En el estudio de los climas pasados (" 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 durante una fracción más larga de la historia de la Tierra. Los registros globales confiables del clima comenzaron recién en la década de 1880, y los indicadores representan el único medio para que los científicos determinen los patrones climáticos antes de que comenzara el mantenimiento de registros.
Se ha estudiado una gran cantidad de indicadores climáticos desde una variedad de contextos geológicos. Ejemplos de indicadores incluyen mediciones de isótopos estables a partir de núcleos de hielo , tasas de crecimiento en anillos de árboles , composición de especies de polen subfósil en sedimentos lacustres o foraminíferos en sedimentos oceánicos, perfiles de temperatura de pozos e isótopos estables y mineralogía de corales y espeleotemas de carbonato . En cada caso, el indicador indirecto ha sido influenciado por un parámetro climático estacional particular (por ejemplo, la temperatura del verano o la intensidad del monzón) en el momento en que se establecieron o crecieron. La interpretación de los indicadores climáticos requiere una variedad de estudios auxiliares, incluida la calibración de la sensibilidad del indicador al clima y la verificación cruzada entre indicadores proxy. [2]
Los indicadores pueden combinarse para producir reconstrucciones de temperatura más largas que el registro de temperatura instrumental y pueden informar las discusiones sobre el calentamiento global y la historia del clima. La distribución geográfica de los registros proxy, al igual que el registro instrumental, no es en absoluto uniforme, con más registros en el hemisferio norte. [3]
En ciencia, a veces es necesario estudiar una variable que no se puede medir directamente. Esto se puede hacer mediante "métodos sustitutos", 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 proxy son de particular utilidad en el estudio del clima pasado, más allá de los momentos en que se encuentran disponibles mediciones directas de 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. La historia más larga del proxy se utiliza luego para reconstruir la temperatura de períodos anteriores.
Los núcleos de hielo son muestras cilíndricas del interior 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 Ingeniería e Investigación de las Regiones Frías del Ejército de los EE. UU. utilizó un electroperforador modificado de 80 pies (24 m) de largo en 1968 en Camp Century , Groenlandia , y la Estación Byrd , en la Antártida . Su maquinaria podría perforar entre 4,6 y 6,1 m (15 y 20 pies) de hielo en 40 a 50 minutos. De 1300 a 3000 pies (910 m) de profundidad, las muestras de núcleos fueron 4+1 ⁄ 4 pulgadas (110 mm) de diámetro y de 10 a 20 pies (6,1 m) de largo.No eran infrecuentes muestras más profundasCada equipo de perforación posterior mejora su método con cada nuevo esfuerzo. [6]
La relación entre los isotopólogos de las moléculas de agua de 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 las temperaturas disminuyen y cae más fácilmente como precipitación , mientras que el isótopo más ligero ( 16 O) necesita condiciones más frías para precipitar. Cuanto más al norte hay que ir para encontrar niveles elevados del isotopólogo 18 O, más cálido es el período. [ Se necesita más explicación ] [7]
Además de los isótopos de oxígeno, el agua contiene isótopos de hidrógeno ( 1 H y 2 H, normalmente denominados H y D (para deuterio )) que también se utilizan como sustitutos de la temperatura. Normalmente, los núcleos de hielo de Groenlandia se analizan en busca de δ 18 O y los de la Antártida en busca de δ-deuterio. [ ¿ por qué? ] Aquellos núcleos que analizan por ambos muestran falta de acuerdo. [ cita necesaria ] (En la figura, δ 18 O es para el aire atrapado, no el hielo. δD es para el hielo).
Las burbujas de aire en el hielo, que contienen gases de efecto invernadero atrapados , como dióxido de carbono y metano , también son útiles para determinar los cambios climáticos pasados. [4]
De 1989 a 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' W. Los hielos de ese núcleo tenían 3.840 años a una profundidad de 770 m, 40.000 años a 2521 m, y 200.000 años o más en el lecho rocoso de 3029 m . [8] Los núcleos de hielo en la Antártida pueden revelar los registros climáticos de los últimos 650.000 años. [4]
En el sitio web del Laboratorio Nacional de Núcleos de Hielo se pueden encontrar mapas de ubicación y una lista completa de los sitios de perforación de núcleos de hielo de EE. UU . [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 y 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 ancho simple del anillo. Utilizando los anillos de los árboles, los científicos han estimado muchos climas locales durante cientos o miles de años. Combinando múltiples estudios de anillos de árboles (a veces con otros registros climáticos indirectos), los científicos han estimado los climas regionales y globales del pasado (ver 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 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] Nuevos enfoques recuperan datos como el contenido de CO 2 de atmósferas pasadas a partir de estomas de hojas fósiles y la composición de isótopos, midiendo las concentraciones celulares de CO 2 . Un estudio de 2014 pudo utilizar las proporciones de isótopos de carbono 13 para estimar las cantidades de CO 2 de los últimos 400 millones de años; los hallazgos sugieren una mayor sensibilidad climática a las concentraciones de CO 2 . [12]
Las temperaturas del pozo 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 diferentes profundidades en el pozo, ajustadas al efecto del aumento de calor desde el interior de la Tierra, pueden " invertirse " (una fórmula matemática para resolver ecuaciones matriciales) para producir una series no únicas de valores de temperatura superficial. La solución "no es única" porque existen múltiples reconstrucciones posibles de la temperatura de la superficie que pueden producir el mismo perfil de temperatura del pozo. Además, debido a limitaciones físicas, las reconstrucciones inevitablemente se "manchan" y se vuelven más manchadas en el tiempo. Al reconstruir las temperaturas alrededor del año 1500 d.C., las perforaciones 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 aproximadamente 492 pies (150 metros) para medir las temperaturas de hace 100 años y 1.640 pies (500 metros) para medir las temperaturas de hace 1.000 años. [15]
Los pozos tienen una gran ventaja sobre muchos otros indicadores, ya que no se requiere calibración: son temperaturas reales. Sin embargo, registran la temperatura de la superficie, no la temperatura cercana a la superficie (1,5 metros) utilizada para la mayoría de las observaciones meteorológicas "superficiales". Estos 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 que la contaminación del pozo con agua subterránea puede afectar las temperaturas, ya que el agua "lleva consigo" 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 perforaciones, en todos los continentes, como indicadores para reconstruir las temperaturas de la superficie. [14] La mayor concentración de pozos existe en América del Norte y Europa . Las profundidades de perforación suelen oscilar entre 200 y más de 1.000 metros en la corteza de la Tierra o en la capa de hielo. [15]
Se han perforado un pequeño número de pozos en las capas de hielo; la pureza del hielo permite reconstrucciones más largas. Las temperaturas de los pozos de perforación en el centro de Groenlandia muestran "un calentamiento en los últimos 150 años de aproximadamente 1°C ± 0,2°C, precedido por unos pocos siglos de condiciones frías. Antes de esto hubo un período cálido centrado alrededor del año 1000 d.C., que fue más cálido que a finales del siglo XX. en aproximadamente 1°C." Un pozo en la capa de hielo de la Antártida muestra que "la temperatura en el año 1 d.C. [era] aproximadamente 1°C más cálida que a finales del siglo XX". [dieciséis]
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 coral oceánico también comparten información paleoclimatológica, de manera similar a los anillos de los árboles. En 2002, se publicó un informe sobre los hallazgos de los Dres. 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 a la estructura del coral. La salinidad del agua más densa también tiende a contener el isótopo más pesado. La muestra de coral de Greer del Océano Atlántico fue tomada en 1994 y se remonta a 1935. Greer recuerda sus conclusiones: "Cuando miramos los datos anuales promedio desde 1935 hasta aproximadamente 1994, vemos que tiene la forma de una onda sinusoidal . Es periódico y tiene un patrón significativo de composición de isótopos de oxígeno que tiene un pico aproximadamente cada doce a quince años". Las temperaturas del agua superficial han coincidido con un pico también cada doce años y medio. Sin embargo, dado que el registro de esta temperatura sólo se ha practicado durante los últimos cincuenta años, la correlación entre la temperatura del agua registrada y la estructura del coral sólo se puede establecer hasta cierto punto. [17]
El polen se puede encontrar en los 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 de la zona en el momento relativo a partir de esa capa de sedimento, proporcionará información sobre la condición climática. La abundancia de polen de un determinado período o año de vegetación depende en parte de las condiciones climáticas de los meses anteriores, de ahí que la densidad del polen proporcione 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 poco profunda (depende de la penetración de la luz) y está estrechamente relacionada con las diatomeas de las que se alimentan. Sus patrones de distribución en las aguas superficiales están estrechamente relacionados con las características físicas de los cuerpos de agua, y las asociaciones cercanas a la costa también pueden distinguirse de las oceánicas. La distribución de dinoquistes 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 la abundancia de los taxones ( [19] ). Varios estudios, incluidos [20] y [21], han compilado núcleos de caja y de gravedad en el Pacífico Norte, analizándolos en busca de contenido palinológico para determinar la distribución de dinoquistes 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 años en el área.
De manera similar a su estudio sobre otros sustitutos, los paleoclimatólogos examinan los isótopos de oxígeno en el contenido de los sedimentos oceánicos . Asimismo, miden las capas de varve (limo o arcilla fina y gruesa depositada) [24] que laminan los sedimentos lacustres. Las varvas del lago están influenciadas principalmente por:
Las diatomeas , los foraminíferos , los radiolarios , los ostrácodos y los cocolitóforos son ejemplos de sustitutos bióticos de las condiciones de los lagos y océanos que se utilizan comúnmente para reconstruir climas pasados. La distribución de las especies de estas y otras criaturas acuáticas conservadas 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 murieron las criaturas. [26] Las proporciones de isótopos de oxígeno en sus capas también se pueden utilizar como sustitutos de la temperatura. [27]
El agua del océano está compuesta principalmente de 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 proporción de D a H es 155,76x10 −6 y O-18 a O-16 es 2005,2x10 −6 . El fraccionamiento de isótopos se produce 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 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 se produce la precipitación. Teniendo 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 de temperatura y se supuso que correspondían a variaciones temporales . [29] Más recientemente, la termometría de pozo ha demostrado que para las variaciones glacial-interglaciar, a = 0,33 ‰/°C, [30] lo que implica que los cambios de temperatura glacial-interglacial fueron dos veces mayores de lo que se creía anteriormente.
Un estudio publicado en 2017 cuestionó la metodología anterior para reconstruir las temperaturas paleooceánicas de hace 100 millones de años, sugiriendo que ha sido relativamente estable durante ese tiempo, mucho más fría. [31]
Un nuevo indicador climático obtenido de turba ( lignitos , turba antigua) y suelos, lípidos de membrana conocidos como glicerol dialquilglicerol tetraéter (GDGT), está ayudando a estudiar los factores paleoambientales, que controlan la distribución relativa de los isómeros de GDGT ramificados de manera diferente . Los autores del estudio señalan: "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 investigaciones que demuestran que en suelos minerales el grado de metilación de las bacterias (brGDGT) ayuda a calcular la temperatura media anual del aire. Este método indirecto 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, promediaban entre 23 y 29 °C (± 4,7 °C). , que es entre 5 y 10 °C más alto que la mayoría de los hallazgos anteriores. [33] [34]
La habilidad de los algoritmos utilizados para combinar registros proxy en una reconstrucción general de la temperatura hemisférica se puede probar utilizando una técnica conocida como " pseudoproxies ". En este método, los resultados de un modelo climático se muestrean en ubicaciones 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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