Las interpretaciones de la LPIA varían, algunos investigadores sostienen que representó un evento glacial continuo y otros concluyen que hasta veinticinco capas de hielo separadas en Gondwana se desarrollaron, crecieron y menguaron de forma independiente y diacrónica a lo largo del Carbonífero y el Pérmico, [5] [6] [7] con la distribución de los centros de hielo cambiando a medida que Gondwana se desplazó y su posición relativa al Polo Sur cambió. [8] Al comienzo de la LPIA, los centros de hielo se concentraban en el oeste de América del Sur; luego se desplazaron hacia el este a través de África y al final de la edad de hielo se concentraron en Australia. [9] La evidencia de las cuencas sedimentarias sugiere que los centros de hielo individuales duraron aproximadamente 10 millones de años, con sus picos alternando con períodos de cobertura de hielo permanente baja o ausente. [10]
Los primeros episodios glaciares del LPIA ocurrieron durante el Fameniano tardío [4] [11] y el Tournaisiano , [12] [13] con evidencia de δ 15 N que muestra que la transición de invernadero a congelador fue un proceso gradual y no un cambio inmediato. [14] Estas glaciaciones del Misisipiano temprano fueron transitorias y menores, [12] y a veces se las considera glaciaciones discretas separadas de y anteriores al LPIA propiamente dicho. [15] Entre 335 y 330 millones de años atrás, o en algún momento entre el Viséano medio y el Serpujoviense más temprano , comenzó el LPIA propiamente dicho. [16] [15] Se registra un comienzo de los cambios glacioeustáticos del nivel del mar desde Idaho alrededor de esta época. [17] El primer período glaciar importante ocurrió del Serpujoviense al Moscoviense : las capas de hielo se expandieron desde un núcleo en el sur de África y Sudamérica. [2] Durante el Bashkiriense , se produjo una caída global del nivel del mar eustático, lo que significó el primer máximo glacial importante del LPIA. [7] El terreno de Lhasa se glació durante esta etapa del Carbonífero. [18] Un intervalo interglacial relativamente cálido que abarcó el Kasimoviense y el Gzheliano, coincidiendo con el Óptimo Climático de Alykaevo, ocurrió entre este primer gran período glacial y el segundo gran período glacial posterior. [19] El segundo período glacial ocurrió desde finales del Gzheliano a través del límite Carbonífero-Pérmico hasta principios del Sakmariano; 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. [20] Un evento de enfriamiento excepcionalmente intenso ocurrió a 300 Ma. [21] Desde finales del Sakmariense en adelante, y especialmente después del Evento de Calentamiento Artinskiano (AWE), [22] 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. [23] Esta desglaciación masiva durante finales del Sakmariense y el Artinskiano a veces se considera el final del LPIA propiamente dicho.[16] con el límite Artinskiano-Kunguriano [2] y la Excursión Isotópica de Carbono Kunguriana asociada utilizada como límite que demarca el final de la era de hielo. [24] [25] [26] No obstante, en Australia permanecieron capas de hielo de un volumen y área mucho menores. Otro largo intervalo regional también limitado a Australia desde el Kunguriano medio hasta principios del Capitaniano , conocido como P3, [27] aunque a diferencia de las glaciaciones anteriores, esta y la siguiente glaciación P4 se limitaron en gran medida a la glaciación alpina. [28] Un intervalo regional australiano final duró desde el Capitaniano medio hasta finales del Wuchiapingiano , conocido como P4. [27] Al igual que con P3, las capas de hielo de P4 eran principalmente glaciares de gran altitud. [28] Este período glaciar fue interrumpido por un intervalo de calentamiento rápido correspondiente a un aumento en la actividad de las Trampas Emeishan y el correspondiente evento de extinción masiva del Capitaniano . [29] [30] Los glaciares alpinos finales de la LPIA se derritieron en lo que hoy es el este de Australia alrededor de 255 millones de años atrás, durante el Wuchiapingiano tardío. [3]
Los intervalos de tiempo a los que aquí se hace referencia como períodos glaciales e interglaciales representaban intervalos de varios millones de años correspondientes a intervalos de glaciares más fríos y más cálidos, respectivamente, fueron 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 erosión de silicatos y no deben confundirse con ciclos de plazo más corto de glaciales e interglaciales que son impulsados por la fuerza astronómica causada por los ciclos de Milankovitch. [31]
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 Paranaiba) y en Bolivia. Para el Carbonífero temprano (c. 350 Ma ) los estratos glaciares comenzaron a acumularse en las cuencas subandinas de Bolivia , Argentina y Paraguay . Para 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 terrestre de Gondwana estaba experimentando condiciones glaciares. Los depósitos glaciares más gruesos de la era Pérmico-Carbonífera son la Formación Dwyka (1000 m de espesor) en la Cuenca del Karoo en el sur de África, el Grupo Itararé de la Cuenca del Paraná , Brasil (1400 m) y el Carnarvon Cuenca en el 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 se registran en cuencas no glaciales. La glaciación del Paleozoico tardío de Gondwana podría explicarse por la migración del supercontinente a través del Polo Sur". [32]
En el sur de la Tierra de Victoria, en la Antártida, la tillita Metschel, formada por estratos sedimentarios del supergrupo Beacon del Devónico retrabajados junto con granitoides del Cámbrico y el Ordovícico y algunas rocas metamórficas del Neoproterozoico, conserva sedimentos glaciares que indican la presencia de importantes capas de hielo. El norte de la Tierra de Victoria y Tasmania albergaban una capa de hielo distinta de la del sur de la Tierra de Victoria que fluía en dirección oeste-noroeste. [35]
La cuenca de Sydney , en el este de Australia, se encontraba a una paleolatitud de alrededor de 60°S a 70°S durante el Pérmico temprano y medio, y sus sucesiones sedimentarias preservan al menos cuatro fases de glaciación a lo largo de este tiempo. [36]
Existe un debate sobre si el hemisferio norte experimentó glaciación como lo hizo el hemisferio sur , y la mayoría de los modelos paleoclimáticos sugieren que las capas de hielo existieron en el norte de Pangea, pero que eran muy insignificantes en volumen . Las diamictitas de la Formación Atkan del Óblast de Magadán , Rusia , se han interpretado como glacigénicas, aunque análisis recientes han desafiado esta interpretación, sugiriendo que estas diamictitas se formaron durante un intervalo integrlacial Capitaniano como resultado de flujos de escombros volcanogénicos asociados con la formación del Arco Volcánico de Ojotsk-Taigonos. [37] [38]
Los trópicos experimentaron una ciclicidad entre períodos más húmedos y más secos que puede haber estado relacionada con cambios entre glaciares fríos e interglaciares cálidos. En la cuenca Midland de Texas , se produjo un aumento de la sedimentación eólica, reflejo de una mayor aridez, durante intervalos más cálidos, [39] al igual que en la cuenca Paradox de Utah . [40]
La evolución de las plantas después de la Revolución Terrestre Silúrico-Devónica y la posterior radiación adaptativa de las plantas vasculares en la 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 a 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 los flancos de los Urales . El secuestro mejorado de carbono elevó los niveles de oxígeno atmosférico a un pico del 35%, [41] y redujo el nivel de dióxido de carbono por debajo de las 300 partes por millón (ppm), [42] posiblemente tan bajo como 180 ppm durante el Kasimoviense , [43] que hoy está asociado con los períodos glaciares . [42] Esta reducción del efecto invernadero se acompañó del enterramiento de carbono orgánico en forma de carbón vegetal o carbón, con lignina y celulosa (como troncos de árboles y otros restos de vegetación) acumulándose y quedando enterradas en las grandes reservas de carbón del Carbonífero . [44] 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 llevaría a veranos más fríos que no podrían derretir las acumulaciones de nieve del invierno anterior. El crecimiento de los campos de nieve hasta los 6 m de profundidad crearía suficiente presión para convertir los niveles inferiores en hielo. Las investigaciones indican que los cambios en las concentraciones de dióxido de carbono fueron el impulsor dominante de los cambios entre intervalos más fríos y más cálidos durante las partes del Pérmico Temprano y Medio del LPIA. [20]
La captura de CO2 a través de la erosión de grandes provincias ígneas emplazadas durante el Kungurian provocó la glaciación P3. [47]
Ciclos de Milankovitch
La LPIA, al igual que la actual glaciación cuaternaria , vio ciclos glaciales-interglaciales gobernados por ciclos de Milankovitch que actuaban en escalas de tiempo de decenas de miles a millones de años. Los períodos de baja oblicuidad, que redujeron 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. [48] Los datos de los estratos marinos Serpukhovianos y Moscovianos del sur de China apuntan a que la glacioeustasia fue impulsada principalmente por la excentricidad de largo período, con una ciclicidad de aproximadamente 0,405 millones de años, y la modulación de la amplitud de la oblicuidad de la Tierra, con una ciclicidad de aproximadamente 1,2 millones de años. Esto es más similar a la primera parte de la Edad de Hielo del Cenozoico Tardío, desde el Oligoceno hasta el Plioceno , antes de la formación de la capa de hielo del Ártico , lo que sugiere que el clima de este episodio de tiempo fue relativamente cálido para un período de casa de hielo. [49] La evidencia de la Formación Lucaogou del Pérmico Medio de Xinjiang , China, indica que el clima de la época era particularmente sensible al ciclo de modulación de oblicuidad de 1,2 millones de años de duración. También sugiere que los paleolagos como los que se encuentran en la cuenca de Junggar probablemente desempeñaron 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 . [50] También durante este tiempo, se depositaron secuencias sedimentarias únicas llamadas ciclotemas . Estos fueron producidos por las alteraciones repetidas de los entornos marinos y no marinos resultantes de los ascensos y descensos glacioeustáticos de los niveles del mar vinculados a los ciclos de Milankovitch. [51]
Efectos bióticos
Se ha planteado la hipótesis de que el desarrollo de la glacioeustasia de alta frecuencia y alta amplitud, que resultó en cambios del nivel del mar de hasta 120 metros entre intervalos más cálidos y más fríos, [31] durante el comienzo 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 Rheic, fue la causa del Evento de Biodiversificación del Carbonífero-Pérmico Temprano . [16] [52] [53] Los ciclos de Milankovitch impactan profundamente en la vida marina en el apogeo del LPIA, y las especies de altas latitudes se ven más fuertemente afectadas por los ciclos glaciales-interglaciales que las especies de bajas latitudes. [54]
Al comienzo del LPIA, la transición de un clima de invernadero a un clima de invernadero, 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 tasas más altas de nitrificación microbiana, como lo reveló un aumento en los valores en masa de δ 15 N. [55]
Los niveles crecientes de oxígeno durante la era glaciar del Paleozoico tardío tuvieron efectos importantes en la evolución de plantas y animales. La mayor concentración de oxígeno (y la presión atmosférica más alta que la acompaña) permitió procesos metabólicos energéticos que alentaron la evolución de grandes artrópodos terrestres y el vuelo, con Meganeura , un depredador aéreo similar a una libélula, con una envergadura de 60 a 75 cm. Arthropleura, un herbívoro de cuerpo robusto y acorazado parecido a un milpiés, medía 1,8 metros (5,9 pies) de largo, y los euriptéridos semiterrestres Hibbertopteridos eran quizás igual de grandes, y algunos escorpiones alcanzaron 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 conduciría a bucles de retroalimentación positiva , extendiendo aún más las capas de hielo, hasta que el proceso alcanzara un límite. La caída de las temperaturas globales eventualmente limitaría el crecimiento de las plantas, y los niveles crecientes de oxígeno aumentarían la frecuencia de las tormentas de fuego porque la materia vegetal húmeda podría arder. Ambos efectos devuelven dióxido de carbono a la atmósfera, revirtiendo el efecto de "bola de nieve" y forzando el efecto invernadero , con niveles de CO 2 que aumentan a 300 ppm en el siguiente período Pérmico .
Una vez que estos factores detuvieron y provocaron una pequeña reversión en la expansión de las capas de hielo, el albedo planetario más bajo resultante de la caída del tamaño de las áreas glaciares habría sido suficiente para veranos e inviernos más cálidos y, por lo tanto, limitaría la profundidad de los campos de nieve en las áreas desde las que se expandieron los glaciares. El aumento del nivel del mar producido por el calentamiento global ahogó las grandes áreas de llanura donde los pantanos anteriormente anóxicos ayudaron al entierro y eliminación de carbono (en forma de carbón ). Con un área más pequeña para la deposición de carbono, se devolvió más dióxido de carbono a la atmósfera, lo que calentó aún más el planeta. A lo largo del Pérmico temprano y medio, los períodos glaciares se hicieron progresivamente más cortos mientras que los interglaciares cálidos se hicieron más largos, lo que gradualmente hizo que el mundo pasara de ser un depósito de hielo a un invernadero a medida que avanzaba el Pérmico. [56] Los nodos de oblicuidad que desencadenaron la expansión glacial y aumentaron las precipitaciones tropicales antes de 285,1 millones de años atrás se vincularon con intervalos de anoxia marina y mayor aridificación terrestre después de este punto, un punto de inflexión que significó la transición de invernadero a invernadero. [57] El aumento de las emisiones de metano lacustre actuó como una retroalimentación positiva que mejoró el calentamiento. [58] La LPIA finalmente terminó definitivamente alrededor de 255 millones de años atrás. [3]
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