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Teoría de la catástrofe de Toba

La erupción de Toba (a veces llamada supererupción de Toba o erupción de Toba más joven ) fue una erupción de supervolcán que ocurrió hace unos 74.000 años durante el Pleistoceno tardío [1] en el sitio del actual lago Toba en Sumatra , Indonesia . Es una de las mayores erupciones explosivas conocidas en la historia de la Tierra . La teoría de la catástrofe de Toba sostiene que este evento provocó un severo invierno volcánico global de seis a diez años y contribuyó a un episodio de enfriamiento de 1.000 años de duración, lo que provocó un cuello de botella genético en los humanos . [2] [3]

Varios estudios genéticos han revelado que hace 50.000 años, la población de los ancestros humanos se expandió enormemente, pasando de unos pocos miles de individuos. [4] [5] La periodista científica Ann Gibbons ha postulado que el bajo tamaño de la población fue causado por la erupción de Toba. [6] El geólogo Michael R. Rampino de la Universidad de Nueva York y el vulcanólogo Stephen Self de la Universidad de Hawai en Mānoa han apoyado su sugerencia. [7] En 1998, la teoría del cuello de botella fue desarrollada aún más por el antropólogo Stanley H. Ambrose de la Universidad de Illinois Urbana-Champaign . [2] Sin embargo, algunas pruebas físicas cuestionan los vínculos con el evento frío milenario y el cuello de botella genético, y algunos consideran la teoría refutada. [8] [9] [10] [11] [12]

erupción supervolcánica

La erupción de Toba ocurrió en la ubicación actual del lago Toba en Indonesia y se fechó (en 2012) hace 73.880 ± 320 años mediante datación de potasio-argón de alta precisión . [13] Esta erupción fue la última y más grande de cuatro erupciones del Complejo Caldera de Toba durante el período Cuaternario , y también se reconoce por su horizonte diagnóstico de caída de ceniza, la toba de Toba . [14] Tenía un índice de explosividad volcánica (VEI) estimado de 8 (la calificación más alta en la escala); Hizo una contribución considerable al complejo de caldera de 100 km × 35 km (62 mi × 22 mi) . [15]

Con base en la distribución conocida de la caída de ceniza y los flujos piroclásticos , se estimó que el volumen eruptivo fue de al menos 2.800 km 3 (670 cu mi) equivalente en roca densa (DRE), de los cuales 800 km 3 (190 cu mi) se depositaron como caída de ceniza. . [16] Los modelos computacionales de dispersión de cenizas sugirieron que posiblemente hasta 5.300 km 3 (1.300 cu mi) DRE entraron en erupción. [17] Se ha sugerido un volumen aún mayor de 6.000 km 3 (1.400 cu mi) DRE basándose en cenizas perdidas y erosionadas de flujos piroclásticos. [18] La erupción de Toba fue la erupción volcánica explosiva más grande conocida en el período Cuaternario. [19]

La erupción fue de una intensidad excepcional y se completó en sólo 9 a 14 días. [19] La masa en erupción de Toba depositó una capa de ceniza de unos 15 centímetros (6 pulgadas) de espesor sobre el subcontinente indio . También se depositó un manto de ceniza volcánica sobre el Océano Índico , el Mar Arábigo y el Mar de China Meridional . [20] También se han descubierto fragmentos de vidrio de esta erupción en África Oriental . [21]

Efectos climáticos

Al analizar los indicadores climáticos y simular el forzamiento climático , los investigadores pueden obtener información sobre los efectos climáticos inmediatos de la erupción de Toba. Sin embargo, existen limitaciones para ambos enfoques. En los registros sedimentarios donde la toba de Toba no sirve como horizonte marcador , no se puede señalar la sección exacta que registra las condiciones ambientales inmediatamente posteriores a la erupción. Mientras tanto, en los registros sedimentarios que tienen la toba de Toba como horizonte marcador, la tasa de sedimentación puede ser demasiado baja para capturar los efectos climáticos a corto plazo de la erupción. [22] [23] Por otro lado, los resultados de los modelos climáticos dependen completamente del presupuesto volátil del magma en erupción, por lo que varían de acuerdo con el presupuesto volátil supuesto.

Proxy climático

La capa de toba tefra en los sedimentos marinos coincide con el límite del isótopo marino δ 18 O de las etapas 5a a 4, lo que marca una transición climática de cálido a frío causada por el cambio en la circulación oceánica y la caída en la concentración de CO 2 atmosférico , también conocido como evento Dansgaard-Oeschger . El geólogo Michael R. Rampino y el vulcanólogo Stephen Self plantearon la hipótesis de que la erupción de Toba aceleró este cambio. [24] [25] Probar esta hipótesis requirió registros sedimentarios de mayor resolución.

Dos núcleos de sedimentos marinos del horizonte marcador Toba recuperados [ se necesita aclaración ] del Océano Índico septentrional y el Mar de China Meridional no mostraron un enfriamiento pronunciado o un enfriamiento de 0,8 a 1,0 °C (1,4 a 1,8 °F) en los siglos posteriores a la erupción. [26] [27] La ​​resolución central [ se necesita aclaración ] fue insuficiente para determinar que el enfriamiento fue causado por la erupción de Toba, ya que los dos eventos podrían estar separados por décadas o siglos en el núcleo. [22] Sin embargo, no se espera que aparezca un enfriamiento severo de sólo unos pocos años en estos registros de sedimentos de resolución centenaria. [27] Sin embargo, los registros sedimentarios marinos apoyan que Toba tuvo sólo un impacto menor en escalas de tiempo superiores a un siglo. [27] [22]

En los núcleos de hielo de Groenlandia, un gran pico de sulfato que apareció entre los eventos 19 y 20 de Dansgaard-Oeschger posiblemente estuvo relacionado con la erupción de Toba. Los valores de δ 18 O de los núcleos de hielo indican un evento de enfriamiento de 1000 años inmediatamente después de la señal de sulfato. [28] Sin embargo, el δ 18 O de alta resolución excluyó la posibilidad de un impacto de enfriamiento de la erupción que duró más de un siglo y descartó que Toba desencadenara el enfriamiento ya que ya estaba en marcha. [29] [30]

La resolución insuficiente de los sedimentos marinos que contienen la toba de Toba ha dificultado la evaluación de posibles efectos a corto plazo que puedan haber durado menos de un siglo. [31]

En 2013, se informó de una capa microscópica de ceniza de Toba en sedimentos del lago Malawi . Junto con la alta tasa de sedimentación del lago y el horizonte de Toba, varios equipos han reconstruido el entorno local después de la erupción de Toba con una resolución subdecenal de ~6 a 9 años. Los sedimentos del núcleo no muestran evidencia clara de enfriamiento ni desviaciones inusuales en las concentraciones de indicadores ecológicos sensibles al clima. Estos resultados implican que la duración del enfriamiento de Toba debe haber sido más corta que la resolución de muestreo de ~6 a 9 años o demasiado pequeña en magnitud en África Oriental. [9] [31] [32] [33]

Modelo climático

La masa de gases sulfurosos emitida durante la erupción del Toba es un parámetro crucial a la hora de modelar sus efectos climáticos.

Suponiendo una emisión de 1.700 millones de toneladas (1.900 millones de toneladas cortas) de dióxido de azufre , que es 100 veces el azufre del Pinatubo de 1991 , el invierno volcánico modelado tiene un enfriamiento medio global máximo de -3,5 °C (-6,3 °F) y regresa gradualmente dentro de el rango de variabilidad natural 5 años después de la erupción. El modelo no respalda el inicio de un período frío de 1.000 años o una edad de hielo. [34] [35]

En un estudio de 2021, se investigan otros dos escenarios de emisiones, 200 millones de toneladas (220 millones de toneladas cortas) y 2000 millones de toneladas (2200 millones de toneladas cortas) de dióxido de azufre , que son 10 y 100 veces las de Pinatubo respectivamente, utilizando la tecnología más avanzada. Simulaciones proporcionadas por el Modelo del Sistema Terrestre Comunitario . El enfriamiento medio global máximo es de -2,3 °C (-4,1 °F) para una liberación de 0,2 mil millones de toneladas de SO 2 y de -4,1 °C (-7,4 °F) para una liberación de 2 mil millones de toneladas de SO 2 . Las anomalías de temperatura negativas regresan a menos de -1 °C (-1,8 °F) dentro de 3 y 6 años para cada escenario de emisión después de la erupción. [36]

Los estudios petrológicos del magma de Toba determinaron que la masa de aerosoles de ácido sulfúrico de la erupción de Toba representa entre 2 y 5 veces los aerosoles de ácido sulfúrico generados durante la erupción de Pinatubo en 1991. [37] [38] Los estudios sugieren que los modelos previos de las perturbaciones de la temperatura global después de la erupción de Toba eran excesivos. [37] Los registros de núcleos de hielo de inyección de azufre atmosférico durante el período durante el cual ocurrió la erupción de Toba contienen tres grandes inyecciones que son de 10 a 30 veces el azufre de Pinatubo. [30]

Hipótesis del cuello de botella genético

Cuello de botella genético en humanos

La erupción del Toba se ha relacionado con un cuello de botella genético en la evolución humana hace unos 70.000 años; [39] [40] Se plantea la hipótesis de que la erupción resultó en una severa reducción en el tamaño de la población humana total debido a los efectos de la erupción en el clima global. [41] Según la teoría del cuello de botella genético, hace entre 50.000 y 100.000 años, las poblaciones humanas disminuyeron drásticamente a 3.000-10.000 individuos supervivientes. [42] [43] Esto está respaldado por alguna evidencia genética que sugiere que los humanos de hoy descienden de una población muy pequeña de entre 1.000 y 10.000 parejas reproductoras que existió hace unos 70.000 años. [44] [45]

Los defensores de la teoría del cuello de botella genético (incluido Robock) sugieren que la erupción de Toba resultó en un desastre ecológico global, incluida la destrucción de la vegetación junto con una grave sequía en el cinturón de selva tropical y en las regiones monzónicas. Un invierno volcánico de 10 años provocado por la erupción podría haber destruido en gran medida las fuentes de alimento de los humanos y provocado una grave reducción del tamaño de la población. [46] Estos cambios ambientales pueden haber generado cuellos de botella en la población de muchas especies, incluidos los homínidos ; [47] esto, a su vez, puede haber acelerado la diferenciación dentro de la población humana más pequeña. Por lo tanto, las diferencias genéticas entre los humanos modernos pueden reflejar cambios ocurridos en los últimos 70.000 años, en lugar de una diferenciación gradual a lo largo de cientos de miles de años. [48]

Otras investigaciones han puesto en duda un vínculo entre el Complejo Toba Caldera y un cuello de botella genético. Por ejemplo, se encontraron antiguas herramientas de piedra en el valle de Jurreru en el sur de la India encima y debajo de una gruesa capa de ceniza de la erupción de Toba y eran muy similares en estas capas, lo que sugiere que las nubes de polvo de la erupción no acabaron con esta población local. . [49] [50] [51] Sin embargo, otro sitio en la India, el Valle Medio de Son, muestra evidencia de una disminución importante de la población y se ha sugerido que los abundantes manantiales del Valle Jurreru pueden haber ofrecido a sus habitantes una protección única. [52] Evidencia arqueológica adicional del sur y norte de la India también sugiere una falta de evidencia de los efectos de la erupción en las poblaciones locales, lo que llevó a los autores del estudio a concluir que "muchas formas de vida sobrevivieron a la supererupción, contrariamente a otras investigaciones que han sugirieron importantes extinciones animales y cuellos de botella genéticos". [53] Sin embargo, algunos investigadores han cuestionado las técnicas utilizadas para fechar los artefactos en el período posterior al supervolcán Toba. [54] La catástrofe de Toba también coincide con la desaparición de los homínidos Skhul y Qafzeh . [55] La evidencia del análisis del polen ha sugerido una deforestación prolongada en el sur de Asia, y algunos investigadores han sugerido que la erupción de Toba puede haber obligado a los humanos a adoptar nuevas estrategias de adaptación, que pueden haberles permitido reemplazar a los neandertales y "otras especies humanas arcaicas". [56] [57]

Las advertencias adicionales incluyen dificultades para estimar los impactos climáticos globales y regionales de la erupción y la falta de evidencia concluyente de la erupción que precedió al cuello de botella. [58] Además, el análisis genético de secuencias de Alu en todo el genoma humano ha demostrado que el tamaño efectivo de la población humana era inferior a 26.000 hace 1,2 millones de años; Las posibles explicaciones para el bajo tamaño de la población de los ancestros humanos pueden incluir cuellos de botella repetidos en la población o eventos de reemplazo periódicos de subespecies Homo en competencia . [59]

Cuellos de botella genéticos en otros mamíferos

Algunas pruebas apuntan a cuellos de botella genéticos en otros animales tras la erupción del Toba. Las poblaciones de chimpancé de África oriental , [60] orangután de Borneo , [61] macaco de la India central , [62] guepardo y tigre , [63] se recuperaron de poblaciones muy pequeñas hace alrededor de 70.000 a 55.000 años.

Migración después de Toba

Se desconoce la distribución geográfica exacta de las poblaciones humanas anatómicamente modernas en el momento de la erupción, y es posible que las poblaciones supervivientes hayan vivido en África y posteriormente hayan migrado a otras partes del mundo. Los análisis del ADN mitocondrial han estimado que la principal migración desde África se produjo hace 60.000 a 70.000 años, [64] lo que coincide con la datación de la erupción de Toba hace unos 75.000 años. [ cita necesaria ]

Ver también

Citas y notas

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Referencias

Otras lecturas

enlaces externos