Evento de anomalía de temperatura causado por una erupción volcánica
Un invierno volcánico es una reducción de las temperaturas globales causada por gotas de ácido sulfúrico que oscurecen el Sol y elevan el albedo de la Tierra (aumentando el reflejo de la radiación solar) después de una gran erupción volcánica particularmente explosiva, rica en azufre . Los efectos climáticos dependen principalmente de la cantidad de inyección de SO 2 y H 2 S en la estratosfera donde reaccionan con OH y H 2 O para formar H 2 SO 4 en una escala de tiempo de una semana, y los aerosoles de H 2 SO 4 resultantes. producen el efecto radiativo dominante. Los aerosoles volcánicos estratosféricos enfrían la superficie al reflejar la radiación solar y calientan la estratosfera al absorber la radiación terrestre durante varios años. Además, la tendencia al enfriamiento puede ampliarse aún más mediante mecanismos de retroalimentación atmósfera-hielo-océano. Estas retroalimentaciones pueden continuar manteniendo el clima fresco mucho después de que los aerosoles volcánicos se hayan disipado.
proceso fisico
Una erupción volcánica explosiva libera materiales de magma en forma de cenizas volcánicas y gases a la atmósfera. Si bien la mayoría de las cenizas volcánicas se depositan en el suelo unas pocas semanas después de la erupción, impactando solo el área local por un corto período de tiempo, el SO 2 emitido puede conducir a la formación de aerosoles de H 2 SO 4 en la estratosfera. [1] [2] Estos aerosoles pueden rodear el hemisferio de la fuente de la erupción en cuestión de semanas y persistir con un tiempo de descomposición de aproximadamente un año. Como resultado, tienen un impacto radiativo que puede durar varios años. [3]
La posterior dispersión de una nube volcánica en la estratosfera y su impacto en el clima están fuertemente influenciados por varios factores, incluida la temporada de erupción, [4] la latitud del volcán fuente, [5] y la altura de inyección. [6] Si la altura de la inyección de SO 2 permanece confinada a la troposfera, los aerosoles de H 2 SO 4 resultantes tienen un tiempo de residencia de sólo unos pocos días debido a su eficiente eliminación mediante precipitación. [6] La vida útil de los aerosoles de H 2 SO 4 resultantes de erupciones extratropicales es más corta en comparación con los de las erupciones tropicales, debido a una ruta de transporte más larga desde los trópicos hasta su eliminación a través de la tropopausa de latitudes medias o altas , pero las erupciones extratropicales fortalecen la impacto climático hemisférico al confinar el aerosol a un solo hemisferio. [5] Las inyecciones en invierno también son mucho menos eficientes desde el punto de vista radiativo que las inyecciones durante el verano para erupciones volcánicas en latitudes altas, cuando se mejora la eliminación de aerosoles estratosféricos en las regiones polares. [4]
Las observaciones de la temperatura de la superficie después de erupciones históricas muestran que no existe correlación entre el tamaño de la erupción, representado por el VEI o volumen de la erupción, y la gravedad del enfriamiento climático. Esto se debe a que el tamaño de la erupción no se correlaciona con la cantidad de SO 2 emitida. [10]
Comentarios positivos a largo plazo
Se ha propuesto que los efectos de enfriamiento de las erupciones volcánicas pueden extenderse más allá de los primeros años y durar décadas e incluso milenios. Se supone que este impacto prolongado es el resultado de mecanismos de retroalimentación positiva que involucran la dinámica del hielo y del océano, incluso después de que los aerosoles de H 2 SO 4 se hayan disipado. [11] [12] [13]
Durante los primeros años después de una erupción volcánica, la presencia de aerosoles de H 2 SO 4 puede inducir un efecto de enfriamiento significativo. Este enfriamiento puede conducir a una disminución generalizada de la línea de nieve , permitiendo la rápida expansión del hielo marino , los casquetes polares y los glaciares continentales . Como resultado, la temperatura del océano disminuye y el albedo de la superficie aumenta, lo que refuerza aún más la expansión del hielo marino, los casquetes polares y los glaciares. Estos procesos crean un fuerte ciclo de retroalimentación positiva, lo que permite que la tendencia al enfriamiento persista durante períodos de tiempo centenarios o incluso más prolongados. [12]
Se ha propuesto que la erosión de un volumen suficientemente grande de materiales volcánicos en rápida erupción es un factor importante en el ciclo de erosión de los silicatos de la Tierra , que opera en una escala de tiempo de decenas de millones de años. [20] Durante este proceso, los minerales de silicato degradados reaccionan con dióxido de carbono y agua, lo que da como resultado la formación de carbonato de magnesio y carbonato de calcio . Estos carbonatos luego se eliminan de la atmósfera y se secuestran en el fondo del océano. La erupción de un gran volumen de materiales volcánicos puede potenciar los procesos de erosión , reduciendo así los niveles de CO 2 atmosférico y contribuyendo a la reducción de la temperatura global.
Las anomalías de temperatura hemisférica resultantes de erupciones volcánicas se han reconstruido principalmente basándose en datos de los anillos de los árboles de los últimos dos milenios . [b] [27] [28] [29] [30] Para períodos anteriores en el Holoceno , la identificación de anillos de escarcha que coinciden con grandes picos de sulfato en el núcleo de hielo sirve como indicador de inviernos volcánicos severos. [c] [31] La cuantificación de enfriamientos volcánicos más atrás en el tiempo durante el Último Período Glacial es posible gracias a los registros de δ 18 O resueltos anualmente . [d] [32]
Esta es una recopilación no exhaustiva de enfriamientos notables y consecuentes que se han atribuido definitivamente a aerosoles volcánicos, aunque los volcanes fuente de los aerosoles rara vez se identifican.
Durante el último período glacial, los enfriamientos volcánicos comparables a los enfriamientos volcánicos más grandes durante la era común (por ejemplo, Tambora, Samalas) se infieren basándose en las magnitudes de las anomalías de δ 18 O. [36] En particular, en el período de hace 12.000 a 32.000 años, la anomalía de enfriamiento máximo δ 18 O de las erupciones excede la anomalía después de las erupciones más grandes de la Era Común. [37] Una última erupción del período glacial que ha llamado la atención significativa es la erupción de la Toba Toba más joven (YTT), que ha provocado vigorosos debates sobre sus efectos climáticos.
Toba Toba más joven
La erupción del YTT de Toba Caldera , hace 74.000 años, se considera la mayor erupción cuaternaria conocida [38] y dos órdenes de magnitud mayor que el volumen de magma de la mayor erupción histórica, Tambora. [39] La magnitud excepcional de esta erupción ha provocado un debate sostenido sobre su impacto global y regional en el clima.
La concentración de sulfato y las mediciones de isótopos de núcleos de hielo polar tomadas alrededor de 74.000 años antes de Cristo han identificado cuatro eventos de aerosoles atmosféricos que podrían atribuirse potencialmente al YTT. [40] Las cargas de sulfato estratosférico calculadas para estos cuatro eventos oscilan entre 219 y 535 millones de toneladas, lo que es de 1 a 3 veces mayor que la de la erupción de Samalas en 1257 EC. [41] Los modelos climáticos globales simulan un enfriamiento medio global máximo de 2,3 a 4,1 K para esta cantidad de aerosoles de sulfato en erupción, y la recuperación completa de la temperatura no ocurre en 10 años. [42]
Sin embargo, la evidencia empírica sobre el enfriamiento inducido por YTT es mixta. YTT coincide con el inicio de Greenland Stadial 20 (GS-20), que se caracteriza por un período de enfriamiento de 1.500 años. [43] GS-20 se considera el estadio isotópicamente más extremo [44] y el más frío, [45] además de tener el monzón asiático más débil , [46] de los últimos 100.000 años. Este momento ha llevado a algunos a especular sobre la relación entre YTT y GS-20. [47] [48] La posición estratigráfica de YTT en relación con la transición GS-20 sugiere que el estadio habría ocurrido sin YTT, ya que el enfriamiento ya estaba en marcha. [49] [50] Existe la posibilidad de que YTT haya contribuido a la extremidad del GS-20. [50] [51] El Mar de China Meridional muestra un enfriamiento de 1 K durante 1000 años después de la deposición de YTT, [52] mientras que el Mar Arábigo no muestra ningún impacto discernible. [53] En la India y la Bahía de Bengala , se observa un enfriamiento inicial y una desecación prolongada por encima de la capa de cenizas del YTT, [45] pero se argumenta que estos cambios ambientales ya estaban ocurriendo antes del YTT. [54] Los sedimentos del lago Malawi no proporcionan evidencia que respalde un invierno volcánico unos pocos años después de la erupción del YTT, [55] [56] [57] pero se cuestiona la resolución de los sedimentos debido a la mezcla de sedimentos. [58] Directamente encima de la capa YTT en el lago Malawi, hay evidencia de una megasequía y un período de enfriamiento de 2.000 años de duración. [59] Los núcleos de hielo de Groenlandia identifican un período de 110 años de enfriamiento acelerado inmediatamente después de lo que probablemente sea el evento de aerosol YTT. [60]
Glaciación Sturtiana
La mayor erosión de los basaltos de inundación continental, que entraron en erupción justo antes del inicio de la glaciación Sturtian hace 717 millones de años, se reconoce como el desencadenante de la glaciación más severa en la historia de la Tierra. [23] [22] [21] Durante este período, las temperaturas de la superficie de la Tierra cayeron por debajo del punto de congelación del agua en todas partes, [61] y el hielo avanzó rápidamente desde latitudes bajas hasta el ecuador , cubriendo una extensión mundial. [62] Esta glaciación duró casi 60 millones de años, desde hace 717 a 659 millones de años. [63]
La geocronología fecha el rápido emplazamiento de 5.000.000 km 2 (1.900.000 millas cuadradas) de la gran provincia ígnea de Franklin sólo 1 millón de años antes del inicio de la glaciación Sturtian. [23] Múltiples grandes provincias ígneas en la escala de 1.000.000 km 2 (390.000 millas cuadradas) también se emplazaron en Rodinia hace entre 850 y 720 millones de años. [64] [65] La erosión de una cantidad masiva de materiales máficos frescos inició un enfriamiento desbocado y una retroalimentación del albedo del hielo después de 1 millón de años. Las composiciones isotópicas químicas muestran un flujo masivo de materiales erosionados recién erupcionados que ingresan al océano, coincidiendo con las erupciones de grandes provincias ígneas. [66] [67] Las simulaciones demuestran que el aumento de la intemperización provocó una caída del CO 2 atmosférico del orden de 1.320 ppm y un enfriamiento de 8 K de las temperaturas globales, lo que desencadenó el episodio de cambio climático más extraordinario del registro geológico. [68]
Efectos en la vida
Algunos investigadores atribuyen las causas del cuello de botella de la población (una fuerte disminución de la población de una especie , seguida inmediatamente por un período de gran divergencia ( diferenciación ) genética entre los supervivientes) a los inviernos volcánicos. Tales eventos pueden disminuir las poblaciones a "niveles lo suficientemente bajos como para que los cambios evolutivos, que ocurren mucho más rápido en poblaciones pequeñas, produzcan una rápida diferenciación poblacional". [69] Con el cuello de botella del lago Toba, muchas especies mostraron efectos masivos de reducción del acervo genético, y Toba puede haber reducido la población humana a entre 15.000 y 40.000, o incluso menos. [69]
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Otras lecturas
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enlaces externos
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