En el estudio de los climas del pasado (" paleoclimatología "), los indicadores climáticos son características físicas preservadas del pasado que sustituyen a las mediciones meteorológicas directas [1] y permiten a los científicos reconstruir las condiciones climáticas a lo largo de una fracción más larga de la historia de la Tierra. Los registros globales confiables del clima recién comenzaron en la década de 1880, y los indicadores proporcionan el único medio para que los científicos determinen los patrones climáticos antes de que comenzara el registro.
Se han estudiado numerosos indicadores climáticos indirectos en distintos contextos geológicos. Entre ellos se incluyen las mediciones de isótopos estables en núcleos de hielo , las tasas de crecimiento en los anillos de los árboles , la composición de especies de polen subfósil en sedimentos lacustres o foraminíferos en sedimentos oceánicos, los perfiles de temperatura de los pozos y los isótopos estables y la mineralogía de corales y espeleotemas carbonatados . En cada caso, el indicador indirecto se ha visto influenciado por un parámetro climático estacional particular (por ejemplo, la temperatura de verano o la intensidad del monzón) en el momento en que se formó o creció. La interpretación de los indicadores indirectos climáticos requiere una serie de estudios complementarios, incluida la calibración de la sensibilidad del indicador indirecto al clima y la verificación cruzada entre indicadores indirectos. [2]
Los proxies se pueden combinar para producir reconstrucciones de temperatura más largas que el registro instrumental de temperatura y pueden aportar información para los debates sobre el calentamiento global y la historia del clima. La distribución geográfica de los registros proxies, al igual que el registro instrumental, no es en absoluto uniforme, ya que hay más registros en el hemisferio norte. [3]
En el campo de la ciencia, a veces es necesario estudiar una variable que no se puede medir directamente. Esto se puede hacer mediante "métodos indirectos", en los que se mide una variable que se correlaciona con la variable de interés y luego se utiliza para inferir el valor de la variable de interés. Los métodos indirectos son de particular utilidad en el estudio del clima pasado, más allá de las épocas en las que se dispone de mediciones directas de las temperaturas.
La mayoría de los registros proxy deben calibrarse con mediciones de temperatura independientes o con un proxy calibrado más directamente durante su período de superposición para estimar la relación entre la temperatura y el proxy. El historial más largo del proxy se utiliza luego para reconstruir la temperatura de períodos anteriores.
Los núcleos de hielo son muestras cilíndricas de las capas de hielo de las regiones de Groenlandia , la Antártida y América del Norte . [4] [5] Los primeros intentos de extracción se produjeron en 1956 como parte del Año Geofísico Internacional . Como medio original de extracción, el Laboratorio de Investigación e Ingeniería de Regiones Frías del Ejército de los EE. UU . utilizó un taladro eléctrico modificado de 80 pies (24 m) de largo en 1968 en Camp Century , Groenlandia , y la Estación Byrd , Antártida . Su maquinaria podía perforar a través de 15-20 pies (4,6-6,1 m) de hielo en 40-50 minutos. De 1300 a 3000 pies (910 m) de profundidad, las muestras de núcleos se extrajeron en 4+1 ⁄ 4 pulgadas (110 mm) de diámetro y de 10 a 20 pies (6,1 m) de largo.No era raro encontrar muestras más profundas de 15 a 20 pies (6,1 m) de largo. Cada equipo de perforación posterior mejora su método con cada nuevo esfuerzo. [6]
La relación entre los isótopos de las moléculas de agua 16 O y 18 O en un núcleo de hielo ayuda a determinar las temperaturas pasadas y las acumulaciones de nieve . [4] El isótopo más pesado ( 18 O) se condensa más fácilmente a medida que disminuyen las temperaturas y cae más fácilmente en forma de precipitación , mientras que el isótopo más ligero ( 16 O) necesita condiciones más frías para precipitar. Cuanto más al norte se deba ir para encontrar niveles elevados del isótopo 18 O, más cálido será el período. [ se necesita más explicación ] [7]
Además de los isótopos de oxígeno, el agua contiene isótopos de hidrógeno ( 1 H y 2 H, generalmente denominados H y D (por deuterio )), que también se utilizan como indicadores de temperatura. Normalmente, los núcleos de hielo de Groenlandia se analizan para detectar δ 18 O y los de la Antártida para detectar δ-deuterio. [ ¿Por qué? ] Los núcleos que analizan ambos muestran una falta de acuerdo. [ cita requerida ] (En la figura, δ 18 O se refiere al aire atrapado, no al hielo. δ D se refiere al hielo).
Las burbujas de aire en el hielo, que contienen gases de efecto invernadero atrapados, como el dióxido de carbono y el metano , también son útiles para determinar los cambios climáticos pasados. [4]
Entre 1989 y 1992, el Proyecto Europeo de Perforación de Núcleos de Hielo de Groenlandia perforó en el centro de Groenlandia en las coordenadas 72° 35' N, 37° 38' O. Los hielos en ese núcleo tenían 3840 años de antigüedad a una profundidad de 770 m, 40.000 años de antigüedad a 2521 m y 200.000 años o más a 3029 m de lecho rocoso . [8] Los núcleos de hielo en la Antártida pueden revelar los registros climáticos de los últimos 650.000 años. [4]
Se pueden encontrar mapas de ubicación y una lista completa de los sitios de perforación de núcleos de hielo de EE. UU. en el sitio web del Laboratorio Nacional de Núcleos de Hielo . [5]
La dendroclimatología es la ciencia que determina los climas pasados a partir de los árboles, principalmente a partir de las propiedades de los anillos anuales de los árboles . Los anillos de los árboles son más anchos cuando las condiciones favorecen el crecimiento, más estrechos cuando los tiempos son difíciles. Dos factores principales son la temperatura y la humedad/disponibilidad de agua. Se ha demostrado que otras propiedades de los anillos anuales, como la densidad máxima de madera tardía (MXD), son mejores indicadores que el simple ancho de los anillos. Utilizando los anillos de los árboles, los científicos han estimado muchos climas locales de cientos a miles de años anteriores. Al combinar múltiples estudios de anillos de árboles (a veces con otros registros indicadores climáticos), los científicos han estimado climas regionales y globales pasados (véase Registro de temperatura de los últimos 1000 años ).
Los paleoclimatólogos suelen utilizar los dientes de las hojas para reconstruir la temperatura media anual en climas pasados, y utilizan el tamaño de las hojas como un indicador de la precipitación media anual. [9] En el caso de las reconstrucciones de la precipitación media anual, algunos investigadores creen que los procesos tafonómicos hacen que las hojas más pequeñas estén sobrerrepresentadas en el registro fósil, lo que puede sesgar las reconstrucciones. [10] Sin embargo, investigaciones recientes sugieren que el registro fósil de hojas puede no estar significativamente sesgado hacia las hojas pequeñas. [11] Los nuevos enfoques recuperan datos como el contenido de CO2 de las atmósferas pasadas a partir de los estomas de las hojas fósiles y la composición isotópica, midiendo las concentraciones celulares de CO2 . Un estudio de 2014 pudo utilizar las proporciones de isótopos de carbono-13 para estimar las cantidades de CO2 de los últimos 400 millones de años; los hallazgos apuntan a una mayor sensibilidad climática a las concentraciones de CO2 . [ 12]
Las temperaturas de los pozos se utilizan como indicadores de temperatura. Dado que la transferencia de calor a través del suelo es lenta, las mediciones de temperatura a una serie de profundidades diferentes en el pozo, ajustadas por el efecto del calor ascendente desde el interior de la Tierra, se pueden " invertir " (una fórmula matemática para resolver ecuaciones matriciales) para producir una serie no única de valores de temperatura de la superficie. La solución es "no única" porque hay múltiples reconstrucciones posibles de temperatura de la superficie que pueden producir el mismo perfil de temperatura del pozo. Además, debido a limitaciones físicas, las reconstrucciones son inevitablemente "manchadas", y se vuelven más manchadas cuanto más atrás en el tiempo. Al reconstruir temperaturas alrededor de 1500 d. C., los pozos tienen una resolución temporal de unos pocos siglos. A principios del siglo XX, su resolución es de unas pocas décadas; por lo tanto, no proporcionan una verificación útil del registro instrumental de temperatura . [13] [14] Sin embargo, son ampliamente comparables. [3] Estas confirmaciones han dado a los paleoclimatólogos la confianza de que pueden medir la temperatura de hace 500 años. Esto se concluye con una escala de profundidad de unos 150 metros para medir las temperaturas de hace 100 años y 500 metros para medir las temperaturas de hace 1000 años. [15]
Los pozos tienen una gran ventaja sobre muchos otros indicadores indirectos, ya que no requieren calibración: son temperaturas reales. Sin embargo, registran la temperatura de la superficie, no la temperatura cercana a la superficie (1,5 metros) que se utiliza para la mayoría de las observaciones meteorológicas "superficiales". Estas pueden diferir sustancialmente en condiciones extremas o cuando hay nieve en la superficie. En la práctica, se cree que el efecto sobre la temperatura del pozo es generalmente pequeño. Una segunda fuente de error es la contaminación del pozo por agua subterránea que puede afectar las temperaturas, ya que el agua "transporta" temperaturas más modernas. Se cree que este efecto es generalmente pequeño y más aplicable en sitios muy húmedos. [13] No se aplica en núcleos de hielo donde el sitio permanece congelado todo el año.
Se han utilizado más de 600 pozos en todos los continentes como indicadores para reconstruir las temperaturas de la superficie. [14] La mayor concentración de pozos se encuentra en América del Norte y Europa . La profundidad de sus perforaciones suele oscilar entre 200 y más de 1000 metros dentro de la corteza terrestre o la capa de hielo. [15]
Se han realizado algunos sondeos en las capas de hielo; la pureza del hielo permite realizar reconstrucciones más largas. Las temperaturas de los sondeos en Groenlandia central muestran "un calentamiento durante los últimos 150 años de aproximadamente 1 °C ± 0,2 °C precedido por unos pocos siglos de condiciones frías. Precedente de esto hubo un período cálido centrado alrededor del año 1000 d. C., que fue aproximadamente 1 °C más cálido que a fines del siglo XX". Un sondeo en el casquete glaciar de la Antártida muestra que "la temperatura en el año 1 d. C. [era] aproximadamente 1 °C más cálida que a fines del siglo XX". [16]
Las temperaturas de los pozos en Groenlandia fueron responsables de una revisión importante de la reconstrucción de la temperatura isotópica, revelando que la suposición anterior de que "la pendiente espacial es igual a la pendiente temporal" era incorrecta.
Los anillos o bandas esqueléticos de los corales oceánicos también comparten información paleoclimatológica, de manera similar a los anillos de los árboles. En 2002, se publicó un informe sobre los hallazgos de los doctores Lisa Greer y Peter Swart, asociados de la Universidad de Miami en ese momento, con respecto a los isótopos estables de oxígeno en el carbonato de calcio del coral. Las temperaturas más frías tienden a hacer que los corales utilicen isótopos más pesados en su estructura, mientras que las temperaturas más cálidas dan como resultado que se incorporen más isótopos de oxígeno normales en la estructura del coral. La salinidad más densa del agua también tiende a contener el isótopo más pesado. La muestra de coral de Greer del océano Atlántico se tomó en 1994 y data de 1935. Greer recuerda sus conclusiones: "Cuando observamos los datos anuales promedio de 1935 a aproximadamente 1994, vemos que tiene la forma de una onda sinusoidal . Es periódica y tiene un patrón significativo de composición de isótopos de oxígeno que tiene un pico aproximadamente cada doce a quince años". Las temperaturas de las aguas superficiales han coincidido y también han alcanzado su punto máximo cada doce años y medio. Sin embargo, dado que el registro de esta temperatura solo se ha practicado durante los últimos cincuenta años, la correlación entre la temperatura del agua registrada y la estructura del coral solo se puede establecer hasta cierto punto en el pasado. [17]
El polen se puede encontrar en sedimentos. Las plantas producen polen en grandes cantidades y es extremadamente resistente a la descomposición. Es posible identificar una especie de planta a partir de su grano de polen. La comunidad vegetal identificada del área en el momento relativo a esa capa de sedimento proporcionará información sobre la condición climática. La abundancia de polen de un período de vegetación o año determinado depende en parte de las condiciones climáticas de los meses anteriores, por lo tanto, la densidad de polen proporciona información sobre las condiciones climáticas a corto plazo. [18] El estudio del polen prehistórico es la palinología .
Los dinoflagelados se encuentran en la mayoría de los ambientes acuáticos y durante su ciclo de vida, algunas especies producen quistes de paredes orgánicas altamente resistentes durante un período de latencia cuando las condiciones ambientales no son apropiadas para el crecimiento. Su profundidad de vida es relativamente baja (dependiente de la penetración de la luz) y está estrechamente relacionada con las diatomeas de las que se alimentan. Sus patrones de distribución en aguas superficiales están estrechamente relacionados con las características físicas de los cuerpos de agua, y los ensamblajes cercanos a la costa también se pueden distinguir de los ensamblajes oceánicos. La distribución de dinocistos en sedimentos ha sido relativamente bien documentada y ha contribuido a comprender las condiciones promedio de la superficie del mar que determinan el patrón de distribución y las abundancias de los taxones ( [19] ). Varios estudios, incluidos [20] y [21], han compilado núcleos de caja y gravedad en el Pacífico Norte analizándolos para determinar el contenido palinológico para determinar la distribución de dinocistos y sus relaciones con la temperatura de la superficie del mar, la salinidad, la productividad y el afloramiento. De manera similar, [22] y [23] utilizan un núcleo de caja a 576,5 m de profundidad de agua de 1992 en la cuenca central de Santa Bárbara para determinar los cambios oceanográficos y climáticos durante los últimos 40 mil en el área.
De manera similar a su estudio sobre otros indicadores, los paleoclimatólogos examinan los isótopos de oxígeno en el contenido de los sedimentos oceánicos . Asimismo, miden las capas de varvas (limo o arcilla fina y gruesa depositada) [24] que laminan los sedimentos de los lagos. Las varvas de los lagos están influenciadas principalmente por:
Las diatomeas , los foraminíferos , los radiolarios , los ostrácodos y los cocolitóforos son ejemplos de indicadores bióticos de las condiciones de los lagos y los océanos que se utilizan habitualmente para reconstruir climas pasados. La distribución de las especies de estas y otras criaturas acuáticas preservadas en los sedimentos son indicadores útiles. Las condiciones óptimas para las especies preservadas en el sedimento actúan como pistas. Los investigadores utilizan estas pistas para revelar cómo era el clima y el medio ambiente cuando las criaturas murieron. [26] Las proporciones de isótopos de oxígeno en sus caparazones también se pueden utilizar como indicadores de la temperatura. [27]
El agua del océano es principalmente H 2 16 O, con pequeñas cantidades de HD 16 O y H 2 18 O, donde D denota deuterio , es decir, hidrógeno con un neutrón extra. En el Agua Oceánica Media Estándar de Viena (VSMOW) la relación de D a H es 155,76x10 −6 y O-18 a O-16 es 2005,2x10 −6 . El fraccionamiento isotópico ocurre durante los cambios entre las fases condensada y de vapor: la presión de vapor de los isótopos más pesados es menor, por lo que el vapor contiene relativamente más de los isótopos más ligeros y cuando el vapor se condensa la precipitación contiene preferentemente isótopos más pesados. La diferencia con VSMOW se expresa como δ 18 O = 1000‰ ; y una fórmula similar para δD. Los valores de δ para la precipitación son siempre negativos. [28] La principal influencia en δ es la diferencia entre las temperaturas del océano donde se evaporó la humedad y el lugar donde ocurrió la precipitación final; dado que las temperaturas del océano son relativamente estables, el valor de δ refleja principalmente la temperatura donde ocurre la precipitación. Si tenemos en cuenta que la precipitación se forma por encima de la capa de inversión , nos queda una relación lineal:
δ 18 O = aT + b
Esto se calibra empíricamente a partir de mediciones de temperatura y δ como a = 0,67 ‰ /°C para Groenlandia y 0,76 ‰/°C para la Antártida Oriental . La calibración se realizó inicialmente sobre la base de variaciones espaciales en la temperatura y se asumió que esto correspondía a variaciones temporales . [29] Más recientemente, la termometría de pozo ha demostrado que para las variaciones glaciales-interglaciales, a = 0,33 ‰/°C, [30] lo que implica que los cambios de temperatura glaciales-interglaciales fueron el doble de grandes de lo que se creía anteriormente.
Un estudio publicado en 2017 puso en tela de juicio la metodología anterior para reconstruir las temperaturas paleo oceánicas de hace 100 millones de años, sugiriendo que han sido relativamente estables durante ese tiempo, mucho más frío. [31]
Un nuevo indicador climático obtenido a partir de turba ( lignitos , turba antigua) y suelos, los lípidos de membrana conocidos como tetraéter de dialquilglicerolglicerol (GDGT), está ayudando a estudiar los factores paleoambientales, que controlan la distribución relativa de isómeros de GDGT ramificados de manera diferente . Los autores del estudio señalan que "estos lípidos de membrana ramificados son producidos por un grupo aún desconocido de bacterias anaeróbicas del suelo". [32] A partir de 2018 [actualizar], hay una década de investigación que demuestra que en los suelos minerales el grado de metilación de las bacterias (brGDGT) ayuda a calcular las temperaturas medias anuales del aire. Este método proxy se utilizó para estudiar el clima del Paleógeno temprano , en el límite Cretácico-Paleógeno, y los investigadores descubrieron que las temperaturas anuales del aire, sobre la tierra y en latitudes medias, promediaron alrededor de 23-29 °C (± 4,7 °C), que es 5-10 °C más alto que la mayoría de los hallazgos anteriores. [33] [34]
La eficacia de los algoritmos utilizados para combinar registros proxy en una reconstrucción general de la temperatura hemisférica se puede comprobar utilizando una técnica conocida como " pseudoproxies ". En este método, se toman muestras de los resultados de un modelo climático en lugares correspondientes a la red proxy conocida, y el registro de temperatura producido se compara con la temperatura general (conocida) del modelo. [35]
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