Pulso de agua de deshielo 1A ( MWP1a ) es el nombre utilizado por los geólogos cuaternarios , paleoclimatólogos y oceanógrafos para un período de rápido aumento del nivel del mar post-glacial , hace entre 13,500 y 14,700 años, durante el cual el nivel del mar global subió entre 16 metros (52 pies) y 25 metros (82 pies) en aproximadamente 400 a 500 años, lo que arroja tasas medias de aproximadamente 40 a 60 mm (0,13 a 0,20 pies) / año. [1] El pulso de agua de deshielo 1A también se conoce como evento de aumento catastrófico 1 ( CRE1 ) en el Mar Caribe. [2] Las tasas de aumento del nivel del mar asociadas con el pulso de agua de deshielo 1A son las tasas más altas conocidas de aumento del nivel del mar posglacial y eustático . El pulso de agua de deshielo 1A es también el pulso de agua de deshielo posglacial más reconocido y menos discutido. Otros pulsos de agua de deshielo postglaciales con nombre se conocen más comúnmente como pulso de agua de deshielo 1A0 ( pulso de agua de deshielo 19ka ), pulso de agua de deshielo 1B , pulso de agua de deshielo 1C , pulso de agua de deshielo 1D y pulso de agua de deshielo 2 . Este y estos otros períodos de rápido aumento del nivel del mar se conocen como pulsos de agua de deshielo porque la causa inferida de ellos fue la rápida liberación de agua de deshielo.en los océanos desde el colapso de las capas de hielo continentales . [1] [3]
Nivel del mar y cronometraje
El pulso de agua de deshielo 1A se produjo en un período de aumento del nivel del mar y cambio climático rápido, conocido como Terminación I , cuando el retroceso de las capas de hielo continentales se estaba produciendo durante el final de la última edad de hielo . Varios investigadores han reducido el período del pulso a entre 13,500 y 14,700 años calendario con su pico en aproximadamente 13,800 años calendario. [3] El inicio de este evento de agua de deshielo coincide con o sigue de cerca el inicio abrupto del interestadial Bølling-Allerød (BA) y el calentamiento en el núcleo de hielo NorthGRIP en Groenlandia hace 14.600 años calendario. [4] Durante el pulso de agua de deshielo 1A, se estima que el nivel del mar ha aumentado a una velocidad de 40 a 60 mm (0,13 a 0,20 pies) / año. [1] Esta tasa de aumento del nivel del mar fue mucho mayor que la tasa de aumento actual del nivel del mar , que se ha estimado en la región de 2 a 3 mm (0,0066 a 0,0098 pies) / año. [5] [6]
Fuente (s) de pulso de agua de deshielo 1A
La fuente de agua de deshielo para el pulso de agua de deshielo 1A y el camino que tomaron siguen siendo motivo de controversia continua. La técnica de la toma de huellas dactilares del nivel del mar se ha utilizado para argumentar que la mayor contribución a este pulso de agua de deshielo provino de la Antártida. [7] [8] Por otro lado, otros estudios han argumentado que la capa de hielo Laurentide en América del Norte es la fuente dominante de este pulso de agua de deshielo. [9] [10] [11] La magnitud del aumento eustático del nivel del mar durante el pulso de agua de deshielo 1A es un indicador significativo de sus fuentes. Un aumento eustático del nivel del mar de alrededor de 10 metros (33 pies) podría explicarse de manera plausible únicamente por una fuente de América del Norte. [12] [13] Por otro lado, si el aumento eustático del nivel del mar fue mayor y se acercó a los 20 metros (66 pies), una fracción significativa del agua de deshielo que lo causó probablemente provino de la capa de hielo de la Antártida. [14] [15] El trabajo de modelado de la capa de hielo sugiere que el inicio abrupto de Bølling-Allerød (BA) puede haber provocado la separación de la capa de hielo Cordilleran y la capa de hielo Laurentide (y la apertura del corredor libre de hielo ) produciendo un contribución importante al pulso de agua de deshielo 1A de la capa de hielo de América del Norte. [16] [17] Una contribución de alrededor de 2 metros (6,6 pies) en 350 años al pulso de agua de deshielo 1A de la capa de hielo de la Antártida podría haber sido causada por el calentamiento del Océano Austral . [18] Además de la capa de hielo de América del Norte y la Antártida, la capa de hielo de Fennoscandian y el mar de Barents también podría haber contribuido de 3 a 7 metros (9,8 a 23,0 pies) al pulso de agua de deshielo 1A. [19] [20]
Eventos de inundaciones de agua de deshielo del río Mississippi
En el caso del río Mississippi , los sedimentos de la plataforma continental y el talud de Luisiana, incluida la cuenca de Orca , dentro del Golfo de México conservan una variedad de proxies paleoclimáticos y paleohidrológicos . [21] [22] [23] Se han utilizado para reconstruir tanto la duración como la descarga de los eventos de agua de deshielo del río Mississippi y las superinundaciones para los períodos glacial tardío y postglacial, incluido el tiempo del pulso de agua de deshielo 1A. [24] [25] [26] La cronología de los eventos de inundación encontrada por el estudio de numerosos núcleos en la plataforma continental y el talud de Luisiana coincide con el momento de los pulsos de agua de deshielo. Por ejemplo, el pulso de agua de deshielo 1A en el registro de coral de Barbados coincide bastante bien con un grupo de dos eventos de inundación de agua de deshielo del río Mississippi, MWF-3 (hace 12.600 años de radiocarbono); y MWF-4 (hace 11.900 años de radiocarbono). Además, el pulso de agua de deshielo 1B en el registro de coral de Barbados coincide con un grupo de cuatro eventos de superinundación del río Mississippi, MWF-5, que ocurrieron entre 9,900 y 9,100 años de radiocarbono. Se estima que la descarga de agua que fluye por el río Mississippi durante la inundación de agua de deshielo MWF-4 fue de 0,15 sverdrups (millones de metros cúbicos por segundo). Esta descarga es aproximadamente equivalente al 50% de la descarga global durante el pulso de agua de deshielo 1A. Esta investigación también muestra que la inundación de agua de deshielo de Mississippi MWF-4 ocurrió durante la oscilación de Allerød y se había detenido en gran medida antes del comienzo del estadio Younger Dryas . La misma investigación encontró una ausencia de inundaciones de agua de deshielo que se descargaban en el Golfo de México desde el río Mississippi durante un período de tiempo después de la inundación de agua de deshielo MWF-4, conocida como el evento de cese , que se corresponde con el estadio Younger Dryas. [21] [22] [25]
Antes de la inundación de agua de deshielo del río Mississippi MWF-3, se han reconocido otras dos inundaciones de agua de deshielo del río Mississippi, MWF-2 y MWF-1. El primero de ellos, MWF-1, consta de tres eventos separados, pero poco espaciados, que ocurrieron entre 16.000 y 15.450 (MWF-1a); 15.000 y 14.700 (MWF-1b); y hace 14,460 y 14,000 (MWF-1c) radiocarbono hace años. Cada uno de estos eventos de inundación tuvo una descarga de aproximadamente 0.08 a 0.09 sverdrups (millones de metros cúbicos por segundo). En conjunto, parecen estar asociados con el pulso de agua de deshielo 1A0. Más tarde, una de las mayores inundaciones de agua de deshielo del río Mississippi, MWF-2, ocurrió hace entre 13.600 y 13.200 años de radiocarbono. Durante su duración de 400 años de radiocarbono, se estima que la descarga máxima de la inundación de agua de deshielo del río Mississippi MWF-2 fue de entre 0,15 y 0,19 sverdrups. A pesar del gran tamaño de la inundación de agua de deshielo del río Mississippi MWF-2, no se sabe que esté asociado con un pulso de agua de deshielo identificable en ningún registro del nivel del mar. [25]
Eventos de descarga de iceberg en la Antártida
Con respecto a la capa de hielo de la Antártida, la investigación de Weber y otros construyeron un registro bien fechado y de alta resolución de la descarga de icebergs de varias partes de la capa de hielo de la Antártida durante los últimos 20.000 años calendario. Ellos construyeron este registro a partir de variaciones en la cantidad de escombros de iceberg en comparación con el tiempo y otras variables ambientales en dos núcleos tomados del fondo del océano dentro del Iceberg Alley del mar de Weddell . Los sedimentos dentro del Iceberg Alley proporcionan una señal espacialmente integrada de la variabilidad de la descarga de icebergs en las aguas marinas por la capa de hielo antártica porque es una zona de confluencia en la que los icebergs desprendidos de toda la capa de hielo antártica se desplazan a lo largo de las corrientes, convergen y salga del mar de Weddell hacia el norte hacia el mar de Escocia . [27]
Hace entre 20.000 y 9.000 años calendario, este estudio documentó ocho períodos bien definidos de aumento del desprendimiento y descarga de hielo de iceberg de varias partes de la capa de hielo de la Antártida. El período más alto de descarga de icebergs registrado en ambos núcleos se conoce como AID6 (evento 6 de descarga de iceberg antártico). La AID6 tiene un inicio relativamente abrupto hace unos 15.000 años calendario. El intervalo máximo de mayor descarga y flujo de iceberg desde la capa de hielo antártico para AID6 se encuentra entre aproximadamente 14.800 y 14.400 años calendario. La descarga máxima es seguida por una disminución gradual del flujo hasta hace 13,900 años calendario, cuando termina abruptamente. El período pico de descarga de iceberg para AID6 es sincrónico con el inicio del interestadial de Bølling en el pulso de agua de deshielo del hemisferio norte 1A. Weber y otros estimaron que el flujo de icebergs de la Antártida durante AID6 contribuyó de manera sustancial (al menos 50%) al aumento medio global del nivel del mar que ocurrió durante el pulso de agua de deshielo 1A. [27] [28] Estos icebergs provienen de la retirada generalizada de la capa de hielo de la Antártida en este momento, incluso de la región de Mac Robertson Land de la capa de hielo de la Antártida oriental ; el sector del Mar de Ross de la capa de hielo de la Antártida occidental ; y la capa de hielo de la Península Antártica . [29]
Ver también
- Desglaciación
Referencias
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