Los estadios isotópicos marinos ( MIS ), estadios isotópicos de oxígeno marino o estadios isotópicos de oxígeno ( OIS ), son períodos cálidos y fríos alternados en el paleoclima de la Tierra , deducidos a partir de datos de isótopos de oxígeno derivados de muestras de núcleos de aguas profundas . Trabajando hacia atrás desde el presente, que es MIS 1 en la escala, los estadios con números pares tienen altos niveles de oxígeno-18 y representan períodos glaciares fríos, mientras que los estadios con números impares son bajos en las cifras de oxígeno-18, que representan intervalos interglaciares cálidos . Los datos se derivan de restos de polen y foraminíferos ( plancton ) en núcleos de sedimentos marinos perforados , sapropelos y otros datos que reflejan el clima histórico; estos se denominan indicadores indirectos .
La escala de tiempo MIS fue desarrollada a partir del trabajo pionero de Cesare Emiliani en la década de 1950, y ahora se usa ampliamente en arqueología y otros campos para expresar la datación en el período Cuaternario (los últimos 2,6 millones de años), además de proporcionar los datos más completos y mejores para ese período para la paleoclimatología o el estudio del clima temprano de la Tierra, [1] representando "el estándar con el que correlacionamos otros registros climáticos cuaternarios". [2] El trabajo de Emiliani a su vez dependía de la predicción de Harold Urey en un artículo de 1947 de que la relación entre los isótopos de oxígeno-18 y oxígeno-16 en la calcita , el principal componente químico de las conchas y otras partes duras de una amplia gama de organismos marinos, debería variar dependiendo de la temperatura del agua predominante en la que se formó la calcita. [3]
Se han identificado más de 100 etapas, que actualmente se remontan a unos 6 millones de años, y la escala puede llegar en el futuro a 15 millones de años atrás. Algunas etapas, en particular MIS 5, se dividen en subetapas, como "MIS 5a", donde 5 a, c y e son cálidas y b y d frías. También se puede utilizar un sistema numérico para referirse a "horizontes" (eventos en lugar de períodos), por ejemplo, donde MIS 5.5 representa el punto máximo de MIS 5e, y 5.51, 5.52, etc. representan los picos y valles del registro a un nivel aún más detallado. Para períodos más recientes, se sigue desarrollando una resolución de tiempo cada vez más precisa. [4]
En 1957, Emiliani se trasladó a la Universidad de Miami para tener acceso a barcos y equipos de perforación de núcleos, y comenzó a perforar en el Caribe y a recopilar datos de núcleos. Otro avance importante se produjo en 1967, cuando Nicholas Shackleton sugirió que las fluctuaciones a lo largo del tiempo en las proporciones de isótopos marinos que se habían hecho evidentes para entonces no se debían tanto a cambios en la temperatura del agua, como pensaba Emiliani, sino principalmente a cambios en el volumen de las capas de hielo, que cuando se expandían adoptaban el isótopo más ligero oxígeno-16 en lugar del más pesado oxígeno-18. [5] Se descubrió que los ciclos en la proporción de isótopos correspondían a evidencia terrestre de glaciares e interglaciares. Un gráfico de toda la serie de etapas reveló entonces avances y retrocesos insospechados del hielo y también completó los detalles de los estadíos e interestadios .
Las muestras de núcleos de hielo más recientes del hielo glacial actual corroboraron los ciclos mediante estudios de la deposición de polen antiguo . Actualmente, varios métodos están haciendo posible obtener más detalles. La correspondencia de las etapas con los períodos nombrados avanza a medida que se descubren nuevas fechas y se exploran geológicamente nuevas regiones. Los registros isotópicos marinos parecen más completos y detallados que cualquier equivalente terrestre, y han permitido identificar una cronología de la glaciación para el Plioceno y el Pleistoceno . [6] Ahora se cree que los cambios en el tamaño de las principales capas de hielo , como la histórica capa de hielo Laurentide de América del Norte, son el principal factor que rige las variaciones en las proporciones de isótopos de oxígeno. [7]
Los datos del MIS también coinciden con los datos astronómicos de los ciclos de Milankovitch de forzamiento orbital o los efectos de las variaciones en la insolación causadas por cambios cíclicos leves en la inclinación del eje de rotación de la Tierra - la "teoría orbital". De hecho, que los datos del MIS coincidieran tan bien con la teoría de Milankovich, que él formuló durante la Primera Guerra Mundial, fue un factor clave para que la teoría ganara aceptación general, a pesar de algunos problemas restantes en ciertos puntos, en particular el llamado problema de los 100.000 años . Para períodos relativamente recientes, los datos de la datación por radiocarbono y la dendrocronología también respaldan los datos del MIS. [8] Los sedimentos también adquieren magnetización remanente deposicional que permite correlacionarlos con las inversiones geomagnéticas de la Tierra . Para muestras de núcleos más antiguas, normalmente no se pueden distinguir las deposiciones anuales individuales, y la datación se toma de la información geomagnética en los núcleos. [9] Otra información, especialmente sobre las proporciones de gases como el dióxido de carbono en la atmósfera, la proporciona el análisis de los núcleos de hielo .
ElEl proyecto SPECMAP , financiado por la Fundación Nacional de Ciencias de Estados Unidos , ha producido una cronología estándar para los registros de isótopos de oxígeno , aunque existen otros. Esta cronología de alta resolución se derivó de varios registros isotópicos, la curva compuesta luego se suavizó, filtró y ajustó a los ciclos conocidos de las variables astronómicas. El uso de una serie de perfiles isotópicos fue diseñado para eliminar los errores de "ruido", que podrían haber estado contenidos dentro de un solo registro isotópico. [10] Otro gran proyecto de investigación financiado por el gobierno de Estados Unidos en los años 1970 y 1980 fue Climate: Long Range Investigation, Mapping, and Prediction (CLIMAP), que en gran medida tuvo éxito en su objetivo de producir un mapa del clima global en el Último Máximo Glacial , hace unos 18.000 años, con parte de la investigación también dirigida al clima hace unos 120.000 años, durante el último interglacial. Los avances teóricos y los datos enormemente mejorados disponibles en la década de 1970 permitieron realizar una "gran síntesis", mejor conocida por el artículo de 1976 Variaciones en la órbita de la Tierra: marcapasos de las edades de hielo (en Science ), de JD Hays, Shackleton y John Imbrie , que todavía es ampliamente aceptado y cubre la escala de tiempo MIS y el efecto causal de la teoría orbital. [11]
En 2010, la Subcomisión de Estratigrafía Cuaternaria de la Comisión Internacional de Estratigrafía abandonó otras listas de fechas MIS y comenzó a utilizar la lista de fechas bentónicas LR04 de Lisiecki y Raymo (2005), actualizada. Esta fue compilada por Lorraine Lisiecki y Maureen Raymo . [12]
Las siguientes son las fechas de inicio (aparte de las subetapas del MIS 5) del MIS más reciente (Lisiecki y Raymo 2005, LR04 Benthic Stack ). Las cifras, en miles de años, son del sitio web de Lisiecki. [13] Los números para las subetapas del MIS 5 indican picos de subetapas en lugar de límites.
La lista continúa hasta MIS 104, comenzando hace 2,614 millones de años.
Las siguientes son las fechas de inicio del MIS más reciente, en kya (miles de años atrás). Las primeras cifras son derivadas por Aitken y Stokes de Bassinot et al. (1994), con las cifras entre paréntesis estimaciones alternativas de Martinson et al. para la etapa 4 y para las demás las cifras SPECMAP en Imbrie et al. (1984). Para las etapas 1 a 16 las cifras SPECMAP están dentro de 5 kya de las cifras dadas aquí. Todas las cifras hasta el MIS 21 se tomaron de Aitken y Stokes, Tabla 1.4, excepto para las subetapas del MIS 5, que son de la Tabla 1.1 de Wright. [17]
Algunas etapas más antiguas, en millones de años atrás: [18]