Paleoclimatología

Paleoclimatology (ortografía británica, palaeoclimatology) es el estudio de los climas para los que no se tomaron medidas directas. Dado que los registros instrumentales solo 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 indirectos de las ciencias biológicas y de la Tierra para obtener datos previamente conservados en rocas, sedimentos, pozos, capas de hielo, anillos de árboles, corales, conchas y microfósiles. Combinados con técnicas para fechar los proxies, los registros paleoclimáticos se utilizan para determinar los estados pasados de la atmósfera de la Tierra.

El campo científico de la paleoclimatología llegó a su madurez en el siglo XX. Los períodos notables estudiados por los paleoclimatólogos son las frecuentes glaciaciones que ha sufrido la Tierra, los rápidos eventos de enfriamiento como el Younger Dryas 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.

Historia

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. En el siglo XVII, Robert Hooke postuló que los fósiles de tortugas gigantes encontrados en Dorset solo podían explicarse por un clima que alguna vez fue más cálido, lo que pensó que podría explicarse por un cambio en el eje de la Tierra. En ese tiempo, los fósiles a menudo se explicaban como consecuencia de una inundación bíblica. Las observaciones sistemáticas de las manchas solares iniciadas por el astrónomo aficionado Heinrich Schwabe a principios del siglo XIX, iniciaron una discusión sobre la influencia del Sol en el clima de la Tierra.

El campo de 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. Fue solo en el siglo XX que la paleoclimatología se convirtió en un campo científico unificado. Antes, una variedad de disciplinas estudiaban diferentes aspectos de la historia climática de la Tierra. A finales del siglo XX, la investigación empírica de los climas antiguos de la Tierra comenzó a combinarse con modelos informáticos de complejidad creciente. También se desarrolló un nuevo objetivo en este período: encontrar climas análogos antiguos que pudieran proporcionar información sobre el cambio climático actual.

Reconstruyendo climas antiguos

Gráficos de paleotemperatura colocados juntos

El contenido de oxígeno en la atmósfera durante los últimos mil millones de años

Los paleoclimatólogos emplean una amplia variedad de técnicas para deducir climas antiguos. Las técnicas utilizadas dependen de qué variable debe reconstruirse (temperatura, precipitación u otra) y de cuánto tiempo hace que ocurrió el clima de interés. Por ejemplo, el registro marino profundo, la fuente de la mayoría de los datos isotópicos, existe solo en las placas oceánicas, que finalmente se subducen: el material restante más antiguo es 200 millones de años de antigüedad. Los sedimentos más antiguos también son más propensos a la corrupción por diagénesis. La resolución y la confianza en los datos disminuyen con el tiempo.

Proxies del clima

Hielo

Los glaciares de montaña y los casquetes polares/capas de hielo proporcionan muchos datos en paleoclimatología. Los proyectos de extracción de muestras de hielo en los casquetes polares de Groenlandia y la Antártida han arrojado datos que se remontan a varios cientos de miles de años, más de 800 000 años en el caso del proyecto EPICA.

• El aire atrapado dentro de la nieve caída se encapsula en pequeñas burbujas, ya que la nieve se comprime en hielo en el glaciar bajo el peso de la nieve de los últimos años. El aire atrapado ha demostrado una fuente tremendamente valiosa para la medición directa de la composición del aire desde el momento en que se formó el hielo.
• La capa se puede observar debido a pausas estacionales en acumulación de hielo y se puede utilizar para establecer cronología, asociando profundidades específicas del núcleo con rangos de tiempo.
• Los cambios en el espesor de capa se pueden utilizar para determinar los cambios en la precipitación o la temperatura.
• Los cambios de cantidad de oxígeno-18 (δ18O) en capas de hielo representan cambios en la temperatura media de la superficie del océano. Las moléculas de agua que contienen el O-18 más pesado se evaporan a una temperatura más alta que las moléculas de agua que contienen el isótopo de oxígeno-16 normal. La proporción de O-18 a O-16 será mayor a medida que aumente la temperatura. También depende de otros factores como la salinidad del agua y el volumen de agua encerrado en hojas de hielo. Se han detectado diversos ciclos en esas ratios isótopos.
• El polen se ha observado en los núcleos de hielo y se puede utilizar para comprender qué plantas estaban presentes como la capa formada. El polen se produce en abundancia y su distribución es generalmente bien comprendida. Un recuento de polen para una capa específica se puede producir observando la cantidad total de polen categorizado por tipo (forma) en una muestra controlada de esa capa. Los cambios en la frecuencia vegetal con el tiempo se pueden trazar a través del análisis estadístico de los recuentos de polen en el núcleo. Saber qué plantas estaban presentes conduce a una comprensión de precipitación y temperatura, y tipos de fauna presentes. La palenología incluye el estudio del polen para estos fines.
• La ceniza volcánica está contenida en algunas capas, y puede utilizarse para establecer el tiempo de la formación de la capa. Cada evento volcánico distribuyó ceniza con un conjunto único de propiedades (forma y color de partículas, firma química). Establecer la fuente de la ceniza establecerá un rango de tiempo para asociarse con capa de hielo.

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. La comunidad internacional de núcleos de hielo, bajo los auspicios de International Partnerships in Ice Core Sciences (IPICS), definió 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 hace 1,5 millones de años.

Dendroclimatología

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 ralentizando el crecimiento, lo que a su vez se refleja generalmente 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 mediante la recopilación de 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 haciendo coincidir los cambios de profundidad del anillo con los especímenes contemporáneos. Al usar ese método, algunas áreas tienen registros de anillos de árboles que datan de unos miles de años. La madera más antigua que no está conectada a un registro contemporáneo se puede fechar generalmente con técnicas de radiocarbono. Se puede utilizar un registro de anillos de árboles para producir información sobre la precipitación, la temperatura, la hidrología y los incendios correspondientes a un área en particular.

Contenido sedimentario

En una escala de tiempo más larga, los geólogos deben consultar el registro sedimentario para obtener datos.

• Los sedimentos, a veces calificados para formar roca, pueden contener restos de vegetación conservada, animales, plancton o polen, que pueden ser característicos de ciertas zonas climáticas.
• Las moléculas de biomarcador como las alkenones pueden producir información sobre su temperatura de formación.
• Las firmas químicas, en particular la proporción Mg/Ca de calcita en las pruebas de Foraminifera, pueden utilizarse para reconstruir la temperatura pasada.
• Las ratios iotópicas pueden proporcionar más información. Específicamente, el registro δ18O responde a cambios en el volumen de temperatura y hielo, y el registro δ13C refleja una gama de factores, que a menudo son difíciles de desenredar.

Muestra del núcleo del piso del mar etiquetada para identificar el lugar exacto en el piso del mar donde se tomó la muestra. Los sedimentos de lugares cercanos pueden mostrar diferencias significativas en la composición química y biológica.

Sedimentary facies

En una escala de tiempo más larga, el registro de rocas puede mostrar signos de subida y bajada del nivel del mar, y características tales como "fosilizados" Se pueden identificar dunas de arena. 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 los cambios visibles en las capas de rocas sedimentarias que marcan cambios importantes en las condiciones. A menudo, incluyen cambios importantes en el clima.

Esclerocronología

Corales (ver también esclerocronología)

Coral "anillos" son similares a los anillos de los árboles, excepto que responden a cosas diferentes, como la temperatura del agua, la entrada de agua dulce, los cambios de pH y la acción de las olas. A partir de ahí, se pueden usar ciertos equipos para obtener la temperatura de la superficie del mar y la salinidad del agua de los últimos siglos. El δ18O de las algas rojas coralinas proporciona un indicador útil de la combinación de la temperatura de la superficie del mar y la salinidad de la superficie del mar en latitudes altas y los trópicos, donde muchas técnicas tradicionales son limitadas.

Paisajes y accidentes geográficos

Dentro de la geomorfología climática, un enfoque consiste en estudiar accidentes geográficos relictos para inferir climas antiguos. Estando a menudo preocupado por los climas pasados, la geomorfología climática a veces se considera un tema de la geología histórica. La geomorfología climática tiene un uso limitado para estudiar grandes cambios climáticos recientes (Cuaternario, Holoceno), ya que rara vez se pueden discernir en el registro geomorfológico.

Tiempo de proxies

El campo de la geocronología tiene científicos que trabajan para determinar la edad de ciertos proxies. Para archivos proxy recientes de anillos de árboles y corales, se pueden contar los anillos anuales individuales y se puede determinar un año exacto. La datación radiométrica utiliza las propiedades de los elementos radiactivos en proxies. En el material más antiguo, se habrá desintegrado una mayor parte del material radiactivo y la proporción de diferentes elementos será diferente 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, 14C. Cuando las plantas usan este carbono para crecer, este isótopo ya no se repone y comienza a descomponerse. La proporción de 'normal' el carbono y el Carbono-14 da información de cuánto tiempo el material vegetal no ha estado en contacto con la atmósfera.

Eventos climáticos notables en la historia de la Tierra

El conocimiento de eventos climáticos precisos disminuye a medida que el registro retrocede en el tiempo, pero se conocen algunos eventos climáticos notables:

• Faint young Paradoja solar (start)
• glaciación huroniana (~2400 Mya Earth completamente cubierta de hielo probablemente debido a Gran Oxygenation Event)
• Más tarde Neoproterozoico Snowball Earth (~600 Mya, precursor de la explosión de Cambrian)
• Glaciación andina-sahariana (~450 Mya)
• Carboniferous Rainforest Collapse (~300 Mya)
• Evento de extinción permiana-triasica (251.4 Mya)
• Eventos anoxicos oceánicos (~120 Mya, 93 Mya y otros)
• Cretaceous–Paleogene extinction event (66 Mya)
• Máximo Termal Paleoceno–Eoceno (Paleoceno–Eoceno, 55Mya)
• Younger Dryas/The Big Freeze (~11,000 BCE)
• Holoceno climatico óptimo (~7000-3000 BCE)
• Extreme weather events of 535–536 (535–536 CE)
• Período de calentamiento medieval (900–1300)
• Edad de Hielo (1300–1800)
• Año sin verano (1816)

Historia de la atmósfera

Atmósfera más antigua

La primera atmósfera habría consistido en gases en la nebulosa solar, principalmente hidrógeno. Además, probablemente habría hidruros simples como los que ahora se encuentran en gigantes gaseosos como Júpiter y Saturno, en particular vapor de agua, metano y amoníaco. A medida que la nebulosa solar se disipaba, los gases habrían escapado, en parte expulsados por el viento solar.

Segunda atmósfera

La siguiente atmósfera, que consiste principalmente en nitrógeno, dióxido de carbono y gases inertes, se produjo por desgasificación del vulcanismo, complementada con gases producidos durante el intenso bombardeo tardío de la Tierra por parte de enormes asteroides. Una gran parte de las emisiones de dióxido de carbono pronto se disolvieron en agua y acumularon sedimentos de carbonato.

Se han encontrado sedimentos relacionados con el agua que datan de hace 3800 millones de años. Hace unos 3.400 millones de años, el nitrógeno era la mayor parte de la entonces estable "segunda atmósfera". Se debe tener en cuenta una influencia de la vida bastante pronto en la historia de la atmósfera porque los indicios de formas de vida tempranas datan de hace 3.500 millones de años. El hecho de que no esté perfectamente en consonancia con el 30 % menos de radiación solar (en comparación con la actualidad) del Sol primitivo se ha descrito como la "paradoja del Sol joven y débil".

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 2400 millones de años. A finales del eón Arcaico, comenzó a desarrollarse una atmósfera que contenía oxígeno, aparentemente a partir de la fotosíntesis de cianobacterias (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 la relación 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 hace 4 mil millones de años.

Tercera atmósfera

La constante reorganización de los continentes por la tectónica de placas influye en la evolución a largo plazo de la atmósfera mediante la transferencia de dióxido de carbono hacia y desde las grandes reservas 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, todo el oxígeno producido por la fotosíntesis se consumía por 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 O₂ mostró grandes variaciones hasta alcanzar un estado estacionario superior al 15% a finales del Precámbrico. 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 pico del 35 % 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 lo 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. No se conoce 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 de hoy contiene un 21% de oxígeno, que es lo suficientemente alto para el rápido desarrollo de los animales.

El clima durante las eras geológicas

Línea de tiempo de glaciaciones, mostrada en azul

• La glaciación huroniana, es la primera glaciación conocida en la historia de la Tierra, y duró de 2400 a 2100 millones de años atrás.
• La glaciación criogénica duró de 720 a 635 millones de años atrás.
• La glaciación andina-sahariana duró de 450 a 420 millones de años atrás.
• La glaciación Karoo duró de 360 a 260 millones de años atrás.
• La glaciación cuaternaria es el período de glaciación actual y comenzó hace 2,58 millones de años.

En 2020, los científicos publicaron un registro continuo y de alta fidelidad de las variaciones en el clima de la Tierra durante los últimos 66 millones de años e identificaron cuatro estados climáticos, separados por transiciones que incluyen niveles cambiantes de gases de efecto invernadero y volúmenes de capas de hielo polar. Integraron datos de varias 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.

Clima precámbrico

El clima del Precámbrico tardío mostró algunos eventos importantes de glaciación que se extendieron por gran parte de la tierra. En este momento, los continentes estaban agrupados en el supercontinente Rodinia. Se encuentran depósitos masivos de tillitas y firmas isotópicas anómalas, lo que dio lugar a la hipótesis de la Tierra Bola de Nieve. A medida que el Eón Proterozoico llegaba a su fin, la Tierra comenzó a calentarse. En los albores del Cámbrico y el Fanerozoico, las formas de vida eran abundantes en la explosión del Cámbrico con temperaturas globales promedio de alrededor de 22 °C.

Clima fanerozoico

Cambios en las tasas de oxígeno-18 en los últimos 500 millones de años, indicando cambios ambientales

Los principales impulsores de las eras preindustriales han sido las variaciones del sol, las cenizas volcánicas y las exhalaciones, los movimientos relativos de la tierra hacia el sol y los efectos inducidos por la tectónica como las principales corrientes marinas, cuencas hidrográficas y oscilaciones oceánicas. A principios del Fanerozoico, el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono en la atmósfera se ha relacionado con impulsar o amplificar el aumento de las temperaturas globales. Royer et al. 2004 encontró una sensibilidad climática para el resto del Fanerozoico que se calculó que era similar al rango de valores actual.

La diferencia en las temperaturas medias globales entre una Tierra completamente glacial y una Tierra sin hielo se estima en 10 °C, aunque se observarían cambios mucho mayores en latitudes altas y menores en latitudes bajas. Un requisito para el desarrollo de capas de hielo a gran escala parece ser la disposición de las masas de tierra continental en los polos o cerca de ellos. La reorganización constante de los continentes por la tectónica de placas también puede dar forma a 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 pasados en el clima de la Tierra cuando las masas de tierra polar 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 junto con un aumento de la subducción y el vulcanismo de la dorsal oceánica debido a la ruptura del supercontinente Pangea.

Superpuestas a la evolución a largo plazo entre climas cálidos y fríos, ha habido muchas fluctuaciones a corto plazo en el clima similares, y a veces más severas, que los estados glaciales e interglaciares variables de la edad de hielo actual. Algunas de las fluctuaciones más severas, como el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno, pueden estar relacionadas con cambios climáticos rápidos debido al colapso repentino de las reservas naturales de clatrato de metano en los océanos.

Se ha propuesto un evento único similar de cambio climático severo inducido después del impacto de un meteorito como la razón del evento de extinción del Cretácico-Paleógeno. Otros umbrales importantes son los eventos de extinción Pérmico-Triásico y Ordovícico-Silúrico con varias razones sugeridas.

Clima cuaternario

Los datos básicos de hielo de los últimos 800.000 años (los valores de eje x representan "edad antes de 1950", por lo que la fecha de hoy está en el lado izquierdo del gráfico y el tiempo más antiguo de la derecha). La curva azul es la temperatura, la curva roja es CO atmosférica₂ concentraciones, y la curva marrón es flujos de polvo. Nota longitud de ciclos glacial-interglacial promedios ~100,000 años.

Variaciones de temperatura de Holoceno

El período geológico Cuaternario incluye el clima actual. Ha habido un ciclo de glaciaciones durante los últimos 2,2 a 2,1 millones de años (comenzando antes del Cuaternario a finales del período Neógeno).

Observe 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 glaciaciones se profundizan por pasos progresivos, pero la recuperación a las condiciones interglaciares ocurre en un gran paso.

El gráfico de la izquierda muestra el cambio de temperatura durante los últimos 12 000 años, a partir de varias fuentes. La gruesa curva negra es un promedio.

Forzamientos climáticos

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 CO₂ en la tropopausa, en unidades de vatios por metro cuadrado a la Tierra& #39;s superficie. Dependiendo del equilibrio radiativo de la energía entrante y saliente, la Tierra se calienta o se enfría. El balance radiativo de la Tierra se origina a partir de los cambios en la insolación solar y las concentraciones de gases de efecto invernadero y aerosoles. El cambio climático puede deberse a procesos internos en las esferas de la Tierra y/oa las siguientes fuerzas externas.

Procesos internos y forzamientos

El sistema climático de la Tierra involucra la atmósfera, la biosfera, la criosfera, la hidrosfera y la litosfera, 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 el forzamiento interno del sistema climático. Los intereses particulares en la ciencia climática y la paleoclimatología se centran en el estudio de la sensibilidad climática de la Tierra, en respuesta a la suma de forzamientos.

Ejemplos:

• Circulación termohalina (Hydrosphere)
• Vida (Biosphere)

Forzamientos externos

• Los ciclos de Milankovitch determinan la distancia y posición de la Tierra al Sol. La insolación solar es la cantidad total de radiación solar recibida por la Tierra.
• Las erupciones volcánicas se consideran un forzamiento interno.
• Cambios humanos de la composición de la atmósfera o el uso de la tierra.

Mecanismos

En escalas de tiempo de millones de años, el levantamiento de cadenas montañosas y los subsiguientes procesos de meteorización de rocas y suelos y la subducción de placas tectónicas son una parte importante del ciclo del carbono. La meteorización secuestra CO2, por la reacción de los minerales con los productos químicos (especialmente la meteorización de silicatos con CO₂) y, por lo tanto, elimina el CO₂ de la atmósfera y reduciendo el forzamiento radiativo. El efecto contrario es el vulcanismo, responsable del efecto invernadero natural, al emitir CO₂ a la atmósfera, afectando así a la glaciación (Edad de Hielo) ciclos. James Hansen sugirió que los humanos emiten CO₂ 10 000 veces más rápido que los procesos naturales en el pasado.

La dinámica de la capa de hielo y las posiciones continentales (y los cambios de vegetación relacionados) han sido factores importantes en la evolución a largo plazo del clima terrestre. También existe una estrecha correlación entre CO₂ y la temperatura, donde CO₂ tiene un fuerte control sobre las temperaturas globales en la historia de la Tierra.