran parte de la Antártida. Pero desde hace 14 m.a. las temperaturas se desploman y el hielo aumenta en la Antártida hasta glaciarla completamente. En este enfriamiento jugaron un papel importante el levantamiento del Plateau Tibetano y el cierre final del Mar de Thetis. La subida del Plateau Tibetano se había iniciado hace 50 m.a. pero su mayor tasa de crecimiento se produjo en el Mioceno. Con una altura media de 5.000m y bordes que caen rápidamente hacia el Índico, aumentó la pluviosidad monzónica del sur de Asia y se convirtió en fuente de grandes cantidades de carbonatos y de materia orgánica que acaban sedimentadas en el Golfo de Bengala o en el Pacífico por los ríos Indo, Ganges, Brahmaputra, Yangtze y Mekong (que transportan el 25% de toda la materia disuelta que llega al océano global). Se piensa que fue un participante esencial en la retirada de CO2 de la atmósfera que tiene lugar durante el final del mioceno y durante el plioceno, hasta el presente. La instalación de nieves permanentes en la región elevó el albedo terrestre contribuyendo ello también al enfriamiento, aunque esos hielos han ido disminuyendo posteriormente debido a la creciente altura y sequedad de la mayor parte del plateau.

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Corrientes marinas antes del cierre del istmo de Panamá, según Uriarte Cantolla (2010).

El cierre del istmo de Panamá se produjo entre los 13 y los 4 m.a. BP, y modificó el clima del Norte del Atlántico de un modo contra-intuitivo. El Océano Ártico había estado relativamente aislado del Atlántico desde el final del Cretácico, sin embargo, se había mantenido templado gracias a las corrientes marinas atlánticas que le llegaban. Con el cierre del istmo, deberían haberse intensificado esas corrientes, pues una parte de ellas ya no se perdía hacia el Pacífico (figura siguiente). Sin embargo, ese aumento de corrientes templadas probablemente provocó un aumento de la temperatura y de la evaporación en el Atlántico Norte. Esta mayor humedad aumentó las precipitaciones en Europa del Norte y Siberia, lo cual incrementó la descarga de agua dulce de los ríos que desembocan en el Ártico, disminuyendo la salinidad de todo ese mar.  Un mar poco salino se congela más fácilmente, y esto pudo facilitar la formación de hielos permanentes en la región circumpolar, aumentando el albedo del hemisferio norte y provocando a su vez la glaciación de Groenlandia y la formación de hielo durante los inviernos en el Norte de América y de Eurasia. La gran sensibilidad de esa zona de hielos a las variaciones en la irradiancia solar (ciclos de Milankovitch) está probablemente detrás de la aparición de ciclos glaciales-interglaciales desde hace 5.5 m.a.

El enfriamiento de las aguas del Índico son otro de los factores que contribuyeron también a esa tendencia general al enfriamiento típica de finales del terciario. El levantamiento de las islas de Indonesia desviaron probablemente las corrientes cálidas que venían del Pacífico Sudecuatorial, contribuyendo a ese enfriamiento.

glaciaciones cuaternarias

Entre 5.5 y 1.5 m.a., hay glaciaciones cada 23 o 41 millones de años, pero a partir de entonces y hasta el presente, aparecen glaciaciones con un ciclo definido de unos 100.000 años. En otro post futuro comentaremos con más detalles los mecanismos de retroalimentación que explican esas oscilaciones. Pero, muy básicamente, cuando durante varios miles de años la fecha del solsticio de verano ocurre con la Tierra cerca del afelio (más lejos del sol) y la inclinación del eje de rotación terrestre es moderada, la evaporación y las precipitaciones son elevadas, por lo que nieva mucho en el norte; pero los veranos son tan tibios que la nieve acumulada no se derrite en verano, acumulándose año tras año. Esto garantiza el inicio de una glaciación, por el aumento del albedo que induce el aumento de los hielos en el Ártico y su efecto sobre el enfriamiento del hemisferio norte.

El misterio del clima de Venus

¿Por qué el clima de la Tierra ha sido casi siempre relativamente benigno, y en cambio el clima de Venus es un auténtico infierno? Venus es una especie de gemelo de la Tierra por su masa, y aun estando más cerca del sol, la cantidad de radiación que llega a su superficie es menor que la que llega a la Tierra (debido a su densa atmósfera). Sin embargo, ha evolucionado geológicamente de una manera absolutamente hostil para cualquier forma de vida que conozcamos. La explicación más plausible está relacionada, sorprendentemente, con la diferente velocidad de rotación de ambos planetas.

La velocidad de rotación de Venus es de una vuelta cada 243 días terrestres. Esta rotación tan lenta produce un efecto dinamo inapreciable en un probable núcleo exterior líquido como el de la Tierra. Por lo que tiene un campo magnético planetario prácticamente inapreciable. En cambio, la Tierra tiene a su alrededor un campo magnético desarrollado, tal como muestra la figura.

Cinturon magnetico terrestre

El sol emite un flujo supersónico continuo de protones, electrones y núcleos de helio, llamado viento solar. Estos iones tienen una energía entre 1.5 y 10 kEV, unas 30-200 veces más que la energía de ionización y rotura de la molécula de agua, de modo que una molécula de agua tiene pocas probabilidades de sobrevivir al choque con uno de estos iones de alta energía. El campo magnético de la Tierra, sin embargo, curva la trayectoria de estos iones alrededor de la Tierra, de manera que sólo unos pocos consiguen alcanzar nuestro planeta, casi todos en las regiones polares, donde ionizan o excitan los átomos de nitrógeno, oxígeno y agua, y producen las auroras boreales (cuando los átomos o iones excitados vuelven a su estado fundamental de energía emitiendo fotones). La mayoría de los iones del viento solar, sin embargo, continúa su camino hacia el exterior del sistema solar.

En contraste con la Tierra, ningún escudo magnético protege la atmósfera de Venus. Los iones del viento solar inciden directamente contra las capas altas de su atmósfera. El vulcanismo de Venus, como el de la Tierra, debe de haber estado vertiendo a la atmósfera (principalmente) CO2 y agua desde hace varios miles de millones de años. Como el agua es más ligera que el CO2, flota sobre él, y tiende a colocarse encima, así que el agua en Venus ha debido ir colocándose en la atmósfera alta, a lo largo de millones de años, mientras el CO2 iba llenando su parte baja. Lo que ha debido ocurrir lo podemos imaginar, y ha sido en parte confirmado por las imágenes y datos enviados por la sonda Venus Express de la Agencia Espacial Europea (ESA) en 2006 (foto siguiente).

Venus y viento solar

Interacción entre Venus y el viento solar (Crédito: ESA / C. Carreau)

La sonda Venus Express (1270 kg), en órbita polar entre 250 y 66000 km de Venus, fue lanzada en Noviembre de 2005 por un cohete Soyuz, alcanzó Venus tras 153 días de viaje y tras 5 días de maniobras controladas por radio desde la Tierra (a 40 millones de km), consiguió su órbita.

Una de las primeras fotografías enviadas mostró, en el lado nocturno de Venus, una estela turbulenta de átomos abandonando el planeta. Pues bien, el “Analyser of Space Plasma and Energetic Atoms” (ASPERA) de la sonda mostró en la composición de esa estela una proporción de dos átomos de hidrógeno saliendo por cada uno de oxígeno. ¡Venus está perdiendo continuamente agua ionizada! Y probablemente la ha estado perdiendo por más de 3000 millones de años, por lo que su atmósfera ahora tiene ahora 105 veces menos agua que la atmósfera terrestre.

Así pues, esa foto nos hace testigos de la tragedia de Venus. Sin agua en su atmósfera, el CO2 de los volcanes de Venus no puede formar ácido carbónico; La retroacción negativa de la meteorización no existe; el CO2 se acumula continuamente, mientras que el agua es descompuesta por el viento solar en su alta atmósfera, y va abandonando el planeta en forma de iones de alta velocidad. Tres o cuatro mil millones de años más tarde, la temperatura en su superficie es de cerca de 500ºC, llueve ácido sulfúrico, y la presión es tan alta (89 atm) que las primeras naves Venera que llegaron intactas a su superficie, filmaron una imagen óptica lechosa, como de estar sumergidos en algo más parecido a un líquido que al aire que conocemos.

La historia climática de Marte comenzó siendo muy similar a la de la Tierra. Indicios mostrados por orbitadores como la sonda MAVEN de la NASA sugieren que Marte tuvo una atmósfera mucho más densa en sus inicios; sin embargo, entre 3.700 y 4.000 millones de años BP la perdió súbitamente. Modelos geológicos relacionan este evento con el enfriamiento paulatino y la solidificación completa de su núcleo de hierro, que inicialmente era líquido. Su solidificación impidió que la rotación de Marte (análoga en velocidad de giro a la de la Tierra) pudiera seguir creando un campo magnético planetario. Expuesto al viento solar directo y con una masa relativamente pequeña, ambos factores contribuyeron a que Marte fuera incapaz de retener la mayoría del gas emitido por los volcanes, que se disoció y escapó al espacio. Con un efecto invernadero muy débil, su atmósfera actual apenas es capaz de templar la temperatura de su superfície.

Probablemente, las primeras células vivas que evolucionaron en la Tierra (ya sea por síntesis química estilo Oparin y Miller, ya sea por panespermia desde los cometas) se beneficiaron de ciclos reguladores del clima tal como la meteorización, y sobre ese contexto geológico construyeron sus propias dinámicas, que en algunos casos refuerzan la regulación climática geológica y en otros la debilita ligeramente sin inutilizarla. La biosfera ha evolucionado, como hemos visto, en el contexto de unas fuerzas, ciclos y eventos geológicos que, en muchos casos, eran demasiado poderosos y tenían una causación demasiado remota como para que la adaptación biológica pudiera afectarlos. Pero la biosfera era lo suficientemente resiliente, debido a su diversidad, para que un pequeño número de especies sobrevivieran a las grandes catástrofes, y repoblaran el planeta.

 

Referencias

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Uriarte Cantolla, A. La Historia del clima de la Tierra. Géminis Papeles de Salud, 2010.

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