La paleoclimatología ( ortografía británica , paleoclimatología ) es el estudio científico de los climas anteriores a la invención de los instrumentos meteorológicos , cuando no se disponía de datos de medición directa. [1] Como los registros instrumentales sólo abarcan una pequeña parte de la historia de la Tierra , la reconstrucción del clima antiguo es importante para comprender la variación natural y la evolución del clima actual.
La paleoclimatología utiliza una variedad de métodos sustitutos de las ciencias de la Tierra y de la vida para obtener datos previamente preservados dentro de rocas , sedimentos , perforaciones , capas de hielo , anillos de árboles , corales , conchas y microfósiles . Combinados con técnicas para fechar los indicadores, los registros paleoclimáticos se utilizan para determinar los estados pasados de la atmósfera de la Tierra .
El campo científico de la paleoclimatología alcanzó su madurez en el siglo XX. Los períodos notables estudiados por los paleoclimatólogos incluyen las frecuentes glaciaciones que ha sufrido la Tierra, eventos de enfriamiento rápido como el Dryas más joven y el rápido calentamiento durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno . Los estudios de cambios pasados en el medio ambiente y la biodiversidad a menudo reflejan la situación actual, específicamente el impacto del clima en las extinciones masivas y la recuperación biótica y el calentamiento global actual . [2] [3]
Las nociones de un clima cambiante probablemente evolucionaron en el antiguo Egipto , Mesopotamia , el valle del Indo y China , donde se experimentaron períodos prolongados de sequías e inundaciones. [4] En el siglo XVII, Robert Hooke postuló que los fósiles de tortugas gigantes encontrados en Dorset sólo podían explicarse por un clima que alguna vez fue más cálido, lo que él pensó que podría explicarse por un cambio en el eje de la Tierra. [4] En aquella época, los fósiles se explicaban a menudo como consecuencia de un diluvio bíblico. [5] Las observaciones sistemáticas de las manchas solares fueron iniciadas por el astrónomo aficionado Heinrich Schwabe a principios del siglo XIX, iniciando una discusión sobre la influencia del Sol en el clima de la Tierra. [4]
El estudio científico de la paleoclimatología comenzó a tomar forma a principios del siglo XIX, cuando los descubrimientos sobre las glaciaciones y los cambios naturales en el clima pasado de la Tierra ayudaron a comprender el efecto invernadero . No fue hasta el siglo XX que la paleoclimatología se convirtió en un campo científico unificado. Antes, diversas disciplinas estudiaban diferentes aspectos de la historia climática de la Tierra. [5] A finales del siglo XX, la investigación empírica sobre los climas antiguos de la Tierra comenzó a combinarse con modelos informáticos de complejidad creciente. En este período también se desarrolló un nuevo objetivo: encontrar climas análogos antiguos que pudieran proporcionar información sobre el cambio climático actual . [5]
Los paleoclimatólogos emplean una amplia variedad de técnicas para deducir climas antiguos. Las técnicas utilizadas dependen de qué variable debe reconstruirse (podría ser temperatura , precipitación u otra cosa) y de cuánto tiempo hace que ocurrió el clima de interés. Por ejemplo, el registro marino profundo, fuente de la mayoría de los datos isotópicos, existe sólo en las placas oceánicas, que eventualmente se subducen ; el material restante más antiguo tiene 200 millones de años . Los sedimentos más antiguos también son más propensos a corromperse por diagénesis . La resolución y la confianza en los datos disminuyen con el tiempo.
Los glaciares de montaña y los casquetes polares proporcionan muchos datos en paleoclimatología. Los proyectos de extracción de muestras de hielo en los casquetes polares de Groenlandia y la Antártida han proporcionado datos que se remontan a varios cientos de miles de años atrás, más de 800.000 años en el caso del proyecto EPICA .
Un consorcio multinacional, el Proyecto Europeo para la extracción de muestras de hielo en la Antártida (EPICA), ha perforado un núcleo de hielo en el Domo C, en la capa de hielo de la Antártida Oriental, y ha recuperado hielo de hace aproximadamente 800.000 años. [6] La comunidad internacional de núcleos de hielo, bajo los auspicios de International Partnerships in Ice Core Sciences (IPICS), ha definido un proyecto prioritario para obtener el registro de núcleos de hielo más antiguo posible de la Antártida, un registro de núcleos de hielo que se remonta a 1,5 millones o más. hace años que. [7]
La información climática se puede obtener mediante la comprensión de los cambios en el crecimiento de los árboles. Generalmente, los árboles responden a los cambios en las variables climáticas acelerando o desacelerando el crecimiento, lo que a su vez generalmente se refleja en un mayor o menor espesor de los anillos de crecimiento. Sin embargo, diferentes especies responden a los cambios en las variables climáticas de diferentes maneras. Un registro de anillos de árboles se establece recopilando información de muchos árboles vivos en un área específica.
La madera intacta más antigua que ha escapado a la descomposición puede extender el tiempo cubierto por el registro al hacer coincidir los cambios de profundidad del anillo con los especímenes contemporáneos. Al utilizar ese método, algunas áreas tienen registros de anillos de árboles que datan de hace unos miles de años. La madera más antigua que no está relacionada con un registro contemporáneo se puede datar generalmente con técnicas de radiocarbono. Se puede utilizar un registro de anillos de árboles para producir información sobre precipitación, temperatura, hidrología e incendios correspondientes a un área en particular.
En una escala de tiempo más larga, los geólogos deben consultar el registro sedimentario para obtener datos.
En una escala de tiempo más larga, el registro de rocas puede mostrar signos de aumento y descenso del nivel del mar , y se pueden identificar características como dunas de arena "fosilizadas" . Los científicos pueden comprender el clima a largo plazo estudiando rocas sedimentarias que se remontan a miles de millones de años. La división de la historia de la Tierra en períodos separados se basa en gran medida en cambios visibles en las capas de rocas sedimentarias que delimitan cambios importantes en las condiciones. A menudo incluyen cambios importantes en el clima.
Los "anillos" de coral son similares a los anillos de los árboles, excepto que responden a cosas diferentes, como la temperatura del agua, la afluencia de agua dulce, los cambios de pH y la acción de las olas. A partir de ahí, se pueden utilizar ciertos equipos para calcular la temperatura de la superficie del mar y la salinidad del agua de los últimos siglos. El δ 18 O de las algas rojas coralinas proporciona un indicador útil de la temperatura y la salinidad de la superficie del mar combinadas en latitudes altas y en los trópicos, donde muchas técnicas tradicionales son limitadas. [8] [9]
Dentro de la geomorfología climática , un enfoque es estudiar accidentes geográficos relictos para inferir climas antiguos. [10] A menudo se preocupa por los climas pasados y la geomorfología climática se considera a veces un tema de geología histórica . [11] La geomorfología climática es de uso limitado para estudiar grandes cambios climáticos recientes ( Cuaternario , Holoceno ), ya que rara vez son discernibles en el registro geomorfológico. [12]
El campo de la geocronología tiene científicos trabajando para determinar la antigüedad de ciertos representantes. En el caso de archivos proxy recientes de anillos de árboles y corales, se pueden contar los anillos anuales individuales y determinar un año exacto. La datación radiométrica utiliza las propiedades de los elementos radiactivos en sustitutos. En el material más antiguo, una mayor cantidad de material radiactivo se habrá desintegrado y la proporción de diferentes elementos será diferente a la de los sustitutos más nuevos. Un ejemplo de datación radiométrica es la datación por radiocarbono . En el aire, los rayos cósmicos convierten constantemente el nitrógeno en un isótopo de carbono radiactivo específico, el 14 C. Cuando las plantas utilizan este carbono para crecer, este isótopo ya no se repone y comienza a descomponerse. La proporción de carbono "normal" y carbono-14 proporciona información sobre cuánto tiempo el material vegetal no ha estado en contacto con la atmósfera. [13]
El conocimiento de los eventos climáticos precisos disminuye a medida que el registro retrocede en el tiempo, pero se conocen algunos eventos climáticos notables:
La primera atmósfera estaría formada por gases de la nebulosa solar , principalmente hidrógeno . Además, probablemente habría habido hidruros simples como los que ahora se encuentran en gigantes gaseosos como Júpiter y Saturno , en particular vapor de agua , metano y amoníaco . Al disiparse la nebulosa solar, los gases habrían escapado, en parte expulsados por el viento solar . [14]
La siguiente atmósfera, compuesta principalmente de nitrógeno , dióxido de carbono y gases inertes, fue producida por la desgasificación del vulcanismo , complementada con gases producidos durante el intenso bombardeo tardío de la Tierra por enormes asteroides . [14] Una gran parte de las emisiones de dióxido de carbono pronto se disolvieron en el agua y formaron sedimentos carbonatados.
Se han encontrado sedimentos relacionados con el agua que datan de hace 3.800 millones de años. [15] Hace unos 3.400 millones de años, el nitrógeno era la mayor parte de la entonces estable "segunda atmósfera". La influencia de la vida debe tenerse en cuenta bastante pronto en la historia de la atmósfera, ya que se han datado indicios de formas de vida tempranas hace 3.500 millones de años. [16] El hecho de que no esté perfectamente en línea con el 30% menos de radiación solar (en comparación con la actual) del Sol primitivo ha sido descrito como la " paradoja del débil Sol joven ".
El registro geológico, sin embargo, muestra una superficie continuamente relativamente cálida durante todo el registro temprano de temperatura de la Tierra, con la excepción de una fase glacial fría hace unos 2.400 millones de años. A finales del eón Arcaico , comenzó a desarrollarse una atmósfera que contenía oxígeno, aparentemente a partir de cianobacterias fotosintetizadoras (ver Gran Evento de Oxigenación ), que se han encontrado como fósiles de estromatolitos de hace 2.700 millones de años. La isotopía básica temprana del carbono ( proporciones de proporción de isótopos ) estaba muy en línea con lo que se encuentra hoy, lo que sugiere que las características fundamentales del ciclo del carbono se establecieron ya hace 4 mil millones de años.
La constante reordenación de los continentes por la tectónica de placas influye en la evolución a largo plazo de la atmósfera al transferir dióxido de carbono hacia y desde los grandes depósitos continentales de carbonato. El oxígeno libre no existió en la atmósfera hasta hace unos 2.400 millones de años, durante el Gran Evento de Oxigenación , y su aparición está indicada por el final de las formaciones de bandas de hierro . Hasta entonces, el oxígeno producido por la fotosíntesis se consumía mediante la oxidación de materiales reducidos, en particular el hierro. Las moléculas de oxígeno libre no comenzaron a acumularse en la atmósfera hasta que la tasa de producción de oxígeno comenzó a exceder la disponibilidad de materiales reductores. Ese punto fue un cambio de una atmósfera reductora a una atmósfera oxidante . El O 2 mostró grandes variaciones hasta alcanzar un estado estable de más del 15% a finales del Precámbrico. [17] El siguiente lapso de tiempo fue el eón fanerozoico , durante el cual comenzaron a aparecer formas de vida metazoarias que respiran oxígeno .
La cantidad de oxígeno en la atmósfera ha fluctuado durante los últimos 600 millones de años, alcanzando un máximo del 35% [18] durante el período Carbonífero , significativamente más alto que el 21% actual. Dos procesos principales gobiernan los cambios en la atmósfera: las plantas utilizan el dióxido de carbono de la atmósfera , liberando oxígeno y la descomposición de la pirita y las erupciones volcánicas liberan azufre a la atmósfera, que se oxida y, por tanto, reduce la cantidad de oxígeno en la atmósfera. Sin embargo, las erupciones volcánicas también liberan dióxido de carbono, que las plantas pueden convertir en oxígeno. Se desconoce la causa exacta de la variación de la cantidad de oxígeno en la atmósfera. Los períodos con mucho oxígeno en la atmósfera están asociados con un rápido desarrollo de los animales. La atmósfera actual contiene un 21% de oxígeno, cantidad suficiente para el rápido desarrollo de los animales. [19]
En 2020, los científicos publicaron un registro continuo y de alta fidelidad de las variaciones del clima de la Tierra durante los últimos 66 millones de años e identificaron cuatro estados climáticos , separados por transiciones que incluyen cambios en los niveles de gases de efecto invernadero y los volúmenes de las capas de hielo polares. Integraron datos de diversas fuentes. El estado climático más cálido desde la época de la extinción de los dinosaurios, "Invernadero", duró de 56 millones de años a 47 millones de años y fue ~14 °C más cálido que las temperaturas modernas promedio. [20] [21]
El Precámbrico tuvo lugar entre el momento en que la Tierra se formó por primera vez, hace 4.600 millones de años ( Ga ), y hace 542 millones de años. El Precámbrico se puede dividir en dos eones, el Arcaico y el Proterozoico, que a su vez se pueden subdividir en eras. [22] La reconstrucción del clima precámbrico es difícil por varias razones, incluido el bajo número de indicadores confiables y un registro fósil generalmente no bien conservado o extenso (especialmente en comparación con el eón fanerozoico). [23] [24] A pesar de estos problemas, existe evidencia de una serie de eventos climáticos importantes a lo largo de la historia del Precámbrico: El Gran Evento de Oxigenación , que comenzó hace alrededor de 2,3 Ga (el comienzo del Proterozoico) está indicado por biomarcadores que demostrar la aparición de organismos fotosintéticos. Debido a los altos niveles de oxígeno en la atmósfera debido al GOE, los niveles de CH 4 cayeron rápidamente enfriando la atmósfera y provocando la glaciación huroniana. Durante aproximadamente 1 Ga después de la glaciación (hace 2-0,8 Ga), la Tierra probablemente experimentó temperaturas más cálidas indicadas por microfósiles de eucariotas fotosintéticos y niveles de oxígeno entre el 5 y el 18% del nivel actual de oxígeno de la Tierra. Al final del Proterozoico, hay evidencia de eventos de glaciación global de diversa gravedad que causaron una ' Tierra bola de nieve '. [25] La Tierra Bola de Nieve está sustentada por diferentes indicadores, como depósitos glaciales, una erosión continental significativa llamada Gran Discordancia y rocas sedimentarias llamadas carbonatos de capa que se forman después de un episodio de deglaciación. [26]
Los principales impulsores de las eras preindustriales han sido las variaciones del Sol, las cenizas y exhalaciones volcánicas, los movimientos relativos de la Tierra hacia el Sol y los efectos inducidos tectónicamente en cuanto a las principales corrientes marinas, cuencas hidrográficas y oscilaciones oceánicas. A principios del Fanerozoico, el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico se ha relacionado con el impulso o amplificación del aumento de las temperaturas globales. [27] Royer et al. 2004 [28] encontró una sensibilidad climática para el resto del Fanerozoico que se calculó que era similar al rango de valores moderno actual.
La diferencia en las temperaturas medias globales entre una Tierra totalmente glacial y una Tierra libre de hielo se estima en 10 °C, aunque se observarían cambios mucho mayores en latitudes altas y otros más pequeños en latitudes bajas. [ cita necesaria ] Un requisito para el desarrollo de capas de hielo a gran escala parece ser la disposición de las masas de tierra continentales en los polos o cerca de ellos. La constante reordenación de los continentes por la tectónica de placas también puede influir en la evolución climática a largo plazo. Sin embargo, la presencia o ausencia de masas de tierra en los polos no es suficiente para garantizar glaciaciones o excluir los casquetes polares. Existe evidencia de períodos cálidos en el clima de la Tierra en el pasado, cuando masas de tierra polares similares a la Antártida albergaban bosques caducifolios en lugar de capas de hielo.
El mínimo local relativamente cálido entre el Jurásico y el Cretácico va acompañado de un aumento de la subducción y del vulcanismo de las dorsales en medio del océano [29] debido a la desintegración del supercontinente Pangea .
A la evolución a largo plazo entre climas cálidos y fríos se han superpuesto muchas fluctuaciones climáticas a corto plazo similares, y a veces más severas, a los distintos estados glaciales e interglaciares de la actual edad de hielo . Algunas de las fluctuaciones más severas, como el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , pueden estar relacionadas con cambios climáticos rápidos debido a colapsos repentinos de los depósitos naturales de clatrato de metano en los océanos. [30]
Se ha propuesto un evento único similar de cambio climático severo inducido después del impacto de un meteorito como motivo del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno . Otros umbrales importantes son los eventos de extinción del Pérmico-Triásico y del Ordovícico-Silúrico , con varias razones sugeridas.
El período geológico Cuaternario incluye el clima actual. Ha habido un ciclo de edades de hielo durante los últimos 2,2 a 2,1 millones de años (que comenzó antes del Cuaternario a finales del período Neógeno ).
Nótese en el gráfico de la derecha la fuerte periodicidad de 120.000 años de los ciclos y la sorprendente asimetría de las curvas. Se cree que esta asimetría es el resultado de interacciones complejas de mecanismos de retroalimentación. Se ha observado que las edades de hielo se profundizan en pasos progresivos, pero la recuperación a las condiciones interglaciales se produce en un gran paso.
El gráfico de la izquierda muestra el cambio de temperatura durante los últimos 12.000 años, de diversas fuentes; la gruesa curva negra es un promedio.
El forzamiento climático es la diferencia entre la energía radiante ( luz solar ) recibida por la Tierra y la radiación de onda larga saliente hacia el espacio. Dicho forzamiento radiativo se cuantifica en función de la cantidad de CO 2 en la tropopausa , en unidades de vatios por metro cuadrado en la superficie de la Tierra. [35] Dependiendo del equilibrio radiativo de la energía entrante y saliente, la Tierra se calienta o se enfría. El equilibrio radiativo de la Tierra se origina a partir de cambios en la insolación solar y en las concentraciones de gases de efecto invernadero y aerosoles . El cambio climático puede deberse a procesos internos en la esfera terrestre y/o a fuerzas externas. [36]
El sistema climático de la Tierra involucra la atmósfera , la biosfera , la criosfera , la hidrosfera y la litosfera , [37] y la suma de estos procesos de las esferas de la Tierra es lo que afecta el clima. Los gases de efecto invernadero actúan como forzamiento interno del sistema climático. Los intereses particulares en la ciencia del clima y la paleoclimatología se centran en el estudio de la sensibilidad climática de la Tierra , en respuesta a la suma de forzamientos.
Ejemplos:
En escalas de tiempo de millones de años, el levantamiento de cadenas montañosas y los subsiguientes procesos de erosión de rocas y suelos y la subducción de placas tectónicas son una parte importante del ciclo del carbono . [39] [40] [41] La meteorización secuestra CO 2 , mediante la reacción de minerales con productos químicos (especialmente la meteorización de silicatos con CO 2 ) y, por lo tanto, elimina CO 2 de la atmósfera y reduce el forzamiento radiativo. El efecto contrario es el vulcanismo , responsable del efecto invernadero natural , al emitir CO 2 a la atmósfera, afectando así a los ciclos de glaciación (Edad de Hielo). Jim Hansen sugirió que los humanos emiten CO 2 10.000 veces más rápido que los procesos naturales en el pasado. [42]
La dinámica de las capas de hielo y las posiciones continentales (y los cambios relacionados con la vegetación) han sido factores importantes en la evolución a largo plazo del clima de la Tierra. [43] También existe una estrecha correlación entre el CO 2 y la temperatura, donde el CO 2 tiene un fuerte control sobre las temperaturas globales en la historia de la Tierra. [44]
El cambio climático puede deberse a procesos internos naturales o forzamientos externos, como modulaciones de los ciclos solares, erupciones volcánicas y cambios antropogénicos persistentes en la composición de la atmósfera o en el uso de la tierra.
