Meteorización

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Un arco natural producido por la erosión de roca erosionada diferencialmente en Jebel Kharaz (Jordania). Crédito de la foto: Etan J. Tal

La meteorización es la descomposición de rocas, suelo y minerales, así como materiales artificiales a través del contacto con la atmósfera, la biota y las aguas de la Tierra. La meteorización ocurre in situ, más o menos como: “sin movimiento”, y por lo tanto no debe confundirse con la erosión, que involucra el movimiento de rocas y minerales por agentes como agua, hielo, nieve, viento, olas y gravedad y luego ser transportado y depositado en otros lugares.

Existen dos clasificaciones importantes de los procesos de intemperismo: meteorización física y química; cada uno involucra a veces un componente biológico. La intemperie mecánica o física implica la ruptura de rocas y suelos a través del contacto directo con las condiciones atmosféricas, como el calor, el agua, el hielo y la presión. La segunda clasificación, la meteorización química, involucra el efecto directo de los químicos atmosféricos o químicos producidos biológicamente, también conocido como meteorización biológica en la descomposición de rocas, suelos y minerales. Si bien la meteorización física se acentúa en ambientes muy fríos o muy secos, las reacciones químicas son más intensas donde el clima es húmedo y caluroso. Sin embargo, ambos tipos de meteorización ocurren juntos, y cada uno tiende a acelerar al otro. Por ejemplo, La abrasión física (frotar juntas) disminuye el tamaño de las partículas y, por lo tanto, aumenta su área de superficie, haciéndolas más susceptibles a reacciones químicas rápidas. Los diversos agentes actúan en concierto para convertir minerales primarios (feldespatos y micas) en minerales secundarios (arcillas y carbonatos) y liberar elementos nutrientes de las plantas en formas solubles.

Los materiales que quedan después de que la roca se descompone en combinación con material orgánico crea tierra. El contenido mineral del suelo está determinado por el material original; por lo tanto, un suelo derivado de un único tipo de roca a menudo puede ser deficiente en uno o más minerales necesarios para una buena fertilidad, mientras que un suelo erosionado de una mezcla de tipos de roca (como en sedimentos glaciales, eólicos o aluviales) a menudo produce un suelo más fértil. Además, muchas de las formas terrestres y paisajes de la Tierra son el resultado de procesos de meteorización combinados con la erosión y la redeposición.

Hay tres tipos de meteorización.

  1. Desgaste físico
  2. Meteorización química
  3. Meteorización biológica

Desgaste físico

La meteorización física, también conocida como meteorización mecánica, es la clase de procesos que causa la desintegración de las rocas sin cambios químicos. El proceso primario en la meteorización física es la abrasión (el proceso por el cual los clastos y otras partículas se reducen en tamaño). Sin embargo, la meteorización química y física a menudo van de la mano. La meteorización física puede ocurrir debido a la temperatura, presión, escarcha, etc. Por ejemplo, las grietas explotadas por el desgaste físico aumentarán el área de la superficie expuesta a la acción química, lo que amplificará la tasa de desintegración.

La abrasión por agua, hielo y procesos de viento cargados de sedimentos puede tener un tremendo poder de corte, como lo demuestran ampliamente las gargantas, quebradas y valles de todo el mundo. En las áreas glaciares, enormes masas de hielo en movimiento incrustadas con tierra y fragmentos de roca muelen rocas a su paso y arrastran grandes volúmenes de material. Las raíces de las plantas a veces penetran en las rocas y las separan, lo que provoca cierta desintegración; Los animales de madriguera pueden ayudar a desintegrar la roca a través de su acción física. Sin embargo, tales influencias son generalmente de poca importancia en la producción de material parental en comparación con los drásticos efectos físicos del agua, el hielo, el viento y el cambio de temperatura. La meteorización física también se conoce como meteorización mecánica o desagregación.

Estrés termal

La meteorización por estrés térmico (a veces llamada erosión por insolación) es el resultado de la expansión y contracción de la roca, causada por los cambios de temperatura. Por ejemplo, el calentamiento de rocas por la luz del sol o incendios puede causar la expansión de sus minerales constituyentes. Como algunos minerales se expanden más que otros, los cambios de temperatura crean tensiones diferenciales que eventualmente hacen que la roca se rompa. Debido a que la superficie externa de una roca a menudo es más cálida o más fría que las partes internas más protegidas, algunas rocas pueden capear por exfoliación: el desprendimiento de las capas externas. Este proceso puede acelerarse bruscamente si se forma hielo en las grietas de la superficie. Cuando el agua se congela, se expande con una fuerza de alrededor de 1465 Mg / m ^ 2, desintegrando enormes masas rocosas y desalojando granos minerales de fragmentos más pequeños.

La meteorización por estrés térmico comprende dos tipos principales: choque térmico y fatiga térmica. La meteorización por estrés térmico es un mecanismo importante en los desiertos, donde existe un amplio rango de temperatura diurna, caliente en el día y fría en la noche. El calentamiento y enfriamiento repetidos ejercen presión sobre las capas externas de las rocas, lo que puede hacer que sus capas externas se desprendan en capas delgadas. El proceso de peeling también se llama exfoliación. Aunque los cambios de temperatura son el principal impulsor, la humedad puede mejorar la expansión térmica en la roca. También se sabe que los incendios forestales y los incendios de pastizales provocan una erosión importante de rocas y cantos rodados expuestos a lo largo de la superficie del suelo. El intenso calor localizado puede expandir rápidamente una roca.

El calor térmico de los incendios forestales puede causar una erosión importante de rocas y cantos rodados, el calor puede expandir rápidamente una roca y puede ocurrir un choque térmico. La expansión diferencial de un gradiente térmico puede entenderse en términos de tensión o tensión, de manera equivalente. En algún momento, este estrés puede exceder la resistencia del material, causando la formación de una grieta. Si nada impide que esta grieta se propague a través del material, la estructura del objeto fallará.

Meteorización de las heladas

La meteorización de las heladas, la acuñación de las heladas, el acuñamiento en hielo o la crio-fractura es el nombre colectivo de varios procesos en los que el hielo está presente. Estos procesos incluyen la erosión de las heladas, la formación de escarcha y la meteorización congelación-descongelación. La rotura severa de las heladas produce enormes pilas de fragmentos de roca llamados pedregones que pueden estar ubicados al pie de las montañas o a lo largo de las laderas. La meteorización de las heladas es común en las zonas de montaña donde la temperatura está alrededor del punto de congelación del agua. Ciertos suelos susceptibles a las heladas se expanden o se levantan al congelarse como resultado del agua que migra a través de la acción capilar para producir lentes de hielo cerca del frente de congelación. Este mismo fenómeno ocurre dentro de los espacios de poro de las rocas. Las acumulaciones de hielo crecen a medida que atraen agua líquida de los poros circundantes. El crecimiento del cristal de hielo debilita las rocas que, con el tiempo, se rompen.

La acción de intemperie inducida por congelamiento ocurre principalmente en ambientes donde hay mucha humedad, y las temperaturas fluctúan frecuentemente por encima y por debajo del punto de congelación, especialmente en áreas alpinas y periglaciales. Un ejemplo de rocas susceptibles a la acción de las heladas es la tiza, que tiene muchos espacios de poro para el crecimiento de cristales de hielo. Este proceso se puede ver en Dartmoor donde da como resultado la formación de tors. Cuando el agua que ha ingresado a las juntas se congela, el hielo formado tira de las paredes de las juntas y hace que las articulaciones se ensanchen y ensanchen. Cuando el hielo se derrite, el agua puede fluir más adentro de la roca. Los ciclos repetidos de congelación-descongelación debilitan las rocas que, con el tiempo, se fragmentan a lo largo de las juntas en piezas angulares. Los fragmentos rocosos angulares se juntan al pie de la pendiente para formar una pendiente de talud (o pendiente pedregosa). La división de rocas a lo largo de las juntas en bloques se llama desintegración de bloques. Los bloques de rocas desprendidos son de varias formas dependiendo de la estructura de la roca.

las olas del mar

La geografía costera está formada por la meteorización de las acciones de las olas en tiempos geológicos o puede ocurrir de manera más abrupta a través del proceso de meteorización salina.

Liberación de presión

La liberación de presión pudo haber causado las hojas de granito exfoliadas que se muestran en la imagen.

En la liberación de presión, también conocida como descarga, los materiales superpuestos (no necesariamente rocas) se eliminan (por erosión u otros procesos), lo que hace que las rocas subyacentes se expandan y fracturen paralelas a la superficie.

Las rocas ígneas intrusivas (por ejemplo, granito) se forman en las profundidades de la superficie de la Tierra. Están bajo una tremenda presión debido al material de roca superpuesto. Cuando la erosión elimina el material de roca superpuesto, estas rocas intrusivas quedan expuestas y se libera la presión sobre ellas. Las partes externas de las rocas tienden a expandirse. La expansión establece tensiones que causan la formación de fracturas paralelas a la superficie de la roca. Con el tiempo, las láminas de roca se desprenden de las rocas expuestas a lo largo de las fracturas, un proceso conocido como exfoliación. La exfoliación debido a la liberación de presión también se conoce como “laminado”.

La retirada de un glaciar superpuesto también puede conducir a la exfoliación debido a la liberación de presión.

Crecimiento de cristal de sal

La cristalización de la sal, también conocida como haloclastia, causa la desintegración de las rocas cuando las soluciones salinas se filtran en las grietas y las articulaciones de las rocas y se evaporan, dejando cristales de sal detrás. Estos cristales de sal se expanden a medida que se calientan, ejerciendo presión sobre la roca de confinamiento.

La cristalización de sal también puede tener lugar cuando las soluciones descomponen rocas (por ejemplo, piedra caliza y creta) para formar soluciones salinas de sulfato de sodio o carbonato de sodio, cuya humedad se evapora para formar sus respectivos cristales de sal.

Las sales que han demostrado ser más eficaces en la desintegración de las rocas son el sulfato de sodio, el sulfato de magnesio y el cloruro de calcio. Algunas de estas sales pueden expandirse hasta tres veces o incluso más.

Normalmente se asocia con climas áridos donde el calentamiento fuerte provoca una fuerte evaporación y, por lo tanto, la cristalización de la sal. También es común a lo largo de las costas. Un ejemplo de meteorización salina se puede ver en las piedras alveoladas en la pared del mar. Honeycomb es un tipo de tafoni, una clase de estructuras de meteorización de roca cavernosa, que probablemente se desarrolle en gran parte por los procesos de erosión química y física de la sal.

Meteorización química

La meteorización química cambia la composición de las rocas, a menudo transformándolas cuando el agua interactúa con los minerales para crear diversas reacciones químicas. La meteorización química es un proceso gradual y continuo ya que la mineralogía de la roca se ajusta al entorno cercano a la superficie. Los minerales nuevos o secundarios se desarrollan a partir de los minerales originales de la roca. En esto, los procesos de oxidación e hidrólisis son los más importantes. La meteorización química se ve reforzada por agentes geológicos tales como la presencia de agua y oxígeno, así como por agentes biológicos tales como los ácidos producidos por el metabolismo microbiano y de la raíz de la planta.

El proceso de levantamiento de bloques de montaña es importante para exponer nuevos estratos de rocas a la atmósfera y a la humedad, lo que permite que se produzca un importante desgaste químico; se produce una liberación significativa de Ca2 + y otros iones en las aguas superficiales.

Disolución y carbonatación

La lluvia es ácida porque el dióxido de carbono atmosférico se disuelve en el agua de lluvia produciendo ácido carbónico débil. En ambientes no contaminados, el pH de la lluvia es de alrededor de 5.6. La lluvia ácida ocurre cuando gases como el dióxido de azufre y los óxidos de nitrógeno están presentes en la atmósfera. Estos óxidos reaccionan en el agua de lluvia para producir ácidos más fuertes y pueden bajar el pH a 4.5 o incluso 3.0. El dióxido de azufre, SO2, proviene de las erupciones volcánicas o de los combustibles fósiles, puede convertirse en ácido sulfúrico dentro del agua de lluvia, lo que puede causar la meteorización de la solución a las rocas sobre las que cae.

Algunos minerales, debido a su solubilidad natural (ej. Evaporitas), potencial de oxidación (minerales ricos en hierro, como pirita) o inestabilidad relativa a las condiciones superficiales (ver serie de disolución de Goldich) se curarán naturalmente, incluso sin agua ácida.

Uno de los procesos de meteorización de solución más conocidos es la carbonatación, el proceso por el cual el dióxido de carbono atmosférico conduce a la meteorización de la solución. La carbonatación se produce en las rocas que contienen carbonato de calcio, como la piedra caliza y la tiza. Esto ocurre cuando la lluvia se combina con dióxido de carbono o un ácido orgánico para formar un ácido carbónico débil que reacciona con el carbonato de calcio (la piedra caliza) y forma bicarbonato de calcio. Este proceso se acelera con una disminución de la temperatura, no porque las bajas temperaturas generalmente generen reacciones más rápidas, sino porque el agua más fría contiene más dióxido de carbono disuelto. La carbonatación es, por lo tanto, una gran característica de la meteorización glacial.

Las reacciones de la siguiente manera:

CO 2 + H 2 O → H 2 CO 3
dióxido de carbono + agua → ácido carbónico

2 CO 3 + CaCO 3 → Ca (HCO 3 ) 2
ácido carbónico + carbonato de calcio → bicarbonato de calcio

La carbonatación en la superficie de la piedra caliza bien articulada produce un pavimento de piedra caliza diseccionado. Este proceso es más efectivo a lo largo de las articulaciones, ampliándolas y profundizándolas.

Hidratación

La hidratación mineral es una forma de meteorización química que implica la unión rígida de los iones H + y OH- a los átomos y moléculas de un mineral.

Cuando los minerales de roca absorben agua, el aumento del volumen crea tensiones físicas dentro de la roca. Por ejemplo, los óxidos de hierro se convierten en hidróxidos de hierro y la hidratación de anhidrita forma yeso.

Oxidación

Dentro del entorno de meteorización se produce la oxidación química de una variedad de metales. El más comúnmente observado es la oxidación de Fe2 + (hierro) y la combinación con oxígeno y agua para formar hidróxidos Fe3 + y óxidos como goetita, limonita y hematita. Esto le da a las rocas afectadas una coloración marrón rojiza en la superficie que se desmorona fácilmente y debilita la roca. Este proceso es mejor conocido como “oxidación”, aunque es distinto del óxido de hierro metálico. Muchos otros minerales metálicos y minerales se oxidan e hidratan para producir depósitos coloreados, tales como calcopiritas o CuFeS2 que se oxidan a hidróxido de cobre y óxidos de hierro.

Meteorización biológica

Esta imagen muestra la meteorización biológica producida por un árbol cuyas raíces han crecido dentro de una roca.

Varias plantas y animales pueden crear condiciones meteorológicas químicas a través de la liberación de compuestos ácidos, es decir, el efecto del musgo que crece en los techos se clasifica como meteorización. La meteorización mineral también puede ser iniciada y / o acelerada por los microorganismos del suelo. Se cree que los líquenes en las rocas aumentan las tasas de meteorización química. Por ejemplo, un estudio experimental sobre granito de hornblenda en Nueva Jersey, EE. UU., Demostró un aumento de 3x – 4x en la velocidad de erosión bajo superficies cubiertas de liquen en comparación con las superficies de roca desnuda recientemente expuestas.

Las formas más comunes de intemperismo biológico son la liberación de compuestos quelantes (es decir, ácidos orgánicos, sideróforos) y de moléculas acidificantes (es decir, protones, ácidos orgánicos) por las plantas a fin de descomponer el aluminio y los compuestos que contienen hierro en los suelos debajo de ellos. La descomposición de restos de plantas muertas en el suelo puede formar ácidos orgánicos que, cuando se disuelven en agua, provocan la erosión química. La liberación extrema de compuestos quelantes puede afectar fácilmente las rocas y los suelos circundantes, y puede conducir a la podsolización de los suelos.

Los hongos micorrízicos simbióticos asociados con los sistemas de raíces de los árboles pueden liberar nutrientes inorgánicos de minerales como apatita o biotita y transferir estos nutrientes a los árboles, contribuyendo así a la nutrición de los árboles. También se evidenció recientemente que las comunidades bacterianas pueden afectar la estabilidad mineral que conduce a la liberación de nutrientes inorgánicos. Hasta la fecha, se ha informado que una gran variedad de cepas bacterianas o comunidades de diversos géneros colonizan superficies minerales y / o meteorizan minerales, y para algunos de ellos se demostró un efecto de promoción del crecimiento de las plantas. Los mecanismos demostrados o hipotéticos utilizados por las bacterias para el tratamiento de los minerales incluyen varias reacciones de oxidorreducción y disolución, así como la producción de agentes de intemperie, como protones, ácidos orgánicos y moléculas quelantes.

La intemperie y la gente

La meteorización es un proceso natural, pero las actividades humanas pueden acelerarlo. Por ejemplo, ciertos tipos de contaminación del aire aumentan la tasa de exposición a la intemperie. La quema de carbón, gas natural y petróleo libera sustancias químicas como óxido de nitrógeno y dióxido de azufre en la atmósfera. Cuando estos productos químicos se combinan con la luz solar y la humedad, se transforman en ácidos. Luego vuelven a la Tierra como lluvia ácida.

La lluvia ácida cansa rápidamente en piedra caliza, mármol y otros tipos de piedra. Los efectos de la lluvia ácida se pueden ver en las lápidas. Los nombres y otras inscripciones pueden ser imposibles de leer.

La lluvia ácida también ha dañado muchos edificios y monumentos históricos. Con 71 metros (233 pies) de altura, el Buda gigante Leshan en el Monte Emei en China es la estatua de Buda más grande del mundo. Fue tallado hace 1.300 años y se mantuvo sin daños durante siglos. Pero en los últimos años, la lluvia ácida ha ennegrecido su nariz y ha hecho que parte de su cabello se desmorone y caiga.


Referencia:
Wikipedia: Weathering
National Geographic: Weathering
Museo de Historia Natural de Idaho: ¿Qué es la intemperie?

Read more : http://www.geologypage.com/2016/05/weathering.html#ixzz5ACTmBJgt
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¿Cómo se miden los terremotos?

En los años 30, el sismólogo estadounidense Charles Francis Richter (26 de abril de 1900 – 30 de septiembre de 1985), del Instituto Tecnológico de California (Caltech), buscaba dar solución a una cuestión pendiente en el estudio de los terremotos: cómo compararlos entre sí según un método estandarizado. La escala de intensidad de Mercalli, empleada entonces, se regía por los niveles de destrucción observados tras un seísmo; era útil como aproximación grosera, pero subjetiva y de escaso valor científico.

Richter pensó en utilizar los valores de amplitud de los movimientos sísmicos registrados por la pluma del sismógrafo sobre el papel. Para ello se basó en un trabajo de 1928 del japonés Kiyoo Wadati, quien había representado las oscilaciones en relación a la distancia al epicentro (el punto de la superficie directamente encima del foco del terremoto). Inspirándose en la escala de magnitudes empleada por los astrónomos para determinar el brillo aparente de las estrellas desde la Tierra, Richter fijó un valor mínimo de base al que se referirían las máximas amplitudes de cada seísmo, para dar así un valor de magnitud a cada temblor.

Un terremoto medido por un sismómetro. Crédito: DarTar

Un terremoto medido por un sismómetro. Crédito: DarTar

Pero surgió un problema: al relacionar los diferentes valores con el de referencia, la diferencia en las proporciones entre los seísmos fuertes y los débiles era tan abismal que resultaba impracticable situarlos en una misma escala lineal. La ayuda llegó de su colega y mentor en Caltech, Beno Gutenberg, quien propuso convertir la tabla lineal en otra logarítmica de base diez. Para Richter, las escalas logarítmicas eran “un invento del diablo”, pero funcionó: el sistema permitía colocar todos los terremotos en una misma escala, teniendo en cuenta que un aumento de un entero suponía multiplicar por diez la violencia del temblor.

Un estándar con evidentes limitaciones

La escala de Richter y Gutenberg, desarrollada en 1935 y originalmente llamada de Magnitud Local (ML), sirvió durante décadas como el estándar para calificar la potencia de los seísmos. Pero tiene evidentes limitaciones, ya que se basaba en los primitivos sismógrafos de la época. Los diferentes modelos respondían de manera distinta a un mismo temblor y sólo podían registrar movimientos cercanos. Como es lógico, también las oscilaciones de la pluma eran mayores o menores según la proximidad de la estación sismográfica al epicentro.

Charles Richter con sus sismógrafos. Crédito: USGS.com

Charles Richter con sus sismógrafos. Crédito: USGS.com

Para fijar estándares, Richter eligió un modelo determinado de sismógrafo, el Wood-Anderson de torsión, y una distancia concreta al epicentro como referencia, 100 kilómetros. Pero incluso con esto, los seísmos se transmiten de diferente manera en cada terreno.Según expone a OpenMind el sismólogo Mitch Withers, del Center for Earthquake Research and Information (CERI) de la Universidad de Memphis (EEUU), “Charles Richter desarrolló la escala de magnitud local para el sur de California; técnicamente sólo se aplica allí”. Sin embargo, añade Withers, pueden aplicarse conversiones para otras ubicaciones y tipos más modernos de sismómetros.

Con el paso de los años y el desarrollo de nuevas técnicas de medición y computación, los sismólogos comenzaron a buscar un nuevo sistema que pudiera expresar un parámetro físico más objetivo, la energía liberada por el terremoto. Así, en los años 70 se introdujo la escala de Magnitud de Momento (MW), basada en el momento sísmico definido en 1966 por Keiiti Aki, del Instituto Tecnológico de Massachusetts, y que considera la tensión, la deformación y el desplazamiento de las rocas en la falla.

Aunque el momento sísmico no mide directamente la energía, ésta puede estimarse gracias a otros parámetros incluidos en el cálculo. Al igual que en la escala de Richter, un aumento en un dígito de magnitud corresponde a una cantidad de energía liberada que es superior en un factor de diez elevado a 1,5, o unas 32 veces mayor.

La escala de intensidad de Mercalli se regía por los niveles de destrucción observados tras un seísmo. Crédito: UN Photo/Logan Abassi

La escala de intensidad de Mercalli se regía por los niveles de destrucción observados tras un seísmo. Crédito: UN Photo/Logan Abassi

Para evitar una multiplicidad de valores, la escala de magnitudes de momento se elaboró de modo que coincidiera con la de Richter. Pero aunque ninguna de las escalas tiene un límite máximo teórico (aunque sí físico, que se estima en 12), la de Richter se satura a valores elevados, por lo que la equivalencia sólo se aplica a los temblores más leves. “MW es preferible cuando está disponible porque refleja más fielmente la liberación de energía del terremoto y no se satura”, apunta Withers. El sismólogo añade que existen ecuaciones para convertir otras escalas a MW, de modo que se pueda mantener un registro histórico continuo y consistente.

Así pues, ¿la escala de Richter ha sido abandonada? No por completo: el problema con la magnitud de momento es que no siempre se conoce. Según explica a OpenMind el sismólogo José J. Martínez Díaz, de la Universidad Complutense de Madrid (España), “es muy difícil calcular el momento sísmico de los terremotos pequeños”. Para estos casos se emplean las mediciones de los sismógrafos cercanos al epicentro, y por tanto los valores se registran en escalas como la de Richter u otras variaciones.

En la práctica, esto significa que hoy la escala de Richter y otras similares continúan utilizándose sólo para los seísmos más débiles, en torno a un valor máximo de magnitud 4, que son también los más frecuentes. En este rango, señala Withers, “las distintas medidas son estimaciones perfectamente válidas de la magnitud”. Por el contrario, para terremotos grandes y distantes el estándar dominante es la escala MW.

Una escala obsoleta para el mundo científico

Pero dado que las informaciones en los medios de comunicación generalistas únicamente suelen cubrir los temblores más potentes y devastadores, la consecuencia de lo anterior es que en general ninguno de estos seísmos se mide en la escala de Richter. Entidades de vigilancia global como el US Geological Survey miden estos grandes terremotos en Magnitud de Momento MW. Es por ello que Martínez Díaz, al igual que otros sismólogos, opta por calificar la escala de Richter como “obsoleta”. “En el mundo científico no se usa”, añade.

Y pese a todo, en las noticias de los medios es frecuente seguir encontrando referencias a la escala de Richter en casos en que no se aplica. Para evitar caer en este error sin riesgo de incurrir en otros, la recomendación de los expertos es clara: tanto Withers como Martínez Díaz aconsejan a los medios y el público en general no mencionar la escala de Richter, pero tampoco entrar en mayores detalles sobre el sistema de medición utilizado en cada seísmo. “Creo que es mejor decir simplemente magnitud, y dejar que los sismólogos debatan qué medida es preferible”, concluye Withers.

Javier Yanes

Descubren las huellas más antiguas de vida sobre tierra firme

Han encontrado fósiles de microorganismos que vivieron hace 3.480 millones de años en aguas termales. Solo se conocen seres vivos más antiguos entre los que vivieron en océanos.

  • Crestas en el cratón de Pilbara, al oeste de Australia, donde se han encontrado los restos
Crestas en el cratón de Pilbara, al oeste de Australia, donde se han encontrado los restos – Kathleen Campbell

Parece que una carambola milagrosa permitió que hace unos 4.000 millones de años la vida apareciera en la Tierra, cuando el Sistema Solar estaba recién nacido y apenas tenía 500 millones de años. Las condiciones químicas y físicas del planeta eran las adecuadas, y la vida se apañó para sobrevivir al Gran Bombardeo de asteroides que asoló la superficie. Parece también que otros lugares del Sistema Solar, como Marte, no fueron tan afortunados y que el agua se evaporó, pero en nuestro planeta azul la semilla de la vida germinó.

Desde entonces, el Sol ha vivido casi la mitad de su vida, y continentes enteros de la Tierra se han movido y hasta han desaparecido de la superficie. Aún así, los científicos saben que en algunos lugares muy concretos hay rocas excepcionalmente antiguas, que esconden en su interior los secretos de formas de vida que vivieron hace miles de millones de años. En un estudio publicado recientemente en la revista Nature Communications, los investigadores han informado del hallazgo de las huellas dejadas por una forma de vida primitiva que vivió hace 3.480 millones de años, y que se ha convertido en el ser vivo terrestre más antiguo descubierto nunca. Solo le superan en edad fósiles de formas de vida que vivieron en los océanos primitivos.

«Nuestro descubrimiento no solo aumenta la antigüedad de la vida de las aguas termales (“hot springs” en inglés), además indica que la vida estaba presente sobre la superficie terrestre mucho antes de lo que se pensaba, en concreto unos 580 millones de años antes», ha dicho Tara Djokic, estudiante de doctorado en la Universidad de Nueva Gales del Sur (Australia) y primera autora del estudio. De hecho, hasta ahora los restos más antiguos de vida en tierra firme eran los que están en Sudáfrica y tienen entre 2.700 y 2.900 millones de años.

La investigadora Tara Djokic en el cratón de Pilbara
La investigadora Tara Djokic en el cratón de Pilbara– Dale Anderson

La importancia de esto radica en que la hipótesis más aceptada sobre el origen de la vida en la Tierra plantea que los primeros microorganismos se desarrollaron o aparecieron en los océanos, en concreto junto a chimeneas hidrotermales. Pero al encontrar formas de vida tan antiguas sobre tierra firme, gana peso la idea de que quizás fuera allí donde ocurriera antes, en opinión de Djokic. Eso o que aparecieran simultáneamente en ambos lugares.

Los investigadores examinaron depósitos muy antiguos, de cerca de 3.500 millones de años de edad, situados en la Formación Dresser, en pleno cratón de Pilbara, uno de los lugares del mundo donde se pueden encontrar las rocas más antiguas. La región se encuentra al noroeste de Australia, y junto al cratón de Kaapvaal, permite obtener muestras de rocas que pertenecen al eón Arcaico, con una antigüedad de hasta 3.600 millones de años.

Cratón de Pilbara (coloreado en rojo), al noroeste de Australia
Cratón de Pilbara (coloreado en rojo), al noroeste de Australia– HESPERIAN/WIKIPEDIA

Hasta ahora, se pensaba que esos depósitos se habían formado bajo el agua del océano. Pero al analizar la acumulación de un mineral vinculado con la actividad hidrotermal en la superficie terrestre, la geiserita, los autores concluyeron que estos depósitos estaban emergidos hace 3.500 millones de años y que formaban parte de una formación de aguas termales.

Aparte de esto, los autores encontraron unas burbujas y texturas en empalizada, formadas por micoorganismos, en el interior de las rocas de este depósito. Estas huellas se encontraron dentro de unos estromatolitos, unas estructuras fósiles que se asemejan a rocas compuestas por la acumulación de múltiples capas al estilo de una cebolla. Estas rocas se forman gracias al crecimiento de comunidades de microorganismos, que van creciendo hacia arriba y apilándose unos sobre otros, y a causa de un proceso de fosilización.

Burbujas acumuladas en los depósitos del cratón de Pilbara. Evidencia más antigua de vida primitiva en tierra firme
Burbujas acumuladas en los depósitos del cratón de Pilbara. Evidencia más antigua de vida primitiva en tierra firme– UNSW

«Esto muestra que una diversa variedad de vida existió ligada al agua dulce, en tierra, muy al comienzo de la historia de la Tierra», ha dicho Martin Van Kranendonk, coautor del estudio y también investigador en la Universidad de Nueva Gales del Sur.

En opinión de Ricardo Amils, catedrático de microbiología de la Universidad Autónoma de Madrid, este trabajo «contribuye a romper el dogma sobre el origen de la vida en los océanos». Sin embargo, ha recordado que hay otras opciones sobre el origen de la vida, relacionadas con la aparición de la vida en el subsuelo de la Tierra, «asociada a minerales, protegida de impactos meteoríticos y radiación ultravioleta y que posteriormente colonizó otros ambientes».

De la Tierra a Marte

Las repercusiones de este trabajo no solo se quedan en la Tierra. Los autores también han explicado que este descubrimiento tiene implicaciones para la búsqueda de vida más allá de la Tierra. Si la vida estaba presente en aguas termales hace 3.480 millones de años en la Tierra, ¿podía estar presente en Marte en el mismo momento, antes de que el planeta rojo perdiera su atmósfera y el agua líquida de su superficie?

«Los depósitos de Pilbara tienen la misma edad que gran parte de la corteza de Marte, lo que convierte a las regiones donde hubo aguas termales en el planeta rojo en un objetivo muy interesante en nuestra misión de buscar vida allí», ha explicado Kranendonk. De hecho, la misión Mars2020 de la NASA tiene entre sus próximos puntos de aterrizaje posibles los montes Columbia, una zona en la que se cree que pudo haber aguas termales en el pasado.

TORRE DEL DIABLO

 (Devils Tower, Wyoming. EUA.) Esta geoforma mesetiforme es emblemática del estado de Wyoming y hace más de 100 años fue declarada Monumento Nacional. En ella se filmó una parte esencial de la película “Encuentros Cercanos del Tercer Tipo.” Tiene más de 260 metros de altura desde su base y es un “cuello volcánico” (también llamado “pitón”, o “neck”, en inglés.) Está formado por rocas originadas en un magma que no alcanzó a salir a la superficie y se enfrió dentro del conducto o chimenea volcánica. En esas condiciones, el magma protegido por la aislación térmica que generó la “roca de caja” (roca en la cual existió la fisura que ofició de conducto volcánico), pudo enfriar tan lentamente como para que la pérdida de volumen por enfriamiento ( = contracción térmica) se resolviese en un sistema de fracturas poligonales. Esas fracturas dividen el conjunto de la roca en una serie de columnas muy regulares, extremadamente largas con relación al diámetro de cada columna. Las columnas más frecuentes son de rocas básicas como los basaltos, aunque en este caso particular están formadas por una roca denominada fonolita porfirica, cuya antigüedad es del Cenozoico temprano (Paleoceno.) Luego del enfriamiento del magma, posteriores procesos erosivos eliminaron la “roca de caja”, quedando como remanente este relleno del conducto volcánico.

Máximo térmico del Paleoceno-Eoceno

La gráfica muestra la evolución del clima durante los últimos sesenta y cinco millones de años. El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno está remarcado en rojo y probablemente se encuentra subestimado en un factor de entre 2 y 4 a causa de una vaga estimación en el muestreo de datos.

El Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (MTPE, PETM en inglés), llamado también Máximo Térmico del Eoceno Inicial, o Máximo Térmico del Paleoceno Superior,1 fue un brusco cambio climático que marcó el fin del Paleoceno y el inicio del Eoceno, hace 55,8 millones de años. Se trata de uno de los períodos de cambio climático más significativos de la era Cenozoica, que alteró repentinamente la circulación oceánica y atmosférica, provocando la extinción de multitud de géneros de foraminíferos bentónicos, y causando grandes cambios en los mamíferos terrestres que marcaron la aparición de los linajes actuales.

En apenas 20 000 años, la temperatura media terrestre aumentó en 6 °C, con un correspondiente aumento del nivel del mar, así como un calentamiento de los océanos.2 A pesar de que el calentamiento pudo desencadenarse por multitud de causas, se cree que las principales fueron la fuerte actividad volcánica y la emisión de gas metano que se encontraba almacenado en los clatratos de los sedimentos oceánicos, y que pudieron intensificar el calentamiento al liberar a la atmósfera grandes cantidades de carbono empobrecido en el isótopo carbono-13. Además, las concentraciones atmosféricas de CO2 aumentaron de forma significativa, perturbando su ciclo y causando la elevación de la lisoclina, y una escasez de oxígeno en las profundidades oceánicas que, a la postre, provocó la mayoría de las extinciones marinas.

Escenario[editar]

Nombre[editar]

En un primer momento, y a falta de dataciones precisas, el MTPE se ubicó a finales del Paleoceno,3 denominándose Máximo Térmico del Paleoceno Superior (LPTM en inglés).1 4 5 6 Sin embargo, posteriormente, el nombre que adoptaron la mayoría de los textos fue el de Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno, ya que el límite entre ambas épocas fue definido oficialmente coincidiendo con el instante de mayor aumento de carbono-12, siendo este hecho la causa del suceso climático en cuestión.7 8 No obstante, en otras publicaciones creen más conveniente utilizar el nombre de Máximo Térmico del Eoceno Inicial, ya que las temperaturas máximas absolutas se alcanzan al inicio de este período, con posterioridad a la liberación de carbono-12 a la atmósfera.9 10 11

Escenario temporal[editar]

Teniendo en cuenta las incertidumbres en la datación radiométrica, el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno tuvo lugar entre 55,8 y 55,0 millones de años antes de nuestra era.8 12 13 14 15 16 Duró aproximadamente 20 000 años, y vino precedido de un período más amplio de seis millones de años de calentamiento global gradual que se inició a mediados del Paleoceno,17 y llegó a su máxima expresión en el denominado «Óptimo Climático del Eoceno» (varios millones de años después del MTPE). Sin embargo, durante este período, existieron también varios eventos de enfriamiento, como el evento Elmo (en:Eocene Thermal Maximum 2). Durante los primeros 1000 años del MTPE, se estima que fueron liberadas en los océanos y en la atmósfera entre 1500 y 2000 gigatoneladas de carbono (–2 Gt/año), tasa de emisión cuatro veces menor que la emitida en 2005 por la actividad humana (7,8 Gt/año).18

Disposición terrestre[editar]

Durante el Eoceno, la disposición del planeta era significativamente diferente. El istmo de Panamá no ejercía todavía de puente entre América del Norte y América del Sur, permitiendo el tránsito de aguas entre el océano Atlántico y el Pacífico. Por otra parte, el pasaje de Drake se obstruyó, impidiendo el aislamiento térmico de la Antártida. Este hecho, junto con los altos niveles de CO2, indican que no había importantes capas de hielo, por lo que el planeta carecía de hielo, por aquel entonces, casi en su totalidad.17

Evidencias y cronología[editar]

La prueba más sólida para ratificar la existencia del cambio climático es proporcionada por la variación negativa en el registro del carbono-13, el isótopo más común del carbono, con una excursión negativa, súbita y pronunciada de entre –2 ‰ y –3 ‰.13 Esta inyección masiva de carbono empobrecido en carbono-13 implica la liberación de grandes cantidades de carbono-12, como mínimo 6800 gigatoneladas sobre la atmósfera y los océanos durante los 20 000 años que se prolongó.19

La cronología de la disminución relativa de carbono-13 en el MTPE se ha calculado de dos maneras distintas, complementarias entre sí. La más importante de ellas es la ODP Core 690 (realizada en el mar de Weddell), pues el período está casi exclusivamente basado en este registro, aunque inicialmente fue calculado mediante una aproximación tomando en cuenta una tasa constante de sedimentación.20 Más tarde surgió otro modelo distinto, asumiendo que el flujo del helio-3 es constante, pues este isótopo del helio es producido por el Sol constantemente, y no hay razones para creer que se produjeran grandes cambios en las fluctuaciones del viento solar durante aquel breve período.21 Ambos modelos tienen sus carencias, pero coinciden en las cuestiones más importantes. Entre los puntos en los que coinciden, cabe destacar que ambos están de acuerdo en que la liberación del carbono se produjo en dos etapas, cada una con una duración aproximada de 1000 años, separadas por un período de unos 20 000 años. Los modelos divergen, sobre todo, en las estimaciones del tiempo de recuperación, que oscilan entre los 150 000 para el primero,20 y 30 000 años para el segundo modelo.21 Otras teorías sugieren que el calentamiento tuvo lugar 3000 años antes de la liberación del carbono-12, aunque las causas iniciales continúan siendo inciertas.22 Se han realizado estudios en el Pirineo español que confirman el aumento de CO2 durante el MTPE.23

 Gráfico que muestra el registro de temperaturas del fondo oceánico. El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno está representado mediante las siglas MTPE.

La temperatura media del planeta aumentó en 6 °C de forma drástica, en un período de apenas 20 000 años. Este cálculo se basa en los valores de magnesio/calcio y en la concentración del isótopo oxígeno-18, que es el recurso más utilizado para calcular temperaturas en el Eoceno, ya que debido al escaso hielo los cálculos ganan en seguridad, al permanecer constante la concentración de oxígeno-18 oceánico.24 Otros análisis, centrados en la composición de la flora, así como de la forma y tamaño de sus hojas, arrojan un resultado similar: aumento de 5 °C, además de revelar que, al inicio del MTPE, las precipitaciones fueron escasas pero que, con el tiempo, fueron aumentando progresivamente.25 Debido al ascenso de las temperaturas, los escasos hielos comenzaron a derretirse, provocando la reducción del albedo, lo que a su vez produjo un ascenso de las temperaturas en un proceso de retroalimentación positiva. Esto causó que el incremento de temperatura fuera mayor en los polos, alcanzando temperaturas medias anuales de entre 10 y 20 °C.26 El calentamiento del agua de la superficie del océano Ártico fue tal, que llegó a albergar formas de vida propias de los trópicos, como los dinoflagelados, alcanzando temperaturas mayores a 22 °C.27

No sólo aumentó la temperatura, sino que también lo hizo la humedad, debido al incremento de la tasa de evaporación, más acusada en los trópicos. Un isótopo del hidrógeno, el deuterio (2H), revela que esta humedad fue transportada hacia los polos, explicando así las intensas lluvias que tuvieron lugar en el océano Ártico.28

Océanos[editar]

Debido al escaso hielo, el nivel del mar ascendió significativamente debido al incremento de la temperatura. Prueba de ello es el desplazamiento de los palinomorfos (partículas del tamaño de un grano de polen) del océano Ártico, que reflejan una disminución de la materia orgánica terrestre en comparación con la materia orgánica marina.27

A comienzos del MTPE, el patrón de la circulación oceánica cambió radicalmente en un período inferior a 5000 años. La dirección de la circulación se revirtió, causando por ejemplo que en el océano Atlántico la corriente del fondo fluyera desde el norte hacia el sur, cuando siempre había ocurrido a la inversa. Estos efectos perduraron, al menos, durante 40 000 años. Este cambio en el flujo de agua caliente a las profundidades oceánicas agravó el calentamiento. La composición química de los océanos también se vio alterada enormemente.29

En varias partes de la mayoría de los océanos, especialmente en el norte del océano Atlántico, la bioturbación (la reexposición de material, generalmente tóxico, que se encuentra almacenado bajo los sedimentos) resultaba casi inexistente. Esto podría deberse al cambio de la circulación oceánica, que causó que el fondo oceánico aumentase su temperatura, y con ello que apenas albergara oxígeno (anoxia). Sin embargo, en algunos lugares de los océanos la bioturbación no cesó.30

Otro efecto del MTPE sobre el medio oceánico fue la elevación del límite de la lisoclina.31 La lisoclina indica la profundidad a la cual se disuelve espontáneamente el carbonato en los océanos. Hoy en día, dicho límite se encuentra a 4 km por debajo de la superficie oceánica, cifra muy similar a la media de profundidad de los océanos. Esta profundidad depende, entre otros factores, de la temperatura y de la cantidad de CO2 disuelto, por lo que ambos factores elevaron la lisoclina cada vez más hacia la superficie oceánica, provocando la disolución de los carbonatos de las aguas profundas.32 Esta acidificación de las aguas profundas se puede observar en los estratos del suelo oceánico (si la bioturbación no ha sido especialmente activa, ya que en ese caso las pruebas se destruirían), pues muestra un cambio bastante acusado, pasando desde carbonatos con un color grisáceo, a carbonatos rojizos y arcillosos, para después volver de nuevo a los grisáceos.33 Estas evidencias se muestran mucho más claras en el norte del océano Atlántico que en cualquier otro, de lo que se deduce que la acidificación fue mucho más acusada allí. En algunas zonas del sureste del Atlántico, la lisoclina llegó a elevarse 2 km en tan sólo unos miles de años.30

Flora y fauna[editar]

Vista al microscopio del foraminífero bentónico Ammonia tepida. Este grupo de organismos fue perjudicado durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno.

El MTPE produjo la extinción del 35-50 % de los foraminíferos bentónicos en un lapso de 1000 años, porcentaje más elevado que en la extinción masiva del Cretácico-Terciario acontecida unos 10 millones de años antes. En contraposición, los foraminíferos planctónicos se diversificaron, y los dinoflagelados y mamíferos prosperaron. También cabe destacar el auge de las bacterias.22

Es difícil dar una explicación de las extinciones de los organismos del fondo marino, ya que muchas de ellas fueron solamente regionales, afectando principalmente a aquellos distribuidos al norte del océano Atlántico. Esto significa que, al contrario que la temperatura, no se pueden formular hipótesis generales de la reducción del oxígeno, o de la corrosividad del carbono debido a los carbonatos insaturados de las profundidades oceánicas. El único factor global es el aumento de la temperatura, y parece que toda la culpa recae sobre este elemento. Las extinciones regionales del Atlántico norte son atribuidas, en general, al alto nivel de anoxia en las profundidades de sus aguas.19 34

El incremento de los niveles de CO2 produjo una acidificación de las aguas superficiales, lo que resultó extremadamente nocivo para los corales.35 Se ha demostrado experimentalmente que también resulta muy perjudicial para el plancton calcáreo.36 Sin embargo, los ácidos usados en el laboratorio para simular el aumento natural de la acidez que resultarían del aumento de las concentraciones de CO2 podrían haber arrojado resultados engañosos. Prueba de ello son los cocolitóforos (al menos Emiliania huxleyi), los cuales se volvieron más abundantes en aguas acidificadas.37 Curiosamente, al nanoplancton calcáreo no se le atribuye ningún cambio en su distribución por la acidificación durante el MTPE, como sí ocurrió con los cocolitóforos.37 La acidificación, en cambio, dio lugar a un importante aumento de algas calcificadas,38 y también, aunque en menor medida, de foraminíferos calcáreos.39

El aumento de los mamíferos es otro aspecto interesante. No se han hallado pruebas de ningún aumento en la tasa de extinción entre los organismos terrestres. Muchos de los principales órdenes de mamíferos, incluyendo los artiodáctilos, los caballos y los primates, surgieron rápidamente y se propagaron por todo el planeta entre 13 000 y 22 000 años después del inicio del MTPE.40 41 Esta diversificación y dispersión de los primates fue un aspecto clave para la evolución humana.

Existen multitud de causas que pudieron provocar o intensificar el MTPE, por lo que resulta complicado averiguar claramente cuáles de ellas tuvieron mayor repercusión. Las temperaturas globales aumentaron a un ritmo constante en todo el planeta, provocando una serie de sucesos agravados por mecanismos de retroalimentación positiva. Para poder determinar estos factores, se ha recurrido al balance de masa del isótopo del carbono, pues el carbono puede variar su ciclo en períodos relativamente cortos. La concentración relativa de carbono-13 descendió entre –2 ‰ y –3 ‰, y analizando las reservas de carbono, se puede considerar qué masa de la reserva sería necesaria para producir el efecto. El único supuesto del que se parte es que la masa de carbono contenida tanto en la atmósfera como en los océanos durante el Paleógeno era la misma que la actual, algo que resulta verdaderamente difícil de confirmar.

Para que se produjera dicha perturbación en la concentración de carbono-13, según esta teoría los volcanes deberían haber expulsado cerca de 1500 gigatoneladas de carbono durante los dos períodos de 1000 años. Para una visión más comprensible de esta cifra: se trata de una tasa 200 veces superior a la del resto del Paleógeno, aunque dicha suma es improbable, pues no se han encontrado indicios de una actividad volcánica de tal magnitud en toda la historia de la Tierra. Sin embargo, cerca de un millón de años antes del MTPE, una importante actividad volcánica comenzó a asolar el este de Groenlandia, aunque por sí sola no puede explicar la rapidez con la que tuvo lugar el calentamiento. Incluso en el caso de que las 1500 gigatoneladas hubiesen sido expulsadas repentinamente de una sola vez, se necesitarían otros factores que hubiesen dado lugar a mecanismos de retroalimentación positiva para producir la alteración que se ha observado en el isótopo del carbono.

Por otra parte, se ha sugerido que los aumentos repentinos de la actividad volcánica estuvieron asociados a la actividad del rift continental oceánico, que expulsó magma caliente sobre los sedimentos ricos en carbono, lo que hubiera desencadenado la liberación del metano.42 Otras fases mucho más tardías de la actividad volcánica habrían causado la expulsión de mayor cantidad de gas metano, provocando otros períodos de calentamiento global durante el Eoceno, como el ETM2 (siglas inglesas de Máximo térmico del Eoceno 2, comúnmente evento Elmo).19

Liberación de gas metano[editar]

Clatratos de metano en plena combustión. En ella se produce agua y dióxido de carbono en abundantes cantidades, siendo con toda probabilidad una de las causas principales del MTPE.

Ninguna de las teorías permite explicar, por sí sola, la excursión del isótopo carbono-13 y el calentamiento que tuvo lugar durante el MTPE. El mecanismo de retroalimentación positiva que pudo amplificar más la perturbación inicial fueron los clatratos, según la llamada hipótesis del fusil de clatratos. El metano, que se acumula de forma continua en los sedimentos de los fondos oceánicos debido a la descomposición orgánica, es estable en el agua a cierta presión y temperatura, formando cúmulos en estado sólido. A medida que la temperatura se incrementa, la presión que se ejerce decae, la configuración deja de ser estable, y los clatratos se disocian, causando la liberación del gas metano a la atmósfera. Dado que los clatratos en sí mismos poseen un –60 ‰ en la concentración de carbono-13 con respecto a la atmósfera, pequeñas cantidades de estos materiales podrían producir grandes variaciones relativas de carbono-13. Además, el metano es un potente gas invernadero, unas ocho veces más eficaz que el dióxido de carbono, por lo que, al ser expulsado hacia la atmósfera, pudo causar un gran calentamiento global que, a su vez, calentara los océanos y diera lugar a más emisiones de metano, desestabilizando el sistema. Se ha calculado que el océano habría tardado unos 2300 años en alcanzar la temperatura que permitiera disociar los clatratos de su fondo, aunque este cálculo está basado en una serie de supuestos.43

Para que esta hipótesis sea válida, los océanos deberían mostrar signos de calentamiento antes de la excursión del isótopo del carbono, pues el metano tarda un tiempo hasta que logra incorporarse a la atmósfera. Hasta hace relativamente poco tiempo, las pruebas mostraban que ambos picos eran simultáneos, restando apoyo a la teoría. Sin embargo, estudios recientes han logrado detectar un breve lapso de tiempo entre el calentamiento inicial y la disminución relativa de carbono-13.44 Algunos paleotermómetros, como el TEX86, también coinciden en que el calentamiento sucedió unos 3000 años antes de la disminución relativa del isótopo del carbono.22 Sin embargo, el agua oceánica más profunda no parece evidenciar este intervalo de tiempo.

Los análisis de estos registros revelan otro hecho interesante: los foraminíferos planctónicos grabaron pequeños cambios en los valores de los isótopos antes que los foraminíferos bentónicos, que habitan en los sedimentos de los océanos. Los caparazones de estos organismos recogen estas variaciones al oxidarse, por lo que una liberación gradual de gas metano en el fondo oceánico tendría que haber oxidado primero los caparazones de los foraminíferos bentónicos. El hecho de que los foraminíferos planctónicos fueran los primeros en mostrar estos signos de oxidación se debe a que el metano fue liberado tan rápidamente que su oxidación agotó todo el oxígeno del fondo oceánico, permitiendo que, después de esto, el metano alcanzase la atmósfera sin oxidarse, donde reaccionaría con el oxígeno atmosférico. De este análisis se deduce que el proceso de liberación del metano duró aproximadamente 10 000 años.44

Impacto de cometa[editar]

Las variaciones orbitales muestran la relación entre la excentricidad orbital (azul) y las temperaturas (negro). Una teoría propone esta relación como una de las causantes del MTPE.

Otra teoría afirma que un cometa rico en carbono-12 impactó sobre la superficie terrestre e inició el calentamiento global.45 Incluso suponiendo que el tamaño del cometa se encontrara en el límite para que la catástrofe no dejara huella sobre el planeta (según la teoría unos 10 km), y que después del suceso se produjeran procesos de retroalimentación, todavía serían necesarias 100 gigatoneladas de carbono extra que tendrían que provenir de actividades terrestres. Sin embargo, esta teoría todavía posee algunas cuestiones sin resolver y no explica al detalle todo lo acontecido. Según la teoría, el cometa habría causado la formación de una capa arcillosa de 9 metros de espesor tremendamente magnetizada, pero otras fuentes creen que esta capa se formó a un ritmo demasiado lento como para que fuera consecuencia del impacto, atribuyendo su creación a las bacterias, que prosperaron durante el calentamiento.22 Por otra parte, la anomalía del iridio (indicador fiable de impactos sobre el planeta) que se ha observado en España es demasiado reducida como para confirmar el impacto del cometa.46

Ciclos orbitales[editar]

Debido a la existencia de otros cambios climáticos de escala global, como el ETM2 (evento Elmo), se ha formulado la hipótesis de que estos cambios se repiten de forma regular, y que son consecuencia de las variaciones orbitales en la excentricidad de la órbita terrestre. La proximidad al Sol hizo que la radiación solar aumentase, y con ello la temperatura, traspasando así el umbral para dar rienda suelta a los diversos procesos de retroalimentación positiva.15

Quema de turba[editar]

Se llegó a postular una teoría que afirmaba que el MTPE fue provocado por la combustión de grandes cantidades de turba, un material orgánico rico en carbono. Sin embargo, para producir la disminución relativa de carbono-13 que tuvo lugar, sería necesario que se quemara el 90 % de la biomasa terrestre de aquel entonces. Dado que durante el MTPE las plantas crecieron desenfrenadamente, esta teoría ha quedado refutada.47

Período de recuperación[editar]

El registro del isótopo carbono-13 muestra un tiempo de recuperación de entre 30 00021 y 150 000 años,20 un período relativamente corto si lo comparamos con la permanencia del carbono en la atmósfera actual (entre 100 000 y 200 000 años). Cualquier explicación satisfactoria de este rápido tiempo de recuperación debe incluir un efectivo mecanismo de retroalimentación.48

El modo más probable de recuperación vendría dado por un incremento en la productividad biológica, transportando rápidamente el carbono hacia el fondo oceánico. Esto contaría con la ayuda de las altas temperaturas globales y con los altos niveles de CO2, así como con un incremento de los suministros de nutrientes (las altas temperaturas y las elevadas precipitaciones causarían una gran erosión continental, y la actividad volcánica pudo haber proporcionado más nutrientes). Una prueba del aumento de la productividad biológica podría ser el bario,48 sin embargo, el aumento de este elemento podría también deberse a la liberación del bario disuelto junto con el metano del fondo oceánico.49 Además, la diversificación evidencia que la productividad aumentó sobre todo en las zonas costeras, donde la flora marina permaneció caliente y fértil, contrarrestando la reducción de la productividad en los fondos oceánicos.39

Véase también[editar]

Referencias[editar]

  1. Saltar a:a b Katz, M. (1999). «The Source and Fate of Massive Carbon Input During the Late Paleocene Thermal Maximum». Science 286 (Noviembre). pp. 1531-1533.
  2. Volver arriba Kennett, J. P.; Stott, L. D. (1991). «Abrupt deep-sea warming, palaeoceanographic changes and benthic extinctions at the end of the Palaeocene». Nature 353. pp. 225-229.
  3. Volver arriba Berggren, W. A.; Kent, D. V.; Swisher, C. C.; Aubry, M. P. (1995). Geochronology, Time Scales and Global Stratigraphic Correlation. SEPM (Society for Sedimentary Geology). ISBN 1-56576-024-7.
  4. Volver arriba Zachos, J. C.; Lohmann, K. C; Walker, J. C. G.; Wise, S. W. (1993). «Abrupt climate change and transient climates during the Palaeogene: A marine perspective». Journal of Geology 101. pp. 191-213.
  5. Volver arriba Knox, R. W. O. B. (1996). Correlation of the Early Paleogene in Northwest Europe. Geological Society Publishing House. ISBN 1-897799-47-0.
  6. Volver arriba Aubry, M. P. (1998). Late Paleocene – Early Eocene Climatic and Biotic Events in the Marine and Terrestrial Records. Columbia University Press, New York.
  7. Volver arriba Aubry, M. P.; Ouda, K. (2003). «The Upper Paleocene-Lower Eocene of the Upper Nile Valley, Part 1, Stratigraphy». Micropaleontology 49. pp. iii-iv.
  8. Saltar a:a b Gradstein, F. M.; Ogg, J. G.; Smith, A. G. (2004). A Geologic Time Scale 2004. Cambridge University Press, Cambridge. ISBN 0-521-78142-6.
  9. Volver arriba Wing, S. L.; Harrington, G. J.; Bowen, G. J.; Koch, P. L. (2003). «Floral change during the Initial Eocene Thermal Maximum in the Powder River Basin, Wyoming». Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene. Geological Society of America Special Paper 369. pp. 425-440.
  10. Volver arriba Zachos, James C.; Michael W. Wara; Steven Bohaty; Margaret L. Delaney; Maria Rose Petrizzo; Amanda Brill; Timothy J. Bralower; Isabella Premoli-Silva (2003). «A Transient Rise in Tropical Sea Surface Temperature During the Paleocene-Eocene Thermal Maximum». Science 302 (5650). pp. 1551-1554.
  11. Volver arriba Bowen, Gabriel J.; David J. Beerling; Paul L. Koch; James C. Zachos; Thomas Quattlebaum1 (2004). «A humid climate state during the Palaeocene/Eocene thermal maximum». Nature 432 (7016). pp. 495-499.
  12. Volver arriba Berggren, W. A.; Kent, D. V.; Obradovich, J. D.; Swisher, C. C. (1992). «Towards a revised Paleogene geochronology». Eocene-Oligocene Climatic and Biotic Evolution. Princeton University Press, Princeton. ISBN 978-0-691-02542-1.
  13. Saltar a:a b Norris, R. D.; Röhl, U. (1999). «Carbon cycling and chronology of climate warming during the Palaeocene/Eocene transition». Nature 401 (6755). pp. 775-778.
  14. Volver arriba Röhl, U.; Norris, R. D.; Ogg, J. G. (2003). «Cyclostratigraphy of upper Paleocene and lower Eocene sediments at Blake Nose Site 1051 (western North Atlantic)». Special Paper 369: Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene. Geological Society of America. pp. 567-588.
  15. Saltar a:a b Lourens, Lucas J.; Appy Sluijs; Dick Kroon; James C. Zachos; Ellen Thomas; Ursula Röhl; Julie Bowles; Isabella Raffi (2005). «Astronomical pacing of late Palaeocene to early Eocene global warming events». Nature 435. pp. 1083-1087.
  16. Volver arriba Westerhold, T.; Röhl, U.; Laskar, J.; Raffi, I.; Bowles, J.; Lourens, L. J.; Zachos, J. C. (2007). «On the duration of magnetochrons C24r and C25n and the timing of early Eocene global warming events: Implications from the Ocean Drilling Program Leg 208 Walvis Ridge depth transect». Paleoceanography 22 (PA2201).
  17. Saltar a:a b Zachos, J. C. (2008). «An early Cenozoic perspective on greenhouse warming and carbon-cycle dynamics». Nature 451 (7176). pp. 279-283.
  18. Volver arriba Intergovernmental Panel on Climate Change (2007). «Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing». Climate Change 2007: The Physical Science Basis (pdf) (en inglés). pp. 138 (Figure 2.3b). ISBN 978-05-21705-96-7. Consultado el 19 de septiembre de 2009.
  19. Saltar a:a b c Panchuk, K.; Ridgwell, A.; Kump, L. R. (2008). «Sedimentary response to Paleocene-Eocene Thermal Maximum carbon release: A model-data comparison». Geology 36 (4). pp. 315-318.
  20. Saltar a:a b c Rohl, U.; Bralower, T. J.; Norris, R. D.; Wefer, G. (2000). «New chronology for the late Paleocene thermal maximum and its environmental implications». Geology 28 (10). pp. 927-930.
  21. Saltar a:a b c Farley, K. A.; Eltgroth, S. F. (2003). «An alternative age model for the Paleocene–Eocene thermal maximum using extraterrestrial 3He». Earth and Planetary Science Letters 208 (3-4). pp. 135-148.
  22. Saltar a:a b c d Sluijs, A.; Brinkhuis, H.; Schouten, S.; Bohaty, S. M.; John, C. M.; Zachos, J. C.; Reichart, G. J.; Sinninghe Damste, J. S.; Crouch, E. M.; Dickens, G. R. (2007). «Environmental precursors to rapid light carbon injection at the Palaeocene/Eocene boundary.». Nature 450 (7173). pp. 1218-1221.
  23. Volver arriba Schmitz, Birger; Victoriano Pujalte (2007). «Abrupt increase in seasonal extreme precipitation at the Paleocene-Eocene boundary». Geology 35 (3). pp. 215-218.
  24. Volver arriba Thomas, E.; Shackleton, N. J. (1996). «The Paleocene-Eocene benthic foraminiferal extinction and stable isotope anomalies». Geological Society London Special Publications 101 (1). pp. 401-441.
  25. Volver arriba Wing, Scott L.; Guy J. Harrington; Francesca A. Smith; Jonathan I. Bloch; Douglas M. Boyer; Katherine H. Freeman (2005). «Transient Floral Change and Rapid Global Warming at the Paleocene-Eocene Boundary». Science 310 (5750). pp. 993-996.
  26. Volver arriba Shellito, C. J.; Sloan, L. C.; Huber, M. (2003). «Climate model sensitivity to atmospheric CO2 levels in the Early-Middle Paleogene». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 193 (1). pp. 113-123.
  27. Saltar a:a b Sluijs, A.; Schouten, S.; Pagani, M.; Woltering, M.; Brinkhuis, H.; Damsté, J. S. S.; Dickens, G. R.; Huber, M.; Reichart, G. J.; Stein, R.; Otros (2006). «Subtropical Arctic Ocean temperatures during the Palaeocene/Eocene thermal maximum». Nature 441 (7093). pp. 610-613.
  28. Volver arriba Pagani, M.; Pedentchouk, N.; Huber, M.; Sluijs, A.; Schouten, S.; Brinkhuis, H.; Sinninghe Damsté, J. S.; Dickens, G. R.; Otros (2006). «Arctic hydrology during global warming at the Palaeocene/Eocene thermal maximum». Nature 442 (7103). pp. 671-675.
  29. Volver arriba Nunes, F.; Norris, R. D. (2006). «Abrupt reversal in ocean overturning during the Palaeocene/Eocene warm period». Nature 439 (7072). pp. 60-63.
  30. Saltar a:a b Zachos, J. C.; Kump, L. R. (2005). «Carbon cycle feedbacks and the initiation of Antarctic glaciation in the earliest Oligocene». Geology 47 (1). pp. 51-66.
  31. Volver arriba Arenillas, I. y Molina, E. (2000). «Reconstrucción paleoambiental con foraminíferos planctónicos y cronoestratigrafía del tránsito Paleoceno-Eoceno de Zumaya (Guipúzcoa)». Revista Española de Micropaleontología 32 (3): 283-300. ISSN 0556-655X. Consultado el 21 de septiembre de 2009.
  32. Volver arriba Dickens, G. R.; Castillo, M. M.; Walker, J. C. G. (1997). «A blast of gas in the latest Paleocene; simulating first-order effects of massive dissociation of oceanic methane hydrate». Geology 25 (3). pp. 259-262.
  33. Volver arriba Zachos, J. C.; Röhl, U.; Schellenberg, S. A.; Sluijs, A.; Hodell, D. A.; Kelly, D. C.; Thomas, E.; Nicolo, M.; Raffi, I.; Lourens, L. J.; Otros (2005). «Rapid Acidification of the Ocean During the Paleocene-Eocene Thermal Maximum». Science 308 (5728). pp. 1611-1615.
  34. Volver arriba Zachos, J. C.; Dickens, G. R. (1999). «An assessment of the biogeochemical feedback response to the climatic and chemical perturbations of the LPTM». Geologiska Föreningens i Stockholm Förhandlingar 122. pp. 188-189.
  35. Volver arriba Langdon, C.; Takahashi, T.; Sweeney, C.; Chipman, D.; Goddard, J.; Marubini, F.; Aceves, H.; Barnett, H.; Atkinson, M. J. (2000). «Effect of calcium carbonate saturation state on the calcification rate of an experimental coral reef». Global Biogeochemical Cycles 14 (2). pp. 639-654.
  36. Volver arriba Riebesell, U.; Zondervan, I.; Rost, B.; Tortell, P. D.; Zeebe, R. E.; Morel, F. M. M. (2000). «Reduced calcification of marine plankton in response to increased atmospheric CO2». Nature 407 (6802). pp. 364-367.
  37. Saltar a:a b Iglesias-Rodriguez, M. Debora; Paul R. Halloran; Rosalind E. M. Rickaby; Ian R. Hall; Elena Colmenero-Hidalgo; John R. Gittins; Darryl R. H. Green; Toby Tyrrell; Samantha J. Gibbs; Peter von Dassow; Eric Rehm; E. Virginia Armbrust; Karin P. Boessenkool (2008). «Phytoplankton Calcification in a High-CO2 World». Science 320 (5874). pp. 336-340.
  38. Volver arriba Bralower, T. J. (2002). «Evidence of surface water oligotrophy during the Paleocene-Eocene thermal maximum: Nannofossil assemblage data from Ocean Drilling Program Site 690, Maud Rise, Weddell Sea». Paleoceanography 17 (2). p. 1023. Archivado desde el original el 26 de noviembre de 2015.
  39. Saltar a:a b Kelly, D. C.; Bralower, T. J.; Zachos, J. C. (1998). «Evolutionary consequences of the latest Paleocene thermal maximum for tropical planktonic foraminifera». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology141 (1). pp. 139-161.
  40. Volver arriba Gingerich, P. D. (2003). «Mammalian responses to climate change at the Paleocene-Eocene boundary: Polecat Bench record in the northern Bighorn Basin, Wyoming». Causes and Consequences of Globally Warm Climates in the Early Paleogene 369. p. 463.
  41. Volver arriba Vieites, David R.; Mi-Sook Min; David B. Wake (2007). «Rapid diversification and dispersal during periods of global warming by plethodontid salamanders». Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America 104 (50). pp. 19903-19907.
  42. Volver arriba Storey, M.; Duncan, R. A.; Swisher III, C. C. (2007). «Paleocene-Eocene Thermal Maximum and the Opening of the Northeast Atlantic». Science 316 (5824). p. 587.
  43. Volver arriba Katz, M. E.; Cramer, B. S.; Mountain, G. S.; Katz, S.; Miller, K. G. (2001). «Uncorking the bottle: What triggered the Paleocene/Eocene thermal maximum methane release». Paleoceanography 16 (6). p. 667.
  44. Saltar a:a b Thomas, D. J.; Zachos, J. C.; Bralower, T. J.; Thomas, E.; Bohaty, S. (2002). «Warming the fuel for the fire: Evidence for the thermal dissociation of methane hydrate during the Paleocene-Eocene thermal maximum». Geology 30 (12). pp. 1067-1070.
  45. Volver arriba Kent, D. V.; Cramer, B. S.; Lanci, L.; Wang, D.; Wright, J. D.; Van Der Voo, R. (2003). «A case for a comet impact trigger for the Paleocene/Eocene thermal maximum and carbon isotope excursion». Earth and Planetary Science Letters 211 (1-2). pp. 13-26.
  46. Volver arriba Schmitz, B. et al. (2004). «Basaltic explosive volcanism, but no comet impact, at the Paleocene Eocene boundary: high-resolution chemical and isotopic records from Egypt, Spain and Denmark». Earth and Planetary Science Letters 225 (1-2): 1-17. doi:10.1016/j.epsl.2004.06.017.
  47. Volver arriba Moore, Eric A.; Kurtz, Andrew C. (2008). «Black carbon in Paleocene–Eocene boundary sediments: A test of biomass combustion as the PETM trigger». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 267 (1-2). doi:10.1016/j.palaeo.2008.06.010. pp. 147-152.
  48. Saltar a:a b Bains, S.; Norris, R. D.; Corfield, R. M.; Faul, K. L. (2000). «Termination of global warmth at the Palaeocene/Eocene boundary through productivity feedback». Nature 407 (6801). pp. 171-174. Archivado desde el original el 26 de noviembre de 2015.
  49. Volver arriba Dickens G. R., Fewless T., Thomas E., Bralower T. J. (2003). «Excess barite accumulation during the Paleocene-Eocene thermal Maximum: Massive input of dissolved barium from seafloor gas hydrate reservoirs». The Geological Society of America 369 (0). pp. 11-23.

Enlaces externos[editar]

En español[editar]

En inglés[editar]

La Formación Jaizkibel y sus singulares geoformas “de Möbius”

El monte Jaizkibel se alza sobre las ciudades de Fuenterrabía, Irún, Pasajes, Rentería y Lezo (Guipúzcoa, País Vasco). Posee unos afloramientos rocosos –áreas en las que el terreno está formado por capas de rocas sin vegetación– en su parte más oriental, zona conocida como Formación Jaizkibel (edad Eoceno).

En la serie de artículos [1] a [3], el equipo de Carlos Galán del Laboratorio de Bioespeleología de la Sociedad de Ciencias Aranzadi estudia ciertas geoformas situadas sobre un conjunto de escarpes de arenisca en la Formación Jaizkibel. Esas geoformas incluyen –según se enumera en [3]– boxworks, cintas perforadas, bandas de Moebius, formas residuales de disolución, estructuras de corriente, nódulos, láminas e inclusiones ferruginosas, figuras de intercepción y anillos de Liesegang.

Aunque mis conocimientos de geología son nulos, cuando un compañero geólogo me comentó la inclusión de bandas de Moebius en la descripción de la Formación Jaizkibel, me animé a buscar estas superficies en los artículos de Carlos Galán y su equipo.

En [2], los autores describen las geoformas que denominan ‘bandas de Moebius’ del siguiente modo:

La formación de patrones en forma de cintas o bandas adquiere su más extravagante expresión en las geoformas que hemos denominado informalmente “bandas de Moebius”. Estas se encuentran en paredes de abrigos y cuevas en avanzado estado de arenización. Forman bandas delgadas que destacan de la roca en relieve positivo con un perfil en T: el trazo superior de la T forma una banda separada paralela a la superficie de la pared y el trazo vertical sirve de unión entre la banda y la pared de roca. La banda en sí está perforada por alveolos, sobre todo en sus bordes externos, que resultan recortados por muescas. Las bandas de este tipo pueden tener desarrollos sinuosos, de varios metros, siguiendo la curvatura de las paredes de las cavidades, por lo que en ocasiones recuerdan el desarrollo sin fin de la figura matemática llamada banda de Moebius. Aunque predominan las bandas verticales o que siguen la línea de mayor pendiente, las hay oblicuas y entrelazadas.

Tras la descripción de estas geoformas, los autores incluyen un párrafo en el que citan algunas características de la banda de Möbius: es una superficie no orientable, sólo posee una cara, tiene un único borde y es una superficie reglada. Explican también como puede construirse pegando dos lados opuestos de una cinta de papel tras un giro de 180 grados; incluso comentan qué sucede si se corta una banda de Möbius longitudinalmente:

Si se corta una cinta de Moebius a lo largo, a diferencia de una cinta normal, no se obtienen dos bandas, sino una banda más larga pero con dos vueltas. Si a ésta banda se la vuelve a cortar a lo largo, se obtienen otras dos bandas entrelazadas pero con vueltas. A medida que se va cortando a lo largo de cada una, se siguen obteniendo más bandas entrelazadas.

Recordemos que la anterior propiedad es solo cierta si se corta la banda de Möbius longitudinalmente por la altura mitad. En la anterior descripción, esa banda más larga obtenida con dos vueltas es (homeomorfa a) un cilindro –lo que llaman una “cinta normal”–, por ello, al volver a cortarlo por la mitad longitudinalmente, se obtienen dos cilindros, pero enlazados. Al repetir la operación se van duplicando los cilindros, que se entrelazan por parejas y entre ellos.

En este párrafo, los autores también comentan que la banda de Möbius ha servido de inspiración en el mundo del arte, nombrando la película argentina Moebiusbasada en el cuento Un metropolitano llamado Moebiusdel astrónomo y escritor Armin Joseph Deutsch.

La descripción de esta serie de propiedades de la banda de Möbius, es un modo de justificar la elección del nombre de estas geoformas, al finalizar esta parte del artículo con esta afirmación:

Aspectos y caracteres paradójicos análogos los presentan las geoformas halladas en Jaizkibel

La metáfora de la banda de Möbius –aunque estas formaciones no lo sean en realidad– es una deliciosa manera de hablar de estas geoformas que, sin lugar a dudas, son bellas, singulares y sorprendentes… como una banda de Möbius.

Más información

[1] Carlos Galán y Marian Nieto, Bandas de Moebius, Boxworks y otras raras Geoformas en arenisca de la Formación Jaizkibel, Sociedad de Ciencias Aranzadi, 2010

[2] Carlos Galán y Marian Nieto, Bandas de Moebius, Boxworks y otras raras Geoformas en arenisca de la Formación Jaizkibel, Boletín Sedeck (Sociedad Española de Espeleología y Ciencias del Karst) 8, 20-41, 2012

[3] Carlos Galán, José Manuel Rivas, Robert Ionescu y Marian Nieto, Disolución intergranular y evolución de cuevas y geoformas: los ejemplos más extravagantes del mundo en erenisca de edad eoceno (Formación Jaizkibel, País Vasco), Sociedad de Ciencias Aranzadi, 2013

[4] Marta Macho Stadler, Las bandas de Möbius de Jaizkibel, ZTFNews.org, 11 marzo 2014

Nota: Muchas gracias a Carlos Galán por permitir utilizar las imágenes incluidas en sus artículos.

Sobre la autora: Marta Macho Stadler es profesora de Topología en el Departamento de Matemáticas de la UPV/EHU, y colaboradora asidua en ZTFNews, el blog de la Facultad de Ciencia y Tecnología de esta universidad.