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Invierno volcánico

La conversión de dióxido de azufre en ácido sulfúrico, que se condensa rápidamente en la estratosfera para formar finos aerosoles de sulfato.

Un invierno volcánico es una reducción de las temperaturas globales causada por gotitas de ácido sulfúrico que oscurecen el Sol y aumentan el albedo de la Tierra (aumentando la reflexión de la radiación solar) después de una gran erupción volcánica rica en azufre, particularmente explosiva . 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 extenderse aún más por los mecanismos de retroalimentación atmósfera-hielo-océano. Estas retroalimentaciones pueden continuar manteniendo el clima frío mucho después de que los aerosoles volcánicos se hayan disipado.

Proceso físico

Una erupción volcánica explosiva libera materiales de magma en forma de cenizas volcánicas y gases a la atmósfera. Si bien la mayor parte de las cenizas volcánicas se depositan en el suelo unas semanas después de la erupción, impactando solo en el área local por un corto período de tiempo, el SO 2 emitido puede provocar 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 desintegración por plegamiento de aproximadamente un año. Como resultado, tienen un impacto radiativo que puede durar varios años. [3]

La dispersión posterior de una nube volcánica en la estratosfera y su impacto en el clima están fuertemente influenciados por varios factores, incluyendo la temporada de la erupción, [4] la latitud del volcán fuente, [5] y la altura de la 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 solo unos pocos días debido a la eliminación eficiente a través de la 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 la eliminación a través de la tropopausa de latitudes medias o altas , pero las erupciones extratropicales fortalecen el impacto climático hemisférico al confinar el aerosol a un solo hemisferio. [5] Las inyecciones en el invierno también son mucho menos eficientes radiativamente que las inyecciones durante el verano para erupciones volcánicas de alta latitud, cuando se mejora la eliminación de aerosoles estratosféricos en las regiones polares. [4]

Se especula que la famosa pintura de Munch se inspiró en la nube de aerosol volcánico rojo sobre Oslo producida por la erupción del Awu de 1892.

El aerosol de sulfato interactúa fuertemente con la radiación solar a través de la dispersión , dando lugar a notables fenómenos ópticos atmosféricos en la estratosfera. Estos fenómenos incluyen el oscurecimiento solar , las coronas o anillos de Bishop , una peculiar coloración crepuscular y eclipses lunares totales oscuros . [7] [8] Los registros históricos que documentaron estos eventos atmosféricos son indicios de inviernos volcánicos y se remontan a períodos anteriores a la Era Común . [9]

Las observaciones de la temperatura superficial tras 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 emitido. [10]

Retroalimentación positiva 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 o incluso milenios. Se plantea la hipótesis de 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 posteriores a 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 reducción generalizada de la línea de nieve , lo que permite la rápida expansión del hielo marino , los casquetes polares y los glaciares continentales . Como resultado, las temperaturas del océano disminuyen y el albedo superficial 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 de escala centenaria o incluso más largos. [12]

Se ha propuesto que un conjunto de grandes erupciones volcánicas muy espaciadas desencadenaron o amplificaron la Pequeña Edad de Hielo , [14] la Pequeña Edad de Hielo de la Antigüedad Tardía , [15] los estadiales , [16] el Dryas Reciente , [17] los eventos Heinrich , [18] y los eventos Dansgaard-Oeschger [19] a través de las retroalimentaciones positivas atmósfera-hielo-océano.

Efectos de la intemperie

Escalas temporales de diversos mecanismos de enfriamiento volcánico sobre el clima

Se ha propuesto que la erosión de un volumen suficientemente grande de materiales volcánicos que han erupcionado rápidamente es un factor importante en el ciclo de erosión de 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 erosionados reaccionan con el dióxido de carbono y el 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 quedan secuestrados en el fondo del océano. La erupción de un gran volumen de materiales volcánicos puede mejorar los procesos de erosión, reduciendo así los niveles atmosféricos de CO 2 y contribuyendo a la reducción de la temperatura global.

La rápida ubicación de las grandes provincias ígneas máficas tiene el potencial de causar una rápida disminución del contenido de CO2 atmosférico , lo que lleva a un clima de invernadero que durará varios millones de años . [21] [22] Un ejemplo notable es la glaciación de Sturtiana , [a] que se considera el evento glacial conocido más severo y extendido en la historia de la Tierra. Se cree que esta glaciación fue causada por la erosión de la Gran Provincia Ígnea de Franklin en erupción . [22] [23]

Enfriamientos volcánicos pasados

Las reconstrucciones de temperatura basadas en anillos de árboles , registros históricos de velos de polvo y estudios de núcleos de hielo han confirmado que algunos de los años más fríos durante los últimos cinco milenios fueron causados ​​directamente por inyecciones volcánicas masivas de SO 2 . [24] [25]

Se observan enfriamientos en el hemisferio norte después de grandes erupciones volcánicas y las temperaturas se reconstruyen a partir de datos de anillos de árboles. [26] [27]

Las anomalías de temperatura hemisférica resultantes de erupciones volcánicas se han reconstruido principalmente basándose en datos de anillos de árboles durante los últimos dos milenios . [b] [27] [28] [29] [30] Para períodos anteriores del 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 registros de δ 18 O resueltos anualmente . [d] [32] Esta es una compilación no exhaustiva de enfriamientos notables y consecuentes que se han atribuido definitivamente a aerosoles volcánicos, aunque rara vez se identifican los volcanes de origen de los aerosoles.

Durante el Último Período Glacial, se infieren enfriamientos volcánicos comparables a los mayores enfriamientos volcánicos durante la Era Común (por ejemplo, Tambora, Samalas) 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 máxima de enfriamiento de δ 18 O de las erupciones supera la anomalía después de las mayores erupciones de la Era Común. [37] Una erupción del Último Período Glacial que ha ganado una atención significativa es la erupción de la Toba Más Reciente (YTT), que ha provocado intensos debates sobre sus efectos climáticos.

Toba Tuff más joven

La erupción del YTT de la Caldera de Toba , 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 excepcional magnitud de esta extraña erupción ha provocado un debate sostenido sobre su impacto global y regional en el clima.

Las mediciones de concentración de sulfato y de isótopos de núcleos de hielo polar tomados alrededor de 74.000 años antes del presente han identificado cuatro eventos de aerosoles atmosféricos que podrían atribuirse potencialmente al YTT. [40] Las cargas de sulfato estratosférico calculadas para estos cuatro eventos varían de 219 a 535 millones de toneladas, que es de 1 a 3 veces mayor que la de la erupción de Samalas en 1257 d. C. [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 erupcionados, y la recuperación completa de la temperatura no ocurre dentro de los 10 años. [42]

Sin embargo, la evidencia empírica del enfriamiento inducido por YTT es mixta. YTT coincide con el inicio del estadial 20 de Groenlandia (GS-20), que se caracteriza por un período de enfriamiento de 1.500 años. [43] GS-20 se considera el estadial más extremo isotópicamente [44] y más frío, [45] además de tener el monzón asiático más débil , [46] en 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 estadial 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 de 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 un 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 de YTT, [45] pero se argumenta que estos cambios ambientales ya estaban ocurriendo antes de YTT. [54] Los sedimentos del lago Malawi no proporcionan evidencia que respalde un invierno volcánico dentro de unos pocos años después de la erupción de YTT, [55] [56] [57] pero la resolución de los sedimentos es cuestionada debido a la mezcla de sedimentos. [58] Directamente sobre la capa de YTT en el lago Malawi, hay evidencia de un período de megasequía y enfriamiento de 2000 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 erosión intensificada de los basaltos de inundación continental, que entró en erupción justo antes del inicio de la glaciación Sturtiana hace 717 millones de años, se reconoce como el desencadenante de la glaciación más grave 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 las latitudes bajas hasta el ecuador , cubriendo una extensión mundial. [62] Esta glaciación duró casi 60 millones de años, desde hace 717 hasta hace 659 millones de años. [63]

La geocronología data el rápido emplazamiento de la gran provincia ígnea de Franklin de 5.000.000 km2 ( 1.900.000 millas cuadradas) solo 1 millón de años antes del inicio de la glaciación de Sturtiana. [23] También se emplazaron múltiples grandes provincias ígneas en la escala de 1.000.000 km2 ( 390.000 millas cuadradas) en Rodinia entre 850 y 720 millones de años atrás. [64] [65] La meteorización de una cantidad masiva de materiales máficos frescos inició un enfriamiento descontrolado y una retroalimentación del albedo del hielo después de 1 millón de años. Las composiciones isotópicas químicas muestran un flujo masivo de materiales meteorizados recién erupcionados que ingresan al océano, coincidiendo con las erupciones de grandes provincias ígneas. [66] [67] Las simulaciones demuestran que la mayor resistencia a la intemperie provocó una caída del CO2 atmosférico del orden de 1.320 ppm y un enfriamiento de 8 K de las temperaturas globales, lo que desencadenó el episodio más extraordinario de cambio climático en el registro geológico. [68]

Efectos sobre la vida

La caldera del supervolcán del lago Toba

Algunos investigadores atribuyen las causas del cuello de botella de la población  (una disminución brusca de la población de una especie , seguida inmediatamente de un período de gran divergencia genética ( diferenciación ) entre los supervivientes) a los inviernos volcánicos. Estos acontecimientos pueden reducir las poblaciones a "niveles lo suficientemente bajos como para que los cambios evolutivos, que se producen mucho más rápido en poblaciones pequeñas, produzcan una rápida diferenciación de la población". [69] Con el cuello de botella del lago Toba, muchas especies mostraron efectos masivos de estrechamiento del acervo genético, y Toba puede haber reducido la población humana a entre 15.000 y 40.000, o incluso menos. [69]

Véase también

Notas

  1. ^ La glaciación Sturtian es controvertidamente llamada " Tierra bola de nieve ".
  2. ^ Cada reconstrucción da como resultado diferentes magnitudes de enfriamientos volcánicos.
  3. ^ El daño por heladas implica una rara ocurrencia de temperaturas por debajo del punto de congelación durante la temporada de crecimiento .
  4. ^ El registro δ 18 O es un indicador de las temperaturas locales.

Referencias

  1. ^ Robock 2000, pág. 193.
  2. ^ Cole‐Dai 2010, pág. 825.
  3. ^ Robock 2000, pág. 214.
  4. ^ ab Iacovino et al. 2016, pág. 8.
  5. ^ desde Toohey et al. 2019, pág. 100.
  6. ^ ab Cole-Dai 2010, págs. 825–826.
  7. ^ Robock 2000, págs. 194-197.
  8. ^ Guillet y otros, 2023, pág. 90.
  9. ^ Baillie 1991, págs. 238-242.
  10. ^ Schmidt y Black 2022, pág. 628.
  11. ^ Robock 2000, pág. 209.
  12. ^ ab Zhong et al. 2011, pág. 2373.
  13. ^ Baldini, Brown y McElwaine 2015, pág. 1.
  14. ^ Miller y otros, 2012, pág. 1.
  15. ^ ab Büntgen et al. 2016, pág. 1.
  16. ^ Bay, Bramall y Price 2004, págs. 6344–6345.
  17. ^ Baldini y col. 2018, págs. 974–977.
  18. ^ Baldini, Brown y McElwaine 2015, págs. 2–5.
  19. ^ Lohmann y Svensson 2022, págs. 2033-2037.
  20. ^ Jones y col. 2016, págs. 14-16.
  21. ^ ab Goddéris et al. 2003, pág. 1.
  22. ^ abc Cox y otros. 2016, pág. 89.
  23. ^ abc Pu et al. 2022, pág. 1.
  24. ^ Sigl et al. 2015, pág. 5.
  25. ^ Salzer y Hughes 2007, págs. 61–63.
  26. ^ Sigl y otros. 2021.
  27. ^ abcdef Guillet y otros 2020.
  28. ^ Wilson et al. 2016, págs. 11-12.
  29. ^ Schneider y col. 2015, págs. 4560–4561.
  30. ^ Büntgen y col. 2021, págs. 5–6.
  31. ^ LaMarche y Hirschboeck 1984, pág. 121.
  32. ^ Lohmann y otros, 2023, pág. 1.
  33. ^ Soden y otros, 2002, pág. 728.
  34. ^ Rampino y yo 1982, pag. 132.
  35. ^ McConnell y otros, 2020, pág. 3.
  36. ^ Lohmann y otros, 2023, pág. 10.
  37. ^ Lohmann y otros, 2023, pág. 11.
  38. ^ Chesner y col. 1991, pág. 200.
  39. ^ Chesner y col. 1991, pág. 202.
  40. ^ Svensson y col. 2013, pág. 755.
  41. ^ Lin y otros, 2023, pág. 5.
  42. ^ Black et al. 2021, pág. 3.
  43. ^ Crick et al. 2021, págs. 2130–2132.
  44. ^ Svensson y col. 2013, pág. 760.
  45. ^ ab Williams y col. 2009, pág. 295.
  46. ^ Du et al. 2019, pág. 1.
  47. ^ Zielinski y col. 1996, pág. 840.
  48. ^ Polyak, Asmerom y Lachniet 2017, pág. 843.
  49. ^ Zielinski y col. 1996, págs. 839–840.
  50. ^ ab Crick et al. 2021, pág. 2119.
  51. ^ Menking y otros, 2022, pág. 5.
  52. ^ Huang y otros. 2001, pág. 3915.
  53. ^ Schulz y otros, 2002, pág. 22.
  54. ^ Petraglia y col. 2012, pág. 119.
  55. ^ Lane, Chorn y Johnson 2013, pág. 8025.
  56. ^ Jackson y otros. 2015, pág. 823.
  57. ^ Yost y otros. 2018, pág. 75.
  58. ^ Ambrose 2019, págs. 183–185.
  59. ^ Ambrose 2019, págs. 187–188.
  60. ^ Lin y otros, 2023, pág. 7.
  61. ^ Hoffman y otros. 2017, pág. 2.
  62. ^ Lan y otros. 2014, pág. 401.
  63. ^ Mitchell y otros. 2019, pág. 381.
  64. ^ Cox y otros. 2016, pág. 91.
  65. ^ Lu y col. 2022, pág. 1.
  66. ^ Rooney y otros. 2014, pág. 55.
  67. ^ Cox y col. 2016, págs. 92–94.
  68. ^ Donnadieu y col. 2004, págs.303.
  69. ^ ab Burroughs, William James (2005). Cambio climático en la prehistoria: el fin del reinado del caos, Cambridge University Press, pág. 139 ISBN  978-0521824095

Fuentes

Lectura adicional

Enlaces externos

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