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glaciación del Paleozoico tardío

Extensión aproximada del periodo glacial del Paleozoico tardío (en azul) sobre el supercontinente Gondwana durante los periodos Carbonífero y Pérmico. El Paleozoico Tardío , tam...

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Extensión aproximada del periodo glacial del Paleozoico tardío (en azul) sobre el supercontinente Gondwana durante los periodos Carbonífero y Pérmico.

El Paleozoico Tardío , también conocido como la Edad de Hielo del Paleozoico Tardío ( LPIA ) y anteriormente conocida como la Edad de Hielo de Karoo , fue una edad de hielo que comenzó en el Devónico Tardío y terminó en el Pérmico Tardío , [ 1 ] ocurrió hace aproximadamente 360 ​​a 255 millones de años, [ 2 ] [ 3 ] y grandes capas de hielo terrestres estaban presentes en la superficie de la Tierra . [ 4 ] Fue el segundo gran período de hielo del Fanerozoico , después de la glaciación Hirnantiense .

Cronología

Las interpretaciones del período glacial del Paleozoico tardío varían, con algunos investigadores argumentando que representó un evento glacial continuo y otros concluyendo que hasta 25 capas de hielo separadas en Gondwana se desarrollaron, crecieron y disminuyeron de forma independiente y diacrónica durante el Carbonífero y el Pérmico , [ 5 ] [ 6 ] [ 7 ] con la distribución de los centros de hielo cambiando a medida que Gondwana se desplazaba y su posición relativa al Polo Sur cambiaba. [ 8 ] Al comienzo del período glacial del Paleozoico tardío, los centros de hielo se concentraban en el oeste de Sudamérica ; posteriormente se desplazaron hacia el este a través de África y, al final de la edad de hielo, se concentraban en Australia . [ 9 ] La evidencia de las cuencas sedimentarias sugiere que los centros de hielo individuales duraron alrededor de 10 millones de años, con sus picos alternando con períodos de cobertura de hielo permanente baja o ausente. [ 10 ]

Los primeros episodios glaciales del Paleozoico Tardío ocurrieron durante el Famenniense tardío [ 4 ] [ 11 ] y el Tournaisiense , [ 12 ] [ 13 ] con evidencia de δ 15 N que muestra que la transición de invernadero a glaciación fue un proceso gradual y no un cambio inmediato. [ 14 ] Estas glaciaciones del Misisípico Temprano fueron transitorias y menores, [ 12 ] y a veces se las considera glaciaciones discretas separadas y anteriores a la LPIA propiamente dicha. [ 15 ] Entre 335 y 330 millones de años atrás, o en algún momento entre el Viseense medio y el Serpukhoviense temprano , comenzó la LPIA propiamente dicha. [ 16 ] [ 15 ] Se registra un inicio en cambios glacioeustáticos del nivel del mar en Idaho alrededor de esta época. [ 17 ] El primer período glacial importante ocurrió desde el Serpukhoviense hasta el Moscoviense : las capas de hielo se expandieron desde un núcleo en el sur de África y América del Sur. [ 2 ] Durante el Bashkiriense , ocurrió una caída eustática global del nivel del mar, lo que significa el primer máximo glacial importante del glacial del Paleozoico tardío. [ 7 ] El terreno de Lhasa se glació durante esta etapa del Carbonífero. [ 18 ] Un intervalo interglacial relativamente cálido que abarca el Kasimoviense y el Gzheliano, coincidiendo con el Óptimo Climático de Alykaevo, ocurrió entre este primer período glacial importante y el segundo período glacial importante posterior. [ 19 ] La cuenca del Paraná, sin embargo, experimentó su glaciación final durante el Gzheliano temprano. [ 20 ] El segundo período glacial ocurrió desde el Gzheliano tardío a través del límite Carbonífero-Pérmico hasta el Sakmariense temprano; las capas de hielo se expandieron desde un núcleo en Australia e India . [ 2 ] Este fue el intervalo de glaciación más intenso del LPIA; [ 16 ] [ 15 ] en Australia, se conoce como P1. [ 21 ]Un evento de enfriamiento excepcionalmente intenso ocurrió hace unos 300 millones de años. [ 22 ] Desde finales del Sakmariense en adelante, y especialmente después del Evento de Calentamiento Artinskiano (ECA), [ 23 ] estas capas de hielo disminuyeron, como lo indica una excursión negativa de δ18O . [ 7 ] Las capas de hielo retrocedieron hacia el sur a través de África Central y en la Cuenca Karoo. Una glaciación regional que abarcó el último Sakmariense y el Artinskiano, conocida como P2, ocurrió en Australia en medio de este pulso global de calentamiento neto y desglaciación. [ 24 ] Esta desglaciación masiva durante el último Sakmariense y el Artinskiano a veces se considera el final de la LPIA propiamente dicha, [ 16 ] con el límite Artinskiano-Kunguriano [ 2 ] y la Excursión Isotópica de Carbono Kunguriana asociada utilizada como el límite que demarca el final de la edad de hielo. [ 25 ] [ 26 ] [ 27 ] No obstante, en Australia permanecieron casquetes de hielo de un volumen y área mucho menores. Otro intervalo regional largo también limitado a Australia desde el Kunguriense medio hasta el Capitaniense temprano , conocido como P3, [ 28 ] aunque a diferencia de las glaciaciones anteriores, esta y la siguiente glaciación P4 se limitaron en gran medida a la glaciación alpina. [ 29 ] Un último intervalo regional australiano duró desde el Capitaniense medio hasta el Wuchiapingiense tardío , conocido como P4. [ 28 ] Al igual que con P3, las capas de hielo de P4 fueron principalmente glaciares de gran altitud. [ 29 ] Este período glacial fue interrumpido por un intervalo de calentamiento rápido correspondiente a un aumento en la actividad de las Trampas de Emeishan y el correspondiente evento de extinción masiva del Capitaniense . [ 30 ] [ 31 ] Los últimos glaciares alpinos del período glacial del Paleozoico tardío se derritieron en lo que hoy es el este de Australia hace unos 255 millones de años, durante el Wuchiapingiense tardío. [ 3 ]

Los intervalos de tiempo aquí denominados períodos glaciales e interglaciales representaban intervalos de varios millones de años que correspondían a períodos glaciales más fríos y más cálidos, respectivamente, y estaban influenciados por variaciones a largo plazo en la paleogeografía, los niveles de gases de efecto invernadero y los procesos geológicos como las tasas de vulcanismo y de meteorización de silicatos, y no deben confundirse con los ciclos a corto plazo de glaciaciones e interglaciaciones que son impulsados ​​por forzamientos astronómicos causados ​​por los ciclos de Milankovitch. [ 32 ]

Efectos geológicos

Cronología de las glaciaciones (edades de hielo), mostrada en azul.

Según Eyles y Young, "La glaciación renovada del Devónico Tardío está bien documentada en tres grandes cuencas intracratónicas en Brasil (cuencas de Solimoes, Amazonas y Paranaíba) y en Bolivia. A principios del Carbonífero (c. 350 Ma ) los estratos glaciares comenzaban a acumularse en las cuencas subandinas de Bolivia , Argentina y Paraguay . A mediados del Carbonífero la glaciación se había extendido a la Antártida , Australia, el sur de África, el subcontinente indio , Asia y la península arábiga . Durante la acumulación glaciar del Carbonífero Tardío (c. 300 Ma) una gran área de la masa continental de Gondwana estaba experimentando condiciones glaciares. Los depósitos glaciares más gruesos de edad permocarbonífera son la Formación Dwyka (1000 m de espesor) en la cuenca de Karoo en el sur de África, el Grupo Itararé de la cuenca del Paraná , Brasil (1400 m) y la cuenca de Carnarvon en este de Australia. Las glaciaciones del Pérmico-Carbonífero son significativas debido a los marcados cambios glacioeustáticos en el nivel del mar que resultaron y que están registrados en cuencas no glaciares. La glaciación del Paleozoico tardío de Gondwana podría explicarse por la migración del supercontinente a través del Polo Sur." [ 33 ]

En el norte de Etiopía , se pueden encontrar formas del relieve glacial como estrías , rocas aborregadas y marcas de vibración enterradas bajo depósitos glaciares del Carbonífero Superior-Pérmico Inferior ( Glaciares Edaga Arbi ). [ 34 ] También se conocen areniscas glaciofluviales, morrenas, lechos de cantos rodados, pavimentos estriados glaciares y otras estructuras y estratos geológicos derivados de glaciares en toda la parte sur de la Península Arábiga. [ 35 ]

En el sur de la Tierra de Victoria, Antártida, la tillita de Metschel, compuesta por estratos sedimentarios del Supergrupo Beacon del Devónico reelaborados junto con granitoides del Cámbrico y Ordovícico y algunas rocas metamórficas del Neoproterozoico, conserva sedimentos glaciares que indican la presencia de grandes capas de hielo. El norte de la Tierra de Victoria y Tasmania albergaban una capa de hielo distinta a la del sur de la Tierra de Victoria, que fluía hacia el oeste-noroeste. [ 36 ]

La cuenca de Sídney, en el este de Australia, se encontraba a una paleolatitud de entre 60°S y 70°S durante el Pérmico Temprano y Medio, y sus sucesiones sedimentarias conservan al menos cuatro fases de glaciación a lo largo de este período. [ 37 ]

Existe debate sobre si el hemisferio norte experimentó glaciación como el hemisferio sur , y la mayoría de los modelos paleoclimáticos sugieren que sí existieron capas de hielo en el norte de Pangea, pero que su volumen era muy insignificante . Las diamictitas de la Formación Atkan del óblast de Magadán , Rusia, se han interpretado como de origen glacigénico, aunque análisis recientes han cuestionado esta interpretación, sugiriendo que estas diamictitas se formaron durante un intervalo integrlacial del Capitaniense como resultado de flujos de detritos volcanogénicos asociados con la formación del arco volcánico de Okhotsk-Taigonos. [ 38 ] [ 39 ]

Los trópicos experimentaron una ciclicidad entre períodos más húmedos y más secos que pudo haber estado relacionada con cambios entre glaciaciones frías e interglaciaciones cálidas. En la cuenca de Midland de Texas , se produjo un aumento de la sedimentación eólica, reflejo de una mayor aridez, durante los intervalos más cálidos, [ 40 ] como sucedió en la cuenca de Paradox de Utah . [ 41 ]

Causas

Estrías glaciares formadas por glaciares del Paleozoico tardío en la colonia de Witmarsum, cuenca del Paraná , Paraná , Brasil.

reducción de gases de efecto invernadero

La evolución de las plantas tras la Revolución Terrestre Silúrico-Devónica y la posterior radiación adaptativa de las plantas vasculares en tierra iniciaron un aumento a largo plazo en los niveles de oxígeno planetario . Los grandes helechos arborescentes , que crecían hasta 20 m (66 pies) de altura, fueron secundariamente dominantes sobre los grandes licopodios arborescentes (30-40 m de altura) de los bosques de carbón del Carbonífero que florecieron en los pantanos ecuatoriales que se extendían desde los Apalaches hasta Polonia , y más tarde en las laderas de los Urales . El mayor secuestro de carbono elevó los niveles de oxígeno atmosférico a un pico del 35%, [ 42 ] y redujo el nivel de dióxido de carbono por debajo de las 300 partes por millón (ppm), [ 43 ] posiblemente tan bajo como 180 ppm durante el Kasimoviense , [ 44 ] que hoy se asocia con períodos glaciales . [ 43 ] Esta reducción del efecto invernadero se combinó con el enterramiento de carbono orgánico en forma de carbón vegetal o carbón mineral, con lignina y celulosa (como troncos de árboles y otros restos de vegetación) acumulándose y quedando enterradas en las grandes capas de carbón del Carbonífero . [ 45 ] La reducción de los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera sería suficiente para iniciar el proceso de cambio de los climas polares, lo que daría lugar a veranos más fríos que no podrían derretir las acumulaciones de nieve del invierno anterior. El crecimiento de los campos de nieve hasta 6 m de profundidad crearía la presión suficiente para convertir los niveles inferiores en hielo. La investigación indica que los cambios en las concentraciones de dióxido de carbono fueron el principal impulsor de los cambios entre los intervalos más fríos y más cálidos durante las porciones del Pérmico Temprano y Medio del LPIA. [ 21 ]    

El ensamblaje tectónico de los continentes de Euramérica y Gondwana en Pangea , durante la orogenia Hercínica - Aleghánica , creó una gran masa continental en la región antártica y un aumento en el secuestro de carbono mediante la meteorización de silicatos , lo que provocó un enfriamiento progresivo de los veranos y la acumulación de campos de nieve en invierno, lo que a su vez causó el crecimiento de glaciares alpinos de montaña y su posterior extensión desde las zonas de tierras altas. Esto dio lugar a glaciares continentales que se extendieron hasta cubrir gran parte de Gondwana. [ 46 ] La evidencia de modelado apunta a que la eliminación de dióxido de carbono inducida tectónicamente mediante la meteorización de silicatos fue suficiente para generar la edad de hielo. [ 47 ] El cierre del océano Rheico y el océano Jápeto provocó la interrupción de las corrientes de agua cálida en el océano Panthalassa y el mar Paleotetis , lo que también pudo haber sido un factor en el desarrollo de la LPIA. [ 46 ]

La captura de dióxido de carbono mediante la meteorización de grandes provincias ígneas emplazadas durante el Kunguriense provocó la glaciación P3. [ 48 ]

Cambios topográficos

Durante el Misisípico se produjo un importante levantamiento en el suroeste de Gondwana, donde comenzaron las primeras glaciaciones del LPIA. Este levantamiento, impulsado por la dinámica del manto más que por procesos tectónicos corticales, se evidencia en el aumento de la temperatura de la corteza del suroeste de Gondwana, como lo demuestran los cambios en la composición de los granitos formados en ese período. [ 49 ]

ciclos de Milankovitch

El LPIA, al igual que la glaciación cuaternaria actual , experimentó ciclos glaciales-interglaciales regidos por ciclos de Milankovitch que actuaban en escalas de tiempo de decenas de miles a millones de años. Los períodos de baja oblicuidad, que disminuyeron la insolación anual en los polos, se asociaron con un alto flujo de humedad desde latitudes bajas y expansión glacial en latitudes altas, mientras que los períodos de alta oblicuidad correspondieron a períodos interglaciales más cálidos. [ 50 ] Los datos de los estratos marinos Serpukhoviense y Moscoviense del sur de China apuntan a que la glacioeustasia fue impulsada principalmente por la excentricidad de largo período, con una ciclicidad de alrededor de 405 000 años, y la modulación de la amplitud de la oblicuidad de la Tierra, con una ciclicidad de alrededor de 1,2 millones de años. Esto es muy similar a la parte inicial de la Edad de Hielo del Cenozoico Tardío, desde el Oligoceno hasta el Plioceno , antes de la formación del casquete polar ártico , lo que sugiere que el clima de este episodio de tiempo fue relativamente cálido para un período glacial. [ 51 ] La evidencia de la Formación Lucaogou del Pérmico Medio de Xinjiang , China, indica que el clima de la época fue particularmente sensible al ciclo de modulación de oblicuidad de largo período de 1,2 millones de años. También sugiere que los paleolagos como los encontrados en la Cuenca de Junggar probablemente jugaron un papel importante como sumidero de carbono durante las etapas posteriores de la LPIA, con su absorción y liberación de dióxido de carbono actuando como poderosos bucles de retroalimentación durante las transiciones glaciales e interglaciales impulsadas por el ciclo de Milankovitch . [ 52 ] También durante este tiempo, se depositaron secuencias sedimentarias únicas llamadas ciclotemas . Estas fueron producidas por las repetidas alteraciones de ambientes marinos y no marinos resultantes de ascensos y descensos glacioeustáticos de los niveles del mar vinculados a los ciclos de Milankovitch. [ 53 ]

Efectos bióticos

Se ha planteado la hipótesis de que el desarrollo de una glacioeustasia de alta frecuencia y gran amplitud, que produjo cambios en el nivel del mar de hasta 120 metros entre intervalos más cálidos y más fríos, [ 32 ] durante el inicio del LPIA, combinado con la mayor separación geográfica de las ecorregiones marinas y la disminución de la circulación oceánica que causó junto con el cierre del océano Rheico, fue la causa del evento de biodiversificación del Carbonífero-Pérmico temprano . [ 16 ] [ 54 ] [ 55 ] Los ciclos de Milankovitch tuvieron profundos impactos en la vida marina en el apogeo del LPIA, y las especies de latitudes altas se vieron más afectadas por los ciclos glaciales-interglaciales que las especies de latitudes bajas. [ 56 ]

Al comienzo del LPIA, la transición de un clima de invernadero a un clima glacial, junto con aumentos en las concentraciones de oxígeno atmosférico, redujo la estratificación térmica y aumentó la extensión vertical de la capa mixta , lo que promovió mayores tasas de nitrificación microbiana como lo revela un aumento en los valores totales de δ 15 N. [ 57 ]

El aumento de los niveles de oxígeno durante el período glacial del Paleozoico tardío tuvo efectos importantes en la evolución de plantas y animales. Una mayor concentración de oxígeno (y la consiguiente mayor presión atmosférica) permitió procesos metabólicos energéticos que impulsaron la evolución de grandes artrópodos terrestres y el vuelo, como la Meganeura , un depredador aéreo parecido a una libélula, con una envergadura de 60 a 75 cm. La Arthropleura,  un herbívoro de cuerpo robusto y acorazado parecido a un milpiés, medía 1,8 metros (5,9 pies) de largo, y los euripteridos semiterrestres Hibbertopterid eran quizás igual de grandes, y algunos escorpiones alcanzaban los 50 o 70 centímetros (20 o 28 pulgadas) .  

Terminación

El aumento del albedo planetario de la Tierra, producido por la expansión de las capas de hielo, daría lugar a bucles de retroalimentación positiva , extendiendo aún más dichas capas hasta que el proceso alcanzara un límite. La disminución de las temperaturas globales limitaría finalmente el crecimiento de las plantas, y el aumento de los niveles de oxígeno incrementaría la frecuencia de incendios forestales, ya que la materia vegetal húmeda podría arder. Ambos efectos devuelven dióxido de carbono a la atmósfera, revirtiendo el efecto "bola de nieve" y potenciando el efecto invernadero , con niveles de dióxido de carbono que alcanzaron las 300 ppm en el siguiente período Pérmico . Desde un mínimo histórico hace 298 millones de años, el nivel de CO2 en la atmósfera aumentó abruptamente hasta cuadruplicarse hace 294 millones de años. [ 58 ]

Una vez que estos factores detuvieron y revirtieron ligeramente la expansión de las capas de hielo, el menor albedo planetario resultante de la reducción del tamaño de las áreas glaciares habría sido suficiente para generar veranos e inviernos más cálidos y, por lo tanto, limitar la profundidad de los campos de nieve en las áreas desde donde se expandieron los glaciares. El aumento del nivel del mar producido por el calentamiento global inundó grandes extensiones de llanuras donde los pantanos previamente anóxicos contribuyeron al enterramiento y la eliminación de carbono (en forma de carbón ). Con una menor superficie para la deposición de carbono, se liberó más dióxido de carbono a la atmósfera, calentando aún más el planeta. A lo largo del Pérmico Temprano y Medio, los períodos glaciares se acortaron progresivamente, mientras que los interglaciales cálidos se alargaron, lo que provocó una transición gradual del mundo de una era glacial a una era de efecto invernadero a medida que avanzaba el Pérmico. [ 59 ] Los nodos de oblicuidad que desencadenaron la expansión glacial y aumentaron las precipitaciones tropicales antes de hace 285,1 millones de años se vincularon con intervalos de anoxia marina y mayor aridificación terrestre después de este punto, un punto de inflexión que significa la transición de la casa de hielo al invernadero. [ 60 ] El aumento de las emisiones de metano lacustre actuó como una retroalimentación positiva que intensificó el calentamiento. [ 61 ] La casa de hielo del Paleozoico tardío finalmente terminó hace unos 255 millones de años. [ 3 ]

Véase también

Referencias

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