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Paleoclimatología

La paleoclimatología ( ortografía británica : palaeoclimatology ) es el estudio científico de los climas anteriores a la invención de los instrumentos meteorológicos , cuando no...

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La paleoclimatología ( ortografía británica : palaeoclimatology ) es el estudio científico de los climas anteriores a la invención de los instrumentos meteorológicos , cuando no se disponía de datos de medición directos y artificiales. [ 1 ] 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 diversos métodos indirectos de las ciencias de la Tierra y de la vida para obtener datos previamente conservados en rocas , sedimentos , perforaciones , capas de hielo , anillos de árboles , corales , conchas y microfósiles . Combinados con técnicas para datar estos indicadores, los registros paleoclimáticos se utilizan para determinar los estados pasados ​​de la atmósfera terrestre .

El campo científico de la paleoclimatología alcanzó su madurez en el siglo XX. Entre los periodos notables estudiados por los paleoclimatólogos se incluyen las frecuentes glaciaciones que ha sufrido la Tierra, los eventos de enfriamiento rápido como el Dryas Reciente y el rápido calentamiento durante el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno . Los estudios sobre los cambios pasados ​​en el medio ambiente y la biodiversidad a menudo reflexionan sobre la situación actual, específicamente sobre el impacto del clima en las extinciones masivas y la recuperación biótica, así como sobre el calentamiento global actual . [ 2 ] [ 3 ]

El estudio de la paleoclimatología es importante al analizar el futuro de la Tierra en lo que respecta al clima.

Historia

Las nociones de un clima cambiante probablemente se originaron 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 solo podían explicarse por un clima que alguna vez fue más cálido, lo cual, según él, podía explicarse por un cambio en el eje de la Tierra. [ 4 ] En ese entonces, los fósiles a menudo se explicaban como consecuencia de un diluvio bíblico. [ 5 ] Las observaciones sistemáticas de manchas solares, iniciadas por el astrónomo aficionado Heinrich Schwabe a principios del siglo XIX, dieron inicio a un debate 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. Anteriormente, diferentes aspectos de la historia climática de la Tierra eran estudiados por diversas disciplinas. [ 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 ]

Reconstrucción de climas antiguos

Resultados preliminares de un proyecto de la Institución Smithsonian , que muestran la temperatura superficial promedio de la Tierra durante los últimos 500 millones de años [ 6 ] [ 7 ]
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 la variable que se deba reconstruir ( temperatura , precipitación u otra) y de la antigüedad del clima en cuestión. Por ejemplo, el registro marino profundo, fuente de la mayoría de los datos isotópicos, solo existe en las placas oceánicas, que eventualmente se subducen ; el material más antiguo que se conserva tiene 200 millones de años . Los sedimentos más antiguos también son más propensos a la diagénesis . Esto se debe a los millones de años de alteración que sufren las formaciones rocosas, como la presión, la actividad tectónica y el flujo de fluidos. Estos factores suelen resultar en una falta de calidad o cantidad de datos, lo que provoca que la resolución y la fiabilidad de los datos disminuyan con el tiempo.

Las técnicas específicas utilizadas para inferir las condiciones climáticas antiguas incluyen el análisis de núcleos de sedimentos lacustres y espeleotemas. Estas técnicas emplean, respectivamente, el análisis de capas de sedimentos y formaciones rocosas, junto con métodos de datación elemental que utilizan oxígeno, carbono y uranio.

Indicadores indirectos del clima

Mediciones cuantitativas directas

El método de mediciones cuantitativas directas es el enfoque más directo para comprender el cambio climático. La comparación entre datos recientes y antiguos permite a los investigadores obtener una comprensión básica de los cambios meteorológicos y climáticos en una zona determinada. Sin embargo, este método presenta una desventaja: el registro de datos climáticos comenzó a mediados del siglo XIX. Esto significa que los investigadores solo pueden utilizar 150 años de datos, lo cual resulta insuficiente para cartografiar el clima de una zona hace 10 000 años. En estos casos, se pueden emplear métodos más complejos. [ 8 ]

Hielo

Los glaciares de montaña y los casquetes polares / capas de hielo proporcionan gran cantidad de datos para la paleoclimatología. Los proyectos de extracción de núcleos de hielo en los casquetes polares de Groenlandia y la Antártida han proporcionado 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 en la nieve caída queda encapsulado en diminutas burbujas a medida que la nieve se comprime y se convierte en hielo en el glaciar bajo el peso de la nieve acumulada en años posteriores. Este aire atrapado ha demostrado ser una fuente sumamente valiosa para medir directamente la composición del aire desde el momento en que se formó el hielo.
  • La estratificación se puede observar debido a las pausas estacionales en la acumulación de hielo y puede utilizarse para establecer una cronología, asociando profundidades específicas del núcleo con rangos de tiempo.
  • Los cambios en el espesor de las capas pueden utilizarse para determinar cambios en la precipitación o la temperatura.
  • Las variaciones en la cantidad de oxígeno-18 ( δ¹⁸O ) en las capas de hielo representan cambios en la temperatura media de la superficie oceánica. Las moléculas de agua que contienen el isótopo más pesado O-18 se evaporan a mayor temperatura que las que contienen el isótopo normal oxígeno -16 . La proporción de O-18 a O-16 aumenta con la temperatura, pero también depende de factores como la salinidad del agua y el volumen de agua atrapada en las capas de hielo. Se han detectado diversos ciclos en las proporciones isotópicas.
  • Se ha observado polen en los núcleos de hielo, lo que permite comprender qué plantas estaban presentes durante la formación de la capa. El polen se produce en abundancia y su distribución suele ser bien conocida. Se puede obtener un recuento de polen para una capa específica observando la cantidad total de polen, clasificado por tipo (forma), en una muestra controlada de dicha capa. Los cambios en la frecuencia de las plantas a lo largo del tiempo pueden representarse gráficamente mediante el análisis estadístico de los recuentos de polen en el núcleo. Conocer qué plantas estaban presentes permite comprender la precipitación, la temperatura y los tipos de fauna presentes. La palinología incluye el estudio del polen con estos fines.
  • Algunas capas contienen ceniza volcánica , la cual puede utilizarse para determinar el momento de su formación. Los eventos volcánicos dispersan ceniza con propiedades únicas (forma y color de las partículas, composición química). Determinar el origen de la ceniza permitirá establecer un periodo de tiempo que se puede asociar con la capa de hielo.

Un consorcio multinacional, el Proyecto Europeo para la Perforación de Núcleos de Hielo en la Antártida (EPICA), ha perforado un núcleo de hielo en Dome C, en la capa de hielo de la Antártida Oriental, y ha recuperado hielo de hace aproximadamente 800 000 años. [ 9 ] La comunidad internacional de núcleos de hielo, bajo los auspicios de las Asociaciones Internacionales en Ciencias de Núcleos de Hielo (IPICS), ha definido un proyecto prioritario para obtener el registro de núcleo de hielo más antiguo posible de la Antártida, un registro que se remonta a hace aproximadamente 1,5 millones de años. [ 10 ]

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 su crecimiento, lo que a su vez se refleja en un mayor o menor grosor de los anillos de crecimiento. Sin embargo, las distintas especies responden a los cambios en las variables climáticas de maneras diferentes. Un registro de anillos de crecimiento se establece recopilando información de muchos árboles vivos en un área específica. Esto se logra comparando el número, el grosor, los límites de los anillos y la coincidencia de patrones entre los anillos de crecimiento.

Las diferencias de grosor que presentan los anillos de crecimiento en los árboles suelen indicar la calidad de las condiciones ambientales y la aptitud de la especie arbórea evaluada. Las distintas especies de árboles muestran diferentes respuestas de crecimiento a los cambios climáticos. La evaluación de varios árboles de la misma especie, junto con la de árboles de diferentes especies, permite un análisis más preciso de las variables climáticas cambiantes y su impacto en las especies circundantes. [ 11 ]

La madera antigua intacta que no se ha descompuesto permite ampliar el periodo de tiempo que abarca el registro al comparar los cambios en la profundidad de los anillos con los de ejemplares contemporáneos. Mediante este método, algunas zonas cuentan con registros de anillos de árboles que se remontan a miles de años. La madera antigua no vinculada a un registro contemporáneo puede datarse generalmente mediante técnicas de radiocarbono. Un registro de anillos de árboles puede utilizarse para obtener información sobre precipitaciones, temperatura, hidrología e incendios en una zona determinada.

Contenido sedimentario

En una escala temporal más amplia, los geólogos deben recurrir al registro sedimentario para obtener datos.

  • Los sedimentos, a veces litificados para formar roca, pueden contener restos de vegetación, animales, plancton o polen conservados , que pueden ser característicos de ciertas zonas climáticas.
  • Las moléculas biomarcadoras, como las alquenonas, pueden proporcionar información sobre su temperatura de formación.
  • Las características químicas, en particular la relación Mg/Ca de la calcita en las conchas de los foraminíferos , pueden utilizarse para reconstruir la temperatura del pasado.
  • Las proporciones isotópicas pueden proporcionar información adicional. En concreto, el registro de δ¹⁸O responde a los cambios de temperatura y volumen de hielo, y el registro de δ¹³C refleja una serie de factores que a menudo son difíciles de desentrañar .
Muestra de núcleo del lecho marino etiquetada para identificar el punto exacto donde se tomó. Los sedimentos de lugares cercanos pueden presentar diferencias significativas en su composición química y biológica.
Facies sedimentarias

En una escala temporal más amplia, el registro geológico puede mostrar indicios de subidas y bajadas 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 de miles de millones de años. La división de la historia de la Tierra en periodos distintos se basa principalmente en los cambios visibles en las capas de roca sedimentaria que delimitan cambios importantes en las condiciones. A menudo, estos cambios incluyen variaciones climáticas significativas.

Esclerocronología

Corales (véase también Esclerocronología )

Los anillos de coral presentan evidencias de crecimiento similares a las de los árboles y, por lo tanto, pueden datarse de forma similar. Una diferencia fundamental radica en sus entornos y las condiciones a las que responden dentro de ellos. Ejemplos de estas condiciones para el coral incluyen la temperatura del agua, el aporte de agua dulce, los cambios en el pH y las perturbaciones de las olas. A partir de ahí, se puede utilizar equipo especializado, como el Radiómetro Avanzado de Muy Alta Resolución (AVHRR), para derivar la temperatura superficial del mar y la salinidad del agua de los últimos siglos. El δ¹⁸O de las algas rojas coralinas proporciona un indicador útil de la temperatura superficial del mar y la salinidad superficial del mar combinadas en latitudes altas y en los trópicos, donde muchas técnicas tradicionales son limitadas. [ 12 ] [ 13 ]

Paisajes y relieves

Dentro de la geomorfología climática , un enfoque consiste en estudiar formas del relieve relictas para inferir climas antiguos. [ 14 ] Al estar frecuentemente interesada en climas pasados, la geomorfología climática se considera a veces un tema de la geología histórica . [ 15 ] La evidencia de estos climas pasados ​​que se estudian se puede encontrar en las formas del relieve que dejaron atrás. Ejemplos de estas formas del relieve son las formas del relieve glaciares (morrenas, estrías), las características desérticas (dunas, pavimentos desérticos) y las formas del relieve costeras (terrazas marinas, cordones litorales). [ 16 ] La geomorfología climática tiene una utilidad limitada para estudiar los grandes cambios climáticos recientes ( Cuaternario , Holoceno ) ya que rara vez son discernibles en el registro geomorfológico. [ 17 ]

Momento oportuno para el uso de proxies

El campo de la geocronología cuenta con científicos que trabajan para determinar la antigüedad de ciertos indicadores. En el caso de archivos recientes de anillos de árboles y corales, se pueden contar los anillos anuales individuales y determinar el año exacto. La datación radiométrica utiliza las propiedades de los elementos radiactivos presentes en los indicadores. En materiales más antiguos, una mayor cantidad de material radiactivo se habrá desintegrado y la proporción de los diferentes elementos será distinta a la de los indicadores más recientes. Un ejemplo de datación radiométrica es la datación por radiocarbono . En la atmósfera, los rayos cósmicos convierten constantemente el nitrógeno en un isótopo de carbono radiactivo específico, el 14C . Cuando las plantas utilizan este carbono para crecer, este isótopo deja de reponerse y comienza a desintegrarse. La proporción de carbono "normal" y carbono-14 proporciona información sobre cuánto tiempo ha estado el material vegetal sin contacto con la atmósfera. [ 18 ]

Eventos climáticos notables en la historia de la Tierra

Informe de la VOA sobre indicios de cambio climático en fósiles de los pozos de alquitrán de La Brea.

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

Historia de la atmósfera

Atmósfera más temprana

La primera atmósfera habría consistido en 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 . A medida que la nebulosa solar se disipaba, los gases habrían escapado, arrastrados en parte por el viento solar . [ 19 ]

Segundo ambiente

La siguiente atmósfera, compuesta principalmente de nitrógeno , dióxido de carbono y gases inertes, se produjo por la desgasificación del vulcanismo , complementada por gases producidos durante el intenso bombardeo tardío de la Tierra por enormes asteroides . [ 19 ] Una parte importante de las emisiones de dióxido de carbono pronto se disolvió en agua y se acumuló en sedimentos carbonatados.

Se han encontrado sedimentos relacionados con el agua que datan de hace 3.800 millones de años. [ 20 ] Hace unos 3.400 millones de años, el nitrógeno era la mayor parte de la entonces estable "segunda atmósfera". Hay que tener en cuenta la influencia de la vida bastante pronto en la historia de la atmósfera porque se han datado indicios de formas de vida primitivas de hace entre 3.500 y 4.300 millones de años. [ 21 ] El hecho de que no esté perfectamente alineado con la radiación solar un 30% menor (en comparación con la actual) del Sol primitivo se ha descrito como la " paradoja del Sol joven y débil ".

Sin embargo, el registro geológico muestra una superficie relativamente cálida de forma continua durante todo el período inicial de registro de temperaturas 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 oxigenada, aparentemente a partir de cianobacterias fotosintéticas (véase Gran Evento de Oxigenación ), cuyos fósiles de estromatolitos datan de hace 2700 millones de años. La composición isotópica básica del carbono ( proporciones de la relación isotópica ) era muy similar a la actual, lo que sugiere que las características fundamentales del ciclo del carbono se establecieron hace ya 4000 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 al transferir dióxido de carbono hacia y desde grandes depósitos continentales de carbonato. El oxígeno libre no existió en la atmósfera hasta hace unos 2400 millones de años, durante el Gran Evento de Oxigenación , y su aparición está indicada por el final de las formaciones de hierro bandeado . Hasta entonces, cualquier oxígeno producido por la fotosíntesis era consumido por la oxidación de materiales reducidos, especialmente hierro. Las moléculas de oxígeno libre no comenzaron a acumularse en la atmósfera hasta que la tasa de producción de oxígeno comenzó a superar 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 de más del 15 % al final del Precámbrico. [ 22 ] El siguiente período 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 % [ 23 ] durante el período Carbonífero , significativamente superior al 21 % actual. Dos procesos principales rigen los cambios en la atmósfera: las plantas utilizan el dióxido de carbono atmosférico , 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. 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 alto contenido de oxígeno en la atmósfera se asocian con un rápido desarrollo de los animales. La atmósfera actual contiene un 21 % de oxígeno, lo cual es suficiente para un rápido desarrollo animal. [ 24 ]

Clima durante las eras geológicas

Cronología de las glaciaciones, mostrada en azul.

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 en el volumen de los casquetes polares. Integraron datos de diversas fuentes. El estado climático más cálido desde la extinción de los dinosaurios, denominado "Invernadero", duró desde hace 56 millones de años hasta hace 47 millones de años y fue aproximadamente 14  °C más cálido que las temperaturas medias modernas. [ 25 ] [ 26 ]

clima precámbrico

El Precámbrico tuvo lugar entre el momento en que la Tierra se formó por primera vez hace 4.6 mil 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. [ 27 ] La reconstrucción del clima del Precámbrico es difícil por varias razones, incluyendo el bajo número de indicadores confiables y un registro fósil, generalmente, no bien conservado o extenso (especialmente en comparación con el eón Fanerozoico). [ 27 ] [ 28 ] A pesar de estos problemas, hay evidencia de una serie de eventos climáticos importantes a lo largo de la historia del Precámbrico: El Gran Evento de Oxigenación , que comenzó hace unos 2.3 Ga (el comienzo del Proterozoico) está indicado por biomarcadores que demuestran la aparición de organismos fotosintéticos. Debido a los altos niveles de oxígeno en la atmósfera del GOE, los niveles de CH 4 cayeron rápidamente enfriando la atmósfera causando 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 severidad que causaron una " Tierra Bola de Nieve ". [ 27 ] La Tierra Bola de Nieve está respaldada por diferentes indicadores, como depósitos glaciares, una erosión continental significativa llamada la Gran Discordancia y rocas sedimentarias llamadas carbonatos de cubierta que se forman después de un episodio de desglaciación. [ 29 ]

Clima fanerozoico

Cambios en las proporciones de oxígeno-18 durante los últimos 500 millones de años, lo que indica un cambio ambiental.

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 como las principales corrientes marinas, las cuencas hidrográficas y las oscilaciones oceánicas. En el Fanerozoico temprano, el aumento de las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico se ha relacionado con el impulso o la amplificación del aumento de las temperaturas globales. [ 30 ] Royer et al. 2004 [ 31 ] encontraron una sensibilidad climática para el resto del Fanerozoico que se calculó que era similar al rango moderno de valores actuales.

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 menores en latitudes bajas. [ 32 ] Un requisito para el desarrollo de grandes capas de hielo parece ser la disposición de las masas continentales en los polos o cerca de ellos. La constante reorganización de los continentes por la tectónica de placas también puede moldear la evolución climática a largo plazo. Sin embargo, la presencia o ausencia de masas continentales en los polos no es suficiente para garantizar las glaciaciones ni excluir los casquetes polares. Existe evidencia de períodos cálidos pasados ​​en el clima de la Tierra cuando las masas continentales 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 oceánicas [ 33 ] debido a la ruptura del supercontinente Pangea .

Superpuestas a la evolución a largo plazo entre climas cálidos y fríos, se han producido numerosas fluctuaciones climáticas a corto plazo, similares, e incluso a veces más severas, que los diferentes estados glaciales e interglaciales de la actual era glacial . Algunas de las fluctuaciones más severas, como el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , podrían estar relacionadas con cambios climáticos rápidos debidos al colapso repentino de los depósitos naturales de clatratos de metano en los océanos. [ 34 ]

Se ha propuesto un evento similar, un único cambio climático severo inducido tras el impacto de un meteorito, como causa de la extinción del Cretácico-Paleógeno . Otros umbrales importantes son las extinciones del Pérmico-Triásico y del Ordovícico-Silúrico , para las que se han sugerido diversas causas.

Clima cuaternario

Datos de núcleos de hielo de los últimos 800 000 años (los valores del eje x representan la "edad anterior a 1950", por lo que la fecha actual se encuentra en el lado izquierdo del gráfico y el tiempo anterior en el derecho). La curva azul representa la temperatura, [ 35 ] la curva roja las concentraciones atmosféricas de CO₂ , [ 36 ] y la curva marrón los flujos de polvo. [ 37 ] [ 38 ] Nótese que la duración de los ciclos glaciales-interglaciales promedia ~100 000 años.
Variaciones de temperatura del Holoceno

El período geológico Cuaternario abarca 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 ).

En el gráfico de la derecha se observa la marcada periodicidad de 120 000 años de los ciclos y la notable asimetría de las curvas. Se cree que esta asimetría se debe a complejas interacciones de mecanismos de retroalimentación. Se ha observado que las edades de hielo se profundizan progresivamente, pero la recuperación a las condiciones interglaciales se produce de forma repentina.

El gráfico de la izquierda muestra la variación de la temperatura durante los últimos 12.000 años, según diversas fuentes; la curva negra gruesa representa 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 de vuelta al espacio. Este forzamiento radiativo se cuantifica en función de la cantidad de CO₂ en la tropopausa , en unidades de vatios por metro cuadrado hasta la superficie terrestre. [ 39 ] Dependiendo del balance radiativo de la energía entrante y saliente, la Tierra se calienta o se enfría. El balance radiativo terrestre se origina a partir de cambios en la insolación solar y las concentraciones de gases de efecto invernadero y aerosoles . El cambio climático puede deberse a procesos internos en la esfera terrestre y/o a forzamientos externos posteriores. [ 40 ]

Un ejemplo de cómo se puede aplicar esto al estudio de la climatología es analizando cómo las concentraciones variables de CO₂ afectan el clima general. Esto se logra utilizando diversos indicadores indirectos para estimar las concentraciones pasadas de gases de efecto invernadero y compararlas con las actuales. De esta manera, los investigadores pueden evaluar su papel en la progresión del cambio climático a lo largo de la historia de la Tierra. [ 41 ]

Procesos y fuerzas internas

El sistema climático de la Tierra involucra la atmósfera , la biosfera , la criosfera , la hidrosfera y la litosfera , [ 42 ] y la suma de estos procesos de las esferas terrestres es lo que afecta el clima. Los gases de efecto invernadero actúan como el forzamiento interno del sistema climático. El interés particular en la ciencia del clima y la paleoclimatología se centra en el estudio de la sensibilidad climática de la Tierra , en respuesta a la suma de los forzamientos. El análisis de la suma de estos forzamientos contribuye a la capacidad de los científicos para realizar estimaciones amplias y concluyentes sobre el sistema climático de la Tierra. Estas estimaciones incluyen la evidencia de sistemas como la variabilidad climática a largo plazo (excentricidad, precesión oblicua), mecanismos de retroalimentación (efecto hielo-albedo) e influencia antropogénica. [ 43 ]

Ejemplos:

fuerzas externas

  • Los ciclos de Milankovitch determinan la distancia y la posición de la Tierra con respecto al Sol. La insolación solar es la cantidad total de radiación solar que recibe la Tierra.
  • Las erupciones volcánicas se consideran un factor externo. [ 44 ]
  • Cambios humanos en la composición de la atmósfera o en el uso del suelo. [ 44 ]
  • Las actividades humanas provocan emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero, lo que conlleva el calentamiento global y los cambios climáticos asociados.
  • Los asteroides grandes que tienen impactos catastróficos en el clima de la Tierra se consideran forzamientos externos. [ 45 ]

Mecanismos

En escalas de tiempo de millones de años, el levantamiento de las cordilleras y los subsiguientes procesos de meteorización de rocas y suelos, así como la subducción de placas tectónicas , son una parte importante del ciclo del carbono . [ 46 ] [ 47 ] [ 48 ] La meteorización secuestra CO 2 , mediante la reacción de minerales con sustancias químicas (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 opuesto es el vulcanismo , responsable del efecto invernadero natural , al emitir CO 2 a la atmósfera, afectando así 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. [ 49 ]

La dinámica de las capas de hielo y la posición de los continentes (y los cambios de vegetación asociados) han sido factores importantes en la evolución a largo plazo del clima de la Tierra. [ 50 ] También existe una estrecha correlación entre el CO 2 y la temperatura, donde el CO 2 ha ejercido un fuerte control sobre las temperaturas globales en la historia de la Tierra. [ 51 ]

Véase también

Referencias

Notas

  1. ↑ Bradley, Raymond (2015). Paleoclimatología: Reconstrucción de los climas del Cuaternario . Oxford: Elsevier. pág.  1. ISBN 978-0-12-386913-5.
  2. ↑ Sahney, S. y Benton, MJ (2008). "Recuperación de la extinción masiva más profunda de todos los tiempos" . Actas de la Royal Society B: Ciencias Biológicas . 275 ( 1636): 759–65 . doi : 10.1098/rspb.2007.1370 . PMC 2596898. PMID 18198148 .  
  3. ↑ Cronin 2010 , pág. 1 
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  5. 1 2 3 Cronin, Thomas M. (1999). Principios de paleoclimatología . Columbia University Press. págs. 8–10 . ISBN  978-0-231-50304-4.
  6. ↑ "¿Cuál ha sido la temperatura más alta que ha alcanzado la Tierra?" . www.climate.gov . NOAA . 22 de noviembre de 2023. Archivado del original el 14 de agosto de 2014 . Consultado el 3 de junio de 2024 .
  7. ↑ Soul, Laura (24 de abril de 2018). "Científicos destacados se reúnen para trazar un mapa de 500 millones de años de cambio climático global" . Revista Smithsonian . Consultado el 3 de junio de 2024 .
  8. ↑ Saltzman, Barry (2002). Paleoclimatología dinámica: Teoría generalizada del cambio climático global . Google Académico: Academic Press. ISBN 978-0-12-617331-4Consultado el 1 de abril de 2024 .
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