La paleoclimatología (en ortografía británica , paleoclimatología ) es el estudio de climas para los que no se tomaron medidas directas. [1] Dado que los registros instrumentales solo abarcan una pequeña parte de la historia de la Tierra , la reconstrucción del clima antiguo es importante para comprender la variación natural y la evolución del clima actual. La paleoclimatología utiliza una variedad de métodos indirectos de la Tierra y las ciencias de la vida para obtener datos previamente preservados dentro de rocas , sedimentos , perforaciones , capas de hielo , anillos de árboles., corales , conchas y microfósiles . Combinados con técnicas para fechar los proxies, estos registros paleoclimáticos se utilizan para determinar los estados pasados de la atmósfera de la Tierra .
El campo científico de la paleoclimatología llegó a la madurez en el siglo XX. Los períodos notables estudiados por los paleoclimatólogos son las frecuentes glaciaciones que ha sufrido la Tierra, los eventos de enfriamiento rápido como el Dryas más joven y la rápida tasa de calentamiento durante el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno . Los estudios de cambios pasados en el medio ambiente y la biodiversidad a menudo reflejan la situación actual, específicamente el impacto del clima en las extinciones masivas y la recuperación biótica y el calentamiento global actual . [2] [3]
Historia [ editar ]
Las nociones de un clima cambiante probablemente evolucionaron en el antiguo Egipto , Mesopotamia , el valle del Indo y China , donde se experimentaron períodos prolongados de sequías e inundaciones. [4] En el siglo XVII, Robert Hooke postuló que los fósiles de tortugas gigantes encontradas en Dorset solo podían explicarse por un clima una vez más cálido, que pensó que podría explicarse por un cambio en el eje de la Tierra. [4] En esa época, los fósiles a menudo se explicaban como consecuencia de un diluvio bíblico. [5] Observaciones sistemáticas de manchas solares iniciadas por el astrónomo aficionado Heinrich Schwabea principios del siglo XIX, comenzando una discusión sobre la influencia del Sol en el clima de la Tierra. [4]
El campo de estudio científico de la paleoclimatología comenzó a tomar forma a principios del siglo XIX, cuando los descubrimientos sobre las glaciaciones y los cambios naturales en el clima pasado de la Tierra ayudaron a comprender el efecto invernadero . Fue solo en el siglo XX que la paleoclimatología se convirtió en un campo científico unificado. Antes, diferentes aspectos de la historia climática de la Tierra fueron estudiados por una variedad de disciplinas. [5] A finales del siglo XX, la investigación empírica sobre los climas antiguos de la Tierra comenzó a combinarse con modelos informáticos de creciente complejidad. Un nuevo objetivo también se desarrolló en este período: encontrar climas análogos antiguos que pudieran proporcionar información sobre el cambio climático actual . [5]
Reconstruyendo climas antiguos [ editar ]
Los paleoclimatólogos emplean una amplia variedad de técnicas para deducir climas antiguos. Las técnicas utilizadas dependen de qué variable se tiene que reconstruir ( temperatura , precipitación u otra cosa) y de cuánto tiempo hace que ocurrió el clima de interés. Por ejemplo, el registro marino profundo, la fuente de la mayoría de los datos isotópicos, existe solo en las placas oceánicas, que finalmente se subducen : el material restante más antiguo tiene 200 millones de años . Los sedimentos más viejos también son más propensos a la corrupción por diagénesis . La resolución y la confianza en los datos disminuyen con el tiempo.
Proxies para el clima [ editar ]
Hielo [ editar ]
Los glaciares de montaña y los casquetes polares / capas de hielo proporcionan muchos datos en paleoclimatología. Los proyectos de extracción de muestras de hielo en los casquetes polares de Groenlandia y la Antártida han arrojado datos que se remontan a varios cientos de miles de años, más de 800.000 años en el caso del proyecto EPICA .
- El aire atrapado dentro de la nieve caída se encierra en pequeñas burbujas a medida que la nieve se comprime en hielo en el glaciar bajo el peso de la nieve de años posteriores. El aire atrapado ha demostrado ser una fuente tremendamente valiosa para la medición directa de la composición del aire desde el momento en que se formó el hielo.
- La estratificación se puede observar debido a las pausas estacionales en la acumulación de hielo y se puede utilizar para establecer una cronología, asociando profundidades específicas del núcleo con rangos de tiempo.
- Los cambios en el espesor de las capas se pueden utilizar para determinar los cambios en la precipitación o la temperatura.
- Los cambios en la cantidad de oxígeno 18 ( δ 18 O ) en las capas de hielo representan cambios en la temperatura promedio de la superficie del océano. Las moléculas de agua que contienen el O-18 más pesado se evaporan a una temperatura más alta que las moléculas de agua que contienen el isótopo Oxígeno-16 normal . La proporción de O-18 a O-16 será mayor a medida que aumente la temperatura. También depende de otros factores como la salinidad del agua y el volumen de agua encerrado en las capas de hielo. Se han detectado varios ciclos en esas proporciones de isótopos.
- Se ha observado polen en los núcleos de hielo y se puede utilizar para comprender qué plantas estaban presentes cuando se formó la capa. El polen se produce en abundancia y, por lo general, se conoce bien su distribución. Se puede producir un recuento de polen para una capa específica observando la cantidad total de polen categorizada por tipo (forma) en una muestra controlada de esa capa. Los cambios en la frecuencia de las plantas a lo largo del tiempo se pueden representar mediante un análisis estadístico de los recuentos de polen en el núcleo. Saber qué plantas estaban presentes conduce a comprender la precipitación y la temperatura, y los tipos de fauna presentes. La palinología incluye el estudio del polen para estos fines.
- La ceniza volcánica está contenida en algunas capas y puede usarse para establecer el tiempo de formación de la capa. Cada evento volcánico distribuyó cenizas con un conjunto único de propiedades (forma y color de partículas, firma química). Establecer la fuente de la ceniza establecerá un rango de tiempo para asociarse con la capa de hielo.
Un consorcio multinacional, el Proyecto Europeo para la extracción de muestras de hielo en la Antártida (EPICA), ha perforado un núcleo de hielo en el Domo C en la capa de hielo de la Antártida oriental y ha recuperado hielo de hace aproximadamente 800.000 años. [6] La comunidad internacional de núcleos de hielo, bajo los auspicios de las Asociaciones Internacionales en Ciencias de Núcleos de Hielo (IPICS), definió un proyecto prioritario para obtener el registro de núcleos de hielo más antiguo posible de la Antártida, un registro de núcleos de hielo que se remonta o se aproxima a 1,5 millones. hace años que. [7]
Dendroclimatología [ editar ]
La información climática se puede obtener mediante la comprensión de los cambios en el crecimiento de los árboles. Generalmente, los árboles responden a cambios en las variables climáticas acelerando o ralentizando el crecimiento, lo que a su vez se refleja generalmente en un mayor o menor grosor de los anillos de crecimiento. Sin embargo, las diferentes especies responden a los cambios en las variables climáticas de diferentes maneras. Un registro de anillos de árboles se establece compilando información de muchos árboles vivos en un área específica.
La madera intacta más vieja que ha escapado de la descomposición puede extender el tiempo cubierto por el registro al hacer coincidir los cambios de profundidad del anillo con los especímenes contemporáneos. Al usar ese método, algunas áreas tienen registros de anillos de árboles que se remontan a unos miles de años. La madera más vieja que no esté relacionada con un registro contemporáneo se puede fechar generalmente con técnicas de radiocarbono. Se puede utilizar un registro de anillos de árboles para producir información sobre la precipitación, la temperatura, la hidrología y los incendios correspondientes a un área en particular.
Contenido sedimentario [ editar ]
En una escala de tiempo más larga, los geólogos deben consultar el registro sedimentario para obtener datos.
- Los sedimentos, a veces litificados para formar rocas, pueden contener restos de vegetación, animales, plancton o polen conservados , que pueden ser característicos de determinadas zonas climáticas.
- Las moléculas de biomarcadores, como las alquenonas, pueden proporcionar información sobre su temperatura de formación.
- Las firmas químicas, en particular la relación Mg / Ca de la calcita en las pruebas de foraminíferos , se pueden utilizar para reconstruir la temperatura pasada.
- Las proporciones isotópicas pueden proporcionar más información. Específicamente, el registro de δ 18 O responde a cambios en la temperatura y el volumen de hielo, y el registro de δ 13 C refleja una variedad de factores, que a menudo son difíciles de desentrañar.
- Facies sedimentarias
En una escala de tiempo más larga, el registro de rocas puede mostrar signos de subida y bajada del nivel del mar , y se pueden identificar características como dunas de arena "fosilizadas" . Los científicos pueden comprender el clima a largo plazo mediante el estudio de rocas sedimentarias que se remontan a miles de millones de años. La división de la historia de la tierra en períodos separados se basa en gran medida en cambios visibles en las capas de rocas sedimentarias que demarcan cambios importantes en las condiciones. A menudo, incluyen cambios importantes en el clima.
Esclerocronología [ editar ]
- Corales (ver también esclerocronología )
Los "anillos" de coral son similares a los anillos de los árboles, excepto que responden a cosas diferentes, como la temperatura del agua, la afluencia de agua dulce, los cambios de pH y la acción de las olas. A partir de ahí, se pueden utilizar ciertos equipos para derivar la temperatura de la superficie del mar y la salinidad del agua de los últimos siglos. El δ 18 O de las algas rojas coralinas proporciona una aproximación útil de la temperatura combinada de la superficie del mar y la salinidad de la superficie del mar en las latitudes altas y los trópicos, donde muchas técnicas tradicionales son limitadas. [8] [9]
Paisajes y accidentes geográficos [ editar ]
Dentro de la geomorfología climática, un enfoque es estudiar formas de relieve relictas para inferir climas antiguos. [10] Estar a menudo preocupado por los climas pasados, la geomorfología climática se considera a veces un tema de la geología histórica . [11] La geomorfología climática tiene un uso limitado para estudiar los grandes cambios climáticos recientes ( Cuaternario , Holoceno ), ya que rara vez son discernibles en el registro geomorfológico. [12]
Tiempo de proxies [ editar ]
El campo de la geocronología tiene científicos que trabajan para determinar la antigüedad de ciertos proxies. Para archivos proxy recientes de anillos de árboles y corales, se pueden contar los anillos de cada año y se puede determinar un año exacto. La datación radiométrica utiliza las propiedades de los elementos radiactivos en proxy. En el material más antiguo, una mayor parte del material radiactivo se habrá desintegrado y la proporción de diferentes elementos será diferente a la de los proxies más nuevos. Un ejemplo de datación radiométrica es la datación por radiocarbono . En el aire, los rayos cósmicos convierten constantemente el nitrógeno en un isótopo de carbono radiactivo específico, 14 C. Cuando las plantas usan este carbono para crecer, este isótopo ya no se repone y comienza a descomponerse. La proporción de carbono "normal" y carbono-14 da información sobre cuánto tiempo el material vegetal no ha estado en contacto con la atmósfera. [13]
Eventos climáticos notables en la historia de la Tierra [ editar ]
El conocimiento de eventos climáticos precisos disminuye a medida que el registro se remonta en el tiempo, pero se conocen algunos eventos climáticos notables:
- Paradoja del joven sol débil (inicio)
- Glaciación Huroniana (~ 2400 Mya Tierra completamente cubierta de hielo probablemente debido al Gran Evento de Oxigenación )
- Tierra de bola de nieve neoproterozoica posterior (~ 600 millones de años, precursora de la explosión cámbrica )
- Glaciación andino-sahariana (~ 450 Mya)
- Colapso del bosque lluvioso carbonífero (~ 300 millones de años)
- Evento de extinción del Pérmico-Triásico (251,4 millones de años)
- Eventos anóxicos oceánicos (~ 120 millones de años, 93 millones de años y otros)
- Evento de extinción del Cretácico-Paleógeno (66 millones de años)
- Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno ( Paleoceno - Eoceno , 55Mya)
- Dryas más joven / The Big Freeze (~ 11,000 aC)
- Óptimo climático del Holoceno (~ 7000-3000 aC)
- Fenómenos meteorológicos extremos de 535-536 (535-536 d.C.)
- Período Cálido Medieval (900-1300)
- Pequeña Edad de Hielo (1300-1800)
- Año sin verano (1816)
Historia de la atmósfera [ editar ]
Atmósfera más temprana [ editar ]
La primera atmósfera habría consistido en gases en la nebulosa solar , principalmente hidrógeno . Además, probablemente habría habido hidruros simples como los que ahora se encuentran en gigantes gaseosos como Júpiter y Saturno , en particular vapor de agua , metano y amoníaco . A medida que la nebulosa solar se disipaba, los gases habrían escapado, en parte impulsados por el viento solar . [14]
Segunda atmósfera [ editar ]
La siguiente atmósfera, que consiste principalmente en nitrógeno , dióxido de carbono y gases inertes, fue producida por la desgasificación del vulcanismo , complementada por los gases producidos durante el último bombardeo intenso de la Tierra por enormes asteroides . [14] Una parte importante de las emisiones de dióxido de carbono pronto se disolvió en agua y se acumularon sedimentos de carbonato.
Se han encontrado sedimentos relacionados con el agua que datan de hace 3.800 millones de años. [15] Hace unos 3.400 millones de años, el nitrógeno era la mayor parte de la entonces estable "segunda atmósfera". La influencia de la vida debe tenerse en cuenta bastante pronto en la historia de la atmósfera porque los indicios de formas de vida tempranas se remontan a hace 3.500 millones de años. [16] El hecho de que no esté perfectamente en consonancia con el 30% de la radiación solar más baja (en comparación con la actual) del Sol temprano se ha descrito como la " paradoja del Sol joven y débil ".
Sin embargo, el registro geológico muestra una superficie relativamente cálida durante todo el registro de temperatura temprano de la Tierra, con la excepción de una fase glacial fría hace unos 2.400 millones de años. A finales del eón arcaico , comenzó a desarrollarse una atmósfera que contenía oxígeno, aparentemente a partir de cianobacterias fotosintetizantes (ver Gran Evento de Oxigenación ) que se han encontrado como fósiles de estromatolitos de hace 2.700 millones de años. La primera isotopía básica del carbono ( proporciones de la relación de isótopos ) estaba muy en línea con lo que se encuentra hoy, lo que sugiere que las características fundamentales del ciclo del carbono se establecieron hace 4 mil millones de años.
Tercera atmósfera [ editar ]
La reordenación constante de los continentes por la tectónica de placas influye en la evolución a largo plazo de la atmósfera mediante la transferencia de dióxido de carbono hacia y desde las grandes reservas continentales de carbonato. El oxígeno libre no existía en la atmósfera hasta hace unos 2.400 millones de años, durante el Gran Evento de Oxigenación , y su aparición está indicada por el final de las formaciones de hierro en bandas . Hasta entonces, el oxígeno producido por la fotosíntesis se consumía por oxidación de materiales reducidos, en particular el hierro. Las moléculas de oxígeno libre no comenzaron a acumularse en la atmósfera hasta que la tasa de producción de oxígeno comenzó a exceder la disponibilidad de materiales reductores. Ese punto fue un cambio de una atmósfera reductora a una oxidante.atmósfera. El O 2 mostró grandes variaciones hasta alcanzar un estado estacionario superior al 15% al final del Precámbrico. [17] El siguiente lapso de tiempo fue el eón Fanerozoico , durante el cual comenzaron a aparecer formas de vida metazoicas que respiran oxígeno .
La cantidad de oxígeno en la atmósfera ha fluctuado durante los últimos 600 millones de años, alcanzando un pico del 35% [18] durante el período Carbonífero , significativamente más alto que el 21% actual. Dos procesos principales gobiernan los cambios en la atmósfera: las plantas usan dióxido de carbono de la atmósfera , liberando oxígeno y la descomposición de la pirita y las erupciones volcánicas liberan azufre.a la atmósfera, que se oxida y por lo tanto reduce la cantidad de oxígeno en la atmósfera. Sin embargo, las erupciones volcánicas también liberan dióxido de carbono, que las plantas pueden convertir en oxígeno. Se desconoce la causa exacta de la variación de la cantidad de oxígeno en la atmósfera. Los períodos con mucho oxígeno en la atmósfera están asociados con el rápido desarrollo de los animales. La atmósfera actual contiene un 21% de oxígeno, que es lo suficientemente alto para el rápido desarrollo de los animales. [19]
Clima durante las edades geológicas [ editar ]
- La glaciación Huronian , es la primera glaciación conocida en la historia de la Tierra, y duró desde hace 2400 a 2100 millones de años.
- La glaciación criogénica duró desde hace 720 a 635 millones de años.
- La glaciación andino-sahariana duró desde hace 450 a 420 millones de años.
- La glaciación de Karoo duró desde hace 360 a 260 millones de años.
- La glaciación cuaternaria es el período de glaciación actual y comenzó hace 2,58 millones de años.
En 2020, los científicos publicaron un registro continuo y de alta fidelidad de variaciones en el clima de la Tierra durante los últimos 66 millones de años e identificaron cuatro estados climáticos , separados por transiciones que incluyen niveles cambiantes de gases de efecto invernadero y volúmenes de capas de hielo polar. Integraron datos de varias fuentes. El estado climático más cálido desde el momento de la extinción de los dinosaurios, "Invernadero", duró de 56 a 47 millones de años y fue ~ 14 ° C más cálido que las temperaturas modernas promedio. [20] [21]
Clima precámbrico [ editar ]
El clima del Precámbrico tardío mostró algunos eventos importantes de glaciación que se extendieron por gran parte de la tierra. En este momento, los continentes estaban agrupados en el supercontinente Rodinia . Se encuentran depósitos masivos de tillitas y firmas isotópicas anómalas , lo que dio lugar a la hipótesis de la Tierra Bola de Nieve . Cuando el Eón Proterozoico se acercaba a su fin, la Tierra comenzó a calentarse. Por los albores de la Cámbrico y el Fanerozoico, formas de vida eran abundantes en la explosión cámbrica con las temperaturas globales medios de aproximadamente 22 ° C .
Clima fanerozoico [ editar ]
Los principales impulsores de las edades preindustriales han sido las variaciones del sol, las cenizas y exhalaciones volcánicas, los movimientos relativos de la tierra hacia el sol y los efectos inducidos tectónicamente como las principales corrientes marinas, cuencas hidrográficas y oscilaciones oceánicas. En el Fanerozoico temprano, el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico se ha relacionado con impulsar o amplificar el aumento de las temperaturas globales. [22] Royer y col. 2004 [23] encontró una sensibilidad climática para el resto del Fanerozoico que se calculó para ser similar al rango de valores moderno de hoy.
La diferencia en las temperaturas medias globales entre una Tierra completamente glacial y una Tierra sin hielo se estima en aproximadamente 10 ° C, aunque se observarían cambios mucho mayores en latitudes altas y más pequeñas en latitudes bajas. [ cita requerida ] Un requisito para el desarrollo de capas de hielo a gran escala parece ser la disposición de las masas de tierra continental en o cerca de los polos. La reordenación constante de los continentes por la tectónica de placas también puede dar forma a la evolución climática a largo plazo. Sin embargo, la presencia o ausencia de masas de tierra en los polos no es suficiente para garantizar glaciaciones o excluir los casquetes polares. Existe evidencia de períodos cálidos pasados en el clima de la Tierra cuando masas de tierra polares similares a la Antártida albergabanbosques caducifolios en lugar de capas de hielo.
El mínimo local relativamente cálido entre el Jurásico y el Cretácico va acompañado de un aumento de la subducción y el vulcanismo de la cresta oceánica [24] debido a la ruptura del supercontinente Pangea .
Superpuestas a la evolución a largo plazo entre los climas cálidos y fríos, se han producido muchas fluctuaciones a corto plazo en el clima similares, ya veces más severas, que los diversos estados glaciares e interglaciares de la actual edad de hielo . Algunas de las fluctuaciones más severas, como el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , pueden estar relacionadas con cambios climáticos rápidos debido a colapsos repentinos de reservorios de clatrato de metano natural en los océanos. [25]
Se ha propuesto un evento único similar de cambio climático severo inducido después del impacto de un meteorito como motivo del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno . Otros umbrales importantes son los eventos de extinción Pérmico-Triásico y Ordovícico-Silúrico por varias razones sugeridas.
Clima cuaternario [ editar ]
El período geológico cuaternario incluye el clima actual. Ha habido un ciclo de edades de hielo durante los últimos 2,2 a 2,1 millones de años (comenzando antes del Cuaternario a finales del Período Neógeno ).
Nótese en el gráfico de la derecha la fuerte periodicidad de los ciclos de 120.000 años y la sorprendente asimetría de las curvas. Se cree que esta asimetría es el resultado de interacciones complejas de mecanismos de retroalimentación. Se ha observado que las edades de hielo se profundizan por pasos progresivos, pero la recuperación a las condiciones interglaciares ocurre en un gran paso.
El gráfico de la izquierda muestra el cambio de temperatura durante los últimos 12.000 años, de varias fuentes. La curva negra gruesa es un promedio.
Forzamientos climáticos [ editar ]
El forzamiento climático es la diferencia entre la energía radiante ( luz solar ) que recibe la Tierra y la radiación de onda larga que sale de regreso al espacio. El forzamiento radiativo se cuantifica en función de la cantidad de CO 2 en la tropopausa , en unidades de vatios por metro cuadrado a la superficie de la Tierra. [30] Dependiendo del equilibrio radiativo de la energía entrante y saliente, la Tierra se calienta o se enfría. El balance radiativo de la Tierra se origina a partir de cambios en la insolación solar y las concentraciones de gases de efecto invernadero y aerosoles.. El cambio climático puede deberse a procesos internos en la esfera terrestre y / o siguiendo forzamientos externos. [31]
Procesos internos y forzamientos [ editar ]
El sistema climático de la Tierra involucra la atmósfera , la biosfera , la criosfera , la hidrosfera y la litosfera , [32] y la suma de estos procesos de las esferas de la Tierra es lo que afecta el clima. Los gases de efecto invernadero actúan como el forzamiento interno del sistema climático. Los intereses particulares en la ciencia del clima y la paleoclimatología se centran en el estudio de la sensibilidad climática de la Tierra , en respuesta a la suma de forzamientos.
Ejemplos:
- Circulación termohalina (hidrosfera)
- Vida (biosfera)
Forzamientos externos [ editar ]
- Los ciclos de Milankovitch determinan la distancia de la Tierra y la posición al Sol. La insolación solar es la cantidad total de radiación solar que recibe la Tierra.
- Las erupciones volcánicas se consideran un forzamiento externo. [33]
- Cambios humanos de la composición de la atmósfera o uso del suelo. [33]
Mecanismos [ editar ]
En escalas de tiempo de millones de años, la elevación de las cadenas montañosas y los posteriores procesos de meteorización de rocas y suelos y la subducción de placas tectónicas , son una parte importante del ciclo del carbono . [34] [35] [36] La meteorización secuestra CO 2 , mediante la reacción de minerales con productos químicos (especialmente la meteorización de silicatos con CO 2 ) y, por lo tanto, elimina el CO 2 de la atmósfera y reduce el forzamiento radiativo. El efecto contrario es el vulcanismo , responsable del efecto invernadero natural , al emitir CO 2a la atmósfera, afectando así los ciclos de glaciación (Edad de Hielo). James Hansen sugirió que los humanos emiten CO 2 10,000 veces más rápido que los procesos naturales en el pasado. [37]
La dinámica de la capa de hielo y las posiciones continentales (y los cambios de vegetación vinculados) han sido factores importantes en la evolución a largo plazo del clima de la Tierra. [38] También existe una estrecha correlación entre el CO 2 y la temperatura, donde el CO 2 tiene un fuerte control sobre las temperaturas globales en la historia de la Tierra. [39]
Ver también [ editar ]
- Ciclostratigrafía , el estudio de ciclos climáticos astronómicamente forzados dentro de sucesiones sedimentarias
- Paleoceanografía
- Paleotermometría , el estudio de las temperaturas antiguas
- Paleohidrología , el estudio de los cambios en la hidrología en escalas de tiempo geológicas.
- Paleotempestología , el estudio de la actividad pasada de ciclones tropicales
- Paleomap Mapa de diferentes edades y climas de la tierra
- Tabla de indicadores climáticos históricos y prehistóricos
Referencias [ editar ]
Notas [ editar ]
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Bibliografía [ editar ]
| Recursos de la biblioteca sobre Paleoclimatología |
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Enlaces externos [ editar ]
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