5.13: Climas y Tectónica

La interacción tectónica-climática se refiere a las interrelaciones entre los procesos tectónicos y el sistema climático. Los procesos tectónicos en cuestión incluyen orogénesis, vulcanismo y erosión, mientras que los procesos climáticos relevantes incluyen, pero no se limitan a, circulación atmosférica, elevación orográfica, circulación monzónica y el efecto de sombra de lluvia. Como el registro geológico de los cambios climáticos pasados a lo largo de la escala tectónica (es decir, millones de años) es escaso y mal resuelto, quedan muchas preguntas sin resolver sobre la naturaleza de la interacción tectónico-climática, aunque es un área de investigación activa por parte de geólogos y paleoclimatólogos.

CONTROLES OROGRÁFICOS SOBRE EL CLIMA

Dependiendo de la magnitud vertical y horizontal de una cordillera, tiene el potencial de tener fuertes efectos en los patrones y procesos climáticos globales y regionales que incluyen: desviación de la circulación atmosférica, creación de elevación orográfica, alteración de la circulación monzónica y causar el efecto de sombra de lluvia.

Figura 1. Ilustración simple del efecto de sombra de lluvia

Un ejemplo bien conocido de un terreno elevado y su efecto sobre el clima ocurre en el Himalaya del sudeste asiático, el sistema montañoso más alto del mundo. Un rango de este tamaño tiene la capacidad de influir en la temperatura geográfica, la precipitación y el viento. Las teorías sugieren que la elevación de la meseta tibetana ha dado lugar a deflexiones más fuertes de la corriente en chorro atmosférico, una circulación monzónica más pesada, aumento de las precipitaciones en las laderas frontales, mayores tasas de meteorización química y, por lo tanto, menores concentraciones atmosféricas de CO ₂. Es posible que la magnitud espacial de este rango sea tan grande que crea una circulación monzónica regional además de interrumpir la circulación atmosférica a escala hemisférica.

La temporada de monzones en el sudeste asiático ocurre debido a que el continente asiático se vuelve más cálido que los océanos circundantes durante el verano; a medida que se crea una celda de baja presión sobre los continentes, se forma una celda de alta presión sobre el océano más frío, causando la advección de aire húmedo, creando fuertes precipitaciones de África al sudeste asiático. Sin embargo, la intensidad de las precipitaciones sobre el sudeste asiático es mayor que la del monzón africano, lo que puede atribuirse al impresionante tamaño del continente asiático en comparación con el continente africano y la presencia de un vasto sistema montañoso. Esto no solo afecta el clima del sudeste asiático, sino que modifica el clima en áreas vecinas como Siberia, Asia central, Oriente Medio y la cuenca mediterránea también. Para probar esto se creó un modelo que cambió solo la topografía de las masas terrestres actuales, lo que resultó en correlaciones entre el modelo y las fluctuaciones globales en la precipitación y la temperatura en los últimos 40 Mr. interpretadas por científicos.

Figura 2. Ejemplo del efecto de sombra de lluvia en el Himalaya

Se acuerda comúnmente que las fluctuaciones climáticas globales están fuertemente dictadas por la presencia o ausencia de gases de efecto invernadero en la atmósfera y que el dióxido de carbono (CO ₂) se considera típicamente el gas de efecto invernadero más significativo. Las observaciones deducen que las grandes elevaciones de las cadenas montañosas a nivel mundial resultan en mayores tasas de erosión química, disminuyendo así el volumen de CO ₂ en la atmósfera y causando enfriamiento global. Esto ocurre porque en regiones de mayor elevación hay mayores tasas de erosión mecánica (es decir, gravedad, procesos fluviales) y hay constante exposición y disponibilidad de materiales disponibles para la intemperie química. La siguiente es una ecuación simplificada que describe el consumo de CO ₂ durante la meteorización química de silicatos: CASio ₃ + CO ₂ ↔ CaCo ₃ + SiO ₂

De esta ecuación, se deduce que el dióxido de carbono se consume durante la meteorización química y, por lo tanto, concentraciones más bajas del gas estarán presentes en la atmósfera siempre que las tasas de meteorización química sean lo suficientemente altas.

TECTONISMO IMPULSADO POR EL CLIMA

Hay científicos que rechazan que la elevación sea la única causa del cambio climático y están a favor de la elevación como resultado del cambio climático. Algunos geólogos teorizan que un clima más frío y tormentoso (como glaciaciones y aumento de la precipitación) puede darle a un paisaje un aspecto más joven como incisión de terrenos altos y mayores tasas de erosión. Los glaciares son un poderoso agente erosionante con la capacidad de incidir y tallar valles profundos y cuando se produce una rápida erosión de la superficie terrestre, especialmente en un área de relieve limitado, es posible que se produzca un rebote isostático, creando picos altos y valles profundos. La falta de glaciación o precipitación puede provocar un aumento de la erosión, pero puede variar entre localidades. Es posible crear erosión en ausencia de precipitación debido a que habría una disminución en la vegetación, que normalmente actúa como una cubierta protectora para el lecho rocoso.

Los modelos también sugieren que ciertas características topográficas de la región del Himalaya y los Andes están determinadas por una interacción erosional/climática a diferencia del tectonismo. Estos modelos revelan una correlación entre la precipitación regional y un límite topográfico máximo en el margen de meseta. En los Andes meridionales donde hay tasas de precipitación y denudación relativamente bajas, no hay una topografía extrema real presente en el margen de la meseta mientras que en el norte hay mayores tasas de precipitación y la presencia de topografía extrema.

Figura 3. Picos y valles de la cordillera Torres del Paine de los Andes en Chile

Otra teoría interesante proviene de una investigación sobre el levantamiento de los Andes durante el Cenozoico. Algunos científicos plantean la hipótesis de que los procesos tectónicos de subducción de placas y construcción de montañas son productos de erosión y sedimentación. Cuando hay un clima árido influenciado por el efecto de sombra de lluvia en una región montañosa, el suministro de sedimentos a la zanja puede reducirse o incluso cortarse. Se cree que estos sedimentos actúan como lubricantes en la interfaz de la placa y esta reducción aumenta el esfuerzo cortante presente en la interfaz que es lo suficientemente grande como para soportar los altos Andes.

VULCANISMO

Introducción

Alrededor del mundo, punteando el mapa hay volcanes de todas las formas y tamaños. Delineando la masa terrestre alrededor del Océano Pacífico se encuentran los conocidos volcanes del Anillo de Fuego del Pacífico. Desde las Islas Aleutianas hasta la Cordillera de los Andes en Chile, estos volcanes han esculpido sus entornos locales y regionales. Aparte de admirar su majestuosa belleza, uno podría preguntarse cómo funcionan estas maravillas geológicas y qué papel juegan en el cambio del paisaje y la atmósfera. Principalmente, los volcanes son características geológicas que exudan material magmático desde debajo de la superficie de la Tierra hacia la superficie. Al llegar a la superficie, el término “magma” desaparece y “lava” se convierte en la nomenclatura común. Esta lava enfría y forma roca ígnea. Al examinar rocas ígneas, es posible derivar una cadena de eventos que llevaron desde el derretimiento original del magma hasta la cristalización de la lava en la superficie de la Tierra. Al examinar rocas ígneas, es posible postular evidencia de desgasificación volcánica, que se sabe que altera la química atmosférica. Esta alteración de la química atmosférica cambia los ciclos climáticos tanto a nivel global como local.

Fundamentos de la roca ígnea y la formación de gas magmático

Los magmas son el punto de partida para la creación de un volcán. Para entender el vulcanismo, es fundamental entender los procesos que forman los volcanes. Los magmas se crean manteniendo la temperatura, la presión y la composición (conocida como P-T-X) en el ámbito de las condiciones de fusión. La presión y temperatura para fundidos se entienden conociendo la química de la masa fundida. Para mantener el magma en estado fundido, un cambio en una variable dará como resultado el cambio de otra variable para mantener el equilibrio (es decir, el Principio de Le Chatlier). La producción de magma se realiza de múltiples maneras: 1) subducción de la corteza oceánica, 2) creación de un punto caliente a partir de un penacho del manto, y 3) divergencia de placas oceánicas o continentales. La subducción de la corteza oceánica produce un derretimiento magmático generalmente a gran profundidad. El Parque Nacional Yellowstone es un punto caliente ubicado dentro del centro de un continente. La divergencia de las placas continentales (es decir, el complejo de cordillera del Atlántico Medio Océano) crea magmas muy cerca de la superficie de la Tierra. Una columna de calor del manto derretirá las rocas, creando un punto caliente, que puede ubicarse a cualquier profundidad de la corteza. Los puntos calientes en la corteza oceánica desarrollan diferentes sistemas de plomería magmática basados en las velocidades de las placas. Hawái y el archipiélago de Madeira (frente a la costa oeste de África) son ejemplos de complejos volcánicos con dos sistemas de plomería diferentes. Debido a que islas como Hawai se mueven más rápido que Madeira, las rocas estratificadas en Hawái tienen una química diferente a la de Madeira. Las capas debajo de Hawái y Madeira son diferentes porque el magma producido bajo tierra en estos lugares descansa durante diferentes períodos de tiempo. Cuanto mayor sea la cantidad de tiempo que el magma descansará bajo tierra, más cálidas se volverán las rocas anfitrionas. El fraccionamiento de los cristales de la masa fundida es impulsado parcialmente por el calor; por lo tanto, la roca ígnea producida variará de un huésped aislado a un huésped no aislado. Cada una de estas avenidas de creación magmática desarrolla diferentes rocas ígneas y, así, diversas historias P-T-X. Las definiciones y otras explicaciones geológicas de los sistemas ígneos se explican en el texto de Petrología de Loren A. Raymond.

Para entender la creación de rocas ígneas a partir de un derretimiento, es fundamental comprender los conceptos producidos por los doctores Norman Bowen y Frank Tuttle a partir del sistema NaAlSiO ₄ -KalSiO ₄ -SiO ₂ -H ₂ O. Tuttle y Bowen lograron su trabajo utilizando laboratorios petrológicos experimentales que producen materiales ígneos sintéticos a partir de mezclas de reactivos. Las observaciones de estos experimentos indican que a medida que un fundido se enfría, producirá magmas derivados y roca ígnea. Siguiendo la investigación de Bowen, el magma cristalizará una roca ígnea máfica antes de una roca ígnea félsica. A medida que este proceso de cristalización ocurre en la naturaleza, la presión y la temperatura disminuyen, lo que cambia la composición de la masa fundida a lo largo de varias etapas del proceso. Este entorno químico en constante cambio altera la composición final que llega a la superficie de la Tierra.

La evolución de los gases magmáticos depende de la historia P-T-X del magma. Estos factores incluyen la composición de materiales asimilados y la composición de la roca madre. Los gases se desarrollan en el magma a través de dos procesos diferentes: la primera y la segunda ebullición. La primera ebullición se define como una disminución en la presión de confinamiento por debajo de la presión de vapor de la masa fundida. La segunda ebullición se define como un aumento en la presión de vapor debido a la cristalización de la masa fundida. En ambos casos, las burbujas de gas exsuelven en el derretimiento y ayudan al ascenso del magma hacia la superficie. A medida que el magma asciende hacia la superficie, la temperatura y la presión de confinamiento disminuyen. Una disminución de la temperatura y la presión de confinamiento permitirán un aumento en la cristalización y la presión de vapor del gas disuelto. Dependiendo de la composición de la masa fundida, este ascenso puede ser lento o rápido. Los magmas félsicos son muy viscosos y viajan a la superficie de la Tierra más lento que los fundidos máficos cuyos niveles de sílice son menores. La cantidad de gas disponible para exresolver y las concentraciones de gases en el fundido también controlan la ascensión del magma. Si la masa fundida contiene suficiente gas disuelto, la velocidad de exsolución determinará la velocidad de ascensión de magmas. Los fundidos Mafic contienen bajos niveles de gases disueltos, mientras que los fundidos félsicos contienen altos niveles de gases disueltos. La tasa de erupción para volcanes de diferentes composiciones no es el factor controlador de la emisión de gases a la atmósfera. La cantidad de gas entregado por una erupción está controlada por el origen del magma, la trayectoria cortical por la que viaja el magma y varios factores que tratan con P-T-x en la superficie de la Tierra. Cuando los fundidos félsicos alcanzan la superficie de la Tierra, generalmente son muy explosivos (es decir, el Monte St. Helens). Los fundidos máficos generalmente fluyen sobre la superficie de la Tierra y forman capas (es decir, Columbia River Basalt). El desarrollo del magma bajo la corteza continental desarrolla un tipo de volcán diferente al de los magmas que se generan bajo la corteza oceánica. Las zonas de subducción producen arcos volcánicos insulares (como las Islas Aleutianas, Alaska) y volcanismo no arqueológico (como Chile y California). Por lo general, el vulcanismo por arco es más explosivo que el vulcanismo sin arco debido a las concentraciones y cantidades de gases retenidos en el magma bajo tierra.

El análisis de inclusión de fluidos de fluidos atrapados en minerales puede mostrar una trayectoria de evolución volátil en rocas volcánicas. Se requieren análisis isotópicos e interpretación de escenarios de desgasificación para derivar el origen de los volátiles magmáticos. Cuando las burbujas de gas se acumulan en una masa fundida que se está cristalizando, crean una textura vesicular. Las vesículas se crean por súper enfriamiento de una masa fundida mientras los gases están presentes. Debido a que la roca cristalizó muy rápidamente mientras se encontraba en la atmósfera terrestre, es posible examinar algunas rocas ígneas en busca de fluidos atrapados en vesículas. Al examinar muchas inclusiones diferentes, es posible detectar la asimilación y despresurización de la corteza que dan cuenta de la liberación volátil.

Métodos de Caracterización de Rocas Ígneas

Los métodos por los cuales los petrólogos examinan rocas ígneas y materiales producidos sintéticamente son la petrografía óptica, la difracción de rayos X (XRD), el microanálisis de sonda electrónica (EPMA), la espectrometría de masas acoplada inductivamente por ablación láser (LA-ICP-MS) y muchos otros. Métodos como la petrografía óptica ayudan al investigador a comprender diversas texturas de rocas ígneas y, también, la composición mineralógica de la roca. Los métodos XRD definen los constituyentes mineralógicos de la roca que se está probando; por lo tanto, la composición solo se conoce a partir de la composición mineralógica descubierta con este método. EPMA revela las características texturales de la roca a nivel de micrones. También revela una composición de la roca basada en la abundancia elemental. Para obtener información sobre fluidos atrapados en una roca ígnea, se podría usar LA-ICP-MS. Esto se logra encontrando rocas con pequeñas bolsas de fluido o vapor, adquiriendo el fluido o vapor, y probando el fluido o vapor para detectar diversos elementos e isótopos.

Emisiones volcánicas y efectos

Si bien la mayoría de los volcanes emiten alguna mezcla de los mismos pocos gases, las emisiones de cada volcán contienen diferentes proporciones de esos gases. El vapor de agua (H ₂ O) es la molécula de gas predominante producida, seguida de cerca por el dióxido de carbono (CO ₂) y el dióxido de azufre (SO ₂), todos los cuales pueden funcionar como gases de efecto invernadero. Algunos volcanes únicos liberan compuestos más inusuales. Por ejemplo, los volcanes de lodo en Rumania eructan mucho más gas metano que H _{2 O, CO 2} o SO ₂ —95— 98% metano (CH ₄), 1.5— 2.3% CO ₂ y trazas de hidrógeno y gas helio. Para medir los gases volcánicos directamente, los científicos suelen utilizar matraces y embudos para capturar muestras directamente de respiraderos volcánicos o fumarolas. La ventaja de la medición directa es la capacidad de evaluar los niveles de trazas en la composición gaseosa. Los gases volcánicos se pueden medir indirectamente utilizando la Espectrometría de Mapeo de Ozono Total (TOMS), una herramienta de teledetección satelital que evalúa las nubes SO ₂ en la atmósfera. La desventaja de TOMS es que su alto límite de detección solo puede medir grandes cantidades de gases exudados, como los emitidos por una erupción con un Índice de Explosividad Volcánica (VEI) de 3, en una escala logarítmica de 0 a 7.

La expulsión de azufre de los volcanes tiene un tremendo impacto ambiental, y es importante tener en cuenta al estudiar los efectos a gran escala del vulcanismo. Los volcanes son la fuente primaria del azufre (en forma de SO ₂) que termina en la estratosfera, donde luego reacciona con radicales OH para formar ácido sulfúrico (H ₂ SO ₄). Cuando las moléculas de ácido sulfúrico se nuclean o condensan espontáneamente en los aerosoles existentes, pueden crecer lo suficientemente grandes como para formar núcleos para gotas de lluvia y precipitar como lluvia ácida. La lluvia que contiene concentraciones elevadas de SO ₂ mata la vegetación, lo que reduce la capacidad de la biomasa de la zona para absorber CO ₂ del aire. También crea un ambiente reductor en arroyos, lagos y aguas subterráneas. Debido a su alta reactividad con otras moléculas, el aumento de las concentraciones de azufre en la atmósfera puede conducir al agotamiento del ozono y comenzar una retroalimentación positiva de calentamiento.

Los volcanes con una composición de fusión félsica producen erupciones extremadamente explosivas que pueden inyectar grandes cantidades de polvo y aerosoles en la atmósfera. Estas emisiones de partículas son potentes agentes que fuerzan el clima y pueden provocar una amplia variedad de respuestas que incluyen calentamiento, enfriamiento y acidificación del agua de lluvia. La respuesta climática depende de la altitud de la nube de polvo así como del tamaño y composición del polvo. Algunos silicatos volcánicos se enfriaron extremadamente rápido, crearon una textura vidriosa; su color oscuro y naturaleza reflectante absorben algo de radiación y reflejan el resto. Dicho material volcánico inyectado en la estratosfera bloquea la radiación solar, calentando esa capa de la atmósfera y enfriando el área debajo de ella. Los patrones de viento pueden distribuir el polvo sobre vastas regiones geográficas; por ejemplo, la erupción de Tambora en 1815 en Indonesia produjo tanto polvo que se observó un enfriamiento de 1 grado Celsius tan lejos como Nueva Inglaterra, y duró varios meses. Europeos y estadounidenses llamaron a su efecto “el año sin verano”.

Las emisiones volcánicas contienen trazas de metales pesados, que pueden afectar a la hidrosfera cuando se inyectan en los tramos inferiores de la atmósfera. Cuando grandes cantidades de estas emisiones se concentran en un área pequeña, pueden dañar los ecosistemas, afectar negativamente a la agricultura y contaminar las fuentes de agua.

Los materiales que se emiten desde los volcanes generalmente transportan metales pesados en el nivel de trazas. Cuando grandes cantidades de estas emisiones se recolectan en un área pequeña, los efectos de contaminación se vuelven primordiales.

Los impactos a corto plazo (meses a años) del vulcanismo en la atmósfera, el clima y el ambiente están fuertemente controlados por la ubicación, el tiempo, el flujo, la magnitud y la altura de emisión de los gases de azufre. Las erupciones explosivas episódicas representan la principal perturbación del aerosol estratosférico (aunque los efectos atmosféricos de la desgasificación de azufre asociada con los basaltos continentales de inundación podrían ser más profundos). En la troposfera, el panorama es menos claro pero una parte significativa de la carga global de sulfato troposférico puede ser volcanogénica. El aerosol de sulfato influye en el presupuesto de radiación de la Tierra al dispersar y absorber la radiación de onda corta y de onda larga, y al actuar como núcleos de condensación de nubes. Cuando se llevan a la capa límite y a la superficie de la Tierra, las nubes que contienen azufre volcánico tanto en fase gaseosa como en aerosol pueden generar profundos impactos ambientales y de salud.

Ejemplos de los impactos ambientales y de salud son la pérdida agrícola debido a la lluvia ácida y el sombreado de partículas, el daño a los ecosistemas y la contaminación en la hidrosfera. La intensidad de una erupción volcánica es una variable que controla la altitud y el efecto del material expulsado. Aunque las erupciones más grandes ocurren con menos frecuencia que las erupciones más pequeñas, las erupciones más grandes aún entregan más materia particulada a la atmósfera. Este comportamiento durante todo el año del material emitido produce efectos leves en la atmósfera en comparación con erupciones más grandes. Con el tiempo, los cambios en la composición de erupciones a menor escala producen cambios en los ciclos atmosféricos y el clima global. Las erupciones a mayor escala provocan cambios en la atmósfera de inmediato, lo que a su vez conduce a cambios climáticos en las inmediaciones. Cuanto mayor sea la expulsión volcánica, mayor será la altitud alcanzada por los materiales de silicato expulsados. Las inyecciones de mayor altitud son causadas por erupciones de mayor intensidad. Las erupciones más grandes no emiten tanto, en promedio, como las erupciones más pequeñas. Esto está relacionado con el periodo de retorno de las erupciones y la cantidad de material expulsado por erupción. “La altura de inyección de azufre a la atmósfera representa otro determinante importante del impacto climático. Las erupciones más intensas, es decir, aquellas con mayores tasas de descarga de magma, tienen más probabilidades de arrojar los gases reactivos de azufre en la estratosfera donde pueden generar aerosoles climáticamente efectivos”.

La intensidad de erupción de un volcán no es el único factor que controla la altitud de las partículas. El clima que rodea al volcán constriñe el impacto de la erupción. Los modelos de erupciones que tratan las variables climáticas como controles y mantienen constante la intensidad de la erupción predicen emisiones de partículas, como cenizas volcánicas y otros desechos piroclásticos expulsados a la atmósfera, en los trópicos para alcanzar altitudes más altas que las erupciones en áreas áridas o polares. Algunas de estas variables climáticas incluyen humedad, aridez, vientos y estabilidad atmosférica. La observación realizada por el modelo coincide con lo que se ve en la naturaleza: los volcanes en climas tropicales tienen mayores alturas de erupción que los de los polos. Si hubiera un ensanchamiento de los trópicos, aumentaría el número de volcanes capaces de producir emisiones de mayor altitud a la atmósfera. Los efectos sobre el clima por el aumento del material de silicato aerotransportado serían sustanciales porque la altura de estas erupciones tropicales se volverá más prominente con un ensanchamiento de los trópicos que conducirán a más riesgos como enfriamiento, contaminación y perturbaciones de los aviones.

La ubicación de un volcán influye fuertemente en la distribución geográfica del calentamiento atmosférico y el desarrollo de ondas planetarias que afectan la circulación del aire (especialmente en el hemisferio norte). Otro factor relevante es que la altura de la tropopausa varía con la latitud—en los trópicos está alrededor de 16—17 km sobre el nivel del mar pero desciende a 10—11 km en latitudes altas. En términos generales, una erupción explosiva requiere una mayor intensidad (tasa de descarga de magma) para cruzar la tropopausa en los trópicos que en latitudes medias a polares. Sin embargo, hay dos factores que limitan este efecto. La primera es que una erupción de latitudes altas tendrá un efecto más limitado que una de latitudes bajas porque más lejos de los trópicos hay menos energía solar para interceptar. En segundo lugar, la circulación atmosférica funciona de una manera de limitar los efectos de las erupciones de alta latitud. Una erupción tropical que bombea aerosol a la estratosfera da como resultado un calentamiento localizado. Esto aumenta la diferencia de temperatura en la atmósfera media entre el ecuador y las latitudes altas, y con ello mejora los flujos de aire meridionales que esparcen aerosol en ambos hemisferios, promoviendo el forzamiento climático a escala mundial. En contraste, el aerosol volcánico inyectado en la estratosfera desde volcanes de alta latitud tenderá a tener el efecto contrario en el gradiente de temperatura, actuando para estancar el flujo de aire meridional. Muy poco, si lo hay, del aerosol estratosférico formado como consecuencia de la erupción de un volcán de alta latitud llegará al hemisferio opuesto.

Interacción entre Glaciación y Volcanes

Los volcanes no sólo afectan el clima, se ven afectados por el clima. Durante tiempos de glaciación, los procesos volcánicos se ralentizan. El crecimiento glacial se promueve cuando el calor del verano es débil y se mejora el frío invernal y cuando los glaciares crecen, se vuelven más pesados. Este exceso de peso provoca un efecto inverso en la capacidad de la cámara de magma para producir un volcán. Termodinámicamente, el magma disolverá los gases más fácilmente cuando la presión de confinamiento sobre el magma sea mayor que la presión de vapor de los componentes disueltos. La acumulación glacial generalmente ocurre en elevaciones altas, que también son el hogar de la mayoría de los volcanes continentales. La acumulación de hielo puede hacer que una cámara de magma falle y se cristalice bajo tierra. La causa de la falla de la cámara de magma ocurre cuando la presión del hielo que presiona sobre la Tierra es mayor que la presión que se ejerce sobre la cámara de magma por convección de calor en el manto. Los datos del núcleo de hielo de los glaciares proporcionan información sobre el clima pasado. “Los isótopos de oxígeno y el registro de iones calcio son indicadores esenciales de la variabilidad climática, mientras que los picos en los iones sulfato (SO ₄) y en la conductividad eléctrica del hielo indican la precipitación volcánica de aerosoles”. Como se ve en los núcleos de hielo, las erupciones volcánicas en los trópicos y el hemisferio sur no se registran en las capas de hielo de Groenlandia. Las consecuencias de las erupciones tropicales se pueden ver en ambos polos, aunque esto toma casi dos años y consiste solo en precipitaciones sulfúricas. “Una de las revelaciones llamativas del registro del núcleo de hielo es la evidencia de numerosas grandes erupciones, que de otra manera no han sido reconocidas en los registros de tefra. Una advertencia al enfoque es que aunque la datación del núcleo de hielo mediante el recuento de capas estacionales es bastante robusta, no es a prueba de fallas. Cuanto mayor sea la profundidad de la que se recupere el núcleo, más probable es que haya sufrido deformación Los vientos predominantes y la química atmosférica juegan un papel importante en el movimiento de los volátiles volcánicos desde su fuente hasta sus ubicaciones finales en la superficie o en la atmósfera”.

Clima Cretácico

Durante el Cretácico, la Tierra experimentó una inusual tendencia al calentamiento. Dos explicaciones para este calentamiento se atribuyen a las fuerzas tectónicas y magmáticas. Una de las teorías es una súper pluma magmática que induce un alto nivel de CO ₂ a la atmósfera. Los niveles de dióxido de carbono en el Cretácico podrían haber sido tan altos como 3.7 a 14.7 veces sus cantidades actuales causando un promedio de 2.8 a 7.7 grados Celsius. Tectónicamente, los movimientos de las placas y una caída del nivel del mar podrían causar 4.8 grados Celsius adicionales a nivel global. El efecto combinado entre procesos magmáticos y tectónicos podría haber colocado a la Tierra Cretácica 7.6 a 12.5 grados Celsius más alta que hoy en día.

Una segunda teoría sobre el Cretácico cálido es la subducción de materiales carbonatados. Al subducir materiales carboníferos, una liberación de dióxido de carbono emitiría de los volcanes. Durante el Cretácico, el Mar de Tetis era rico en depósitos de piedra caliza. Al subducir esta plataforma carbonífera, el magma resultante se habría vuelto más rico en dióxido de carbono. Debido a que el dióxido de carbono se disuelve bien en fundidos, habría permanecido disuelto hasta que la presión de confinamiento del magma fuera lo suficientemente baja como para desgasificar y liberar cantidades masivas de dióxido de carbono a la atmósfera provocando el calentamiento.

Conclusión

Los volcanes representan poderosas imágenes y fuerzas en el paisaje de la Tierra. La generación de un volcán depende de su ubicación y origen magmático. Los magmas permanecerán fundidos hasta que la presión y la temperatura permitan la cristalización y la desgasificación. Durante la desgasificación, la cámara de magma se elevará y se encontrará con la superficie de la Tierra causando un volcán. Dependiendo de la composición del material fundido, este volcán podría contener una variedad de gases. La mayoría de los gases emitidos por erupción volcánica son gases de efecto invernadero y causan alteraciones atmosféricas. Estas alteraciones atmosféricas obligan entonces al clima, tanto regional como localmente, a alcanzar un nuevo equilibrio con la nueva atmósfera. Estos cambios pueden reflejarse como enfriamiento, calentamiento, mayores tasas de precipitación y muchos otros.

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