15.4: Cambio Climático Prehistórico

A lo largo de la historia de la Tierra, el clima ha cambiado mucho. Por ejemplo, durante la Era Mesozoica, la Era de los Dinosaurios, el clima era mucho más cálido y el dióxido de carbono abundaba en la atmósfera. No obstante, a lo largo de la Era Cenozoica (hace 65 millones de años hasta la actualidad), el clima se ha ido enfriando gradualmente. En esta sección se resumen algunos de estos importantes cambios climáticos pasados.

Figura\(\PageIndex{1}\): Máxima extensión de la capa de hielo Laurentide

Glaciaciones Pasadas

A través de la historia geológica, el clima ha cambiado lentamente a lo largo de millones de años. Antes de la más reciente glaciación Plioceno-Cuaternario, había otras tres grandes glaciaciones [20]. El más antiguo, conocido como el Hurónico, ocurrió hacia el final del Arqueo-Proterozoico temprano (hace ~2.5 mil millones de años). El acontecimiento mayor de esa época, el gran evento de oxigenación (Capítulo 8), se asocia más comúnmente con la causa de esa glaciación. Se cree que el aumento de oxígeno reaccionó con el potente gas de efecto invernadero metano, causando enfriamiento [21].

El fin del Proterozoico (hace unos 700 millones de años) tuvo otra glaciación, conocida como la hipótesis de la Tierra Bola de Nieve [22]. La evidencia glacial se ha interpretado en secuencias rocosas generalizadas a nivel mundial e incluso se ha relacionado con la glaciación de baja latitud [23]. La roca caliza (generalmente formada en ambientes marinos tropicales) y los depósitos glaciales (generalmente formados en climas fríos) a menudo se encuentran juntos a partir de esta época en regiones de todo el mundo. En Utah, la Isla Antelope en el Gran Lago Salado tiene incrustaciones de piedra caliza y depósitos glaciales (diamictitas) interpretados como formados por glaciación continental [24]. La idea de la controvertida hipótesis de la Tierra Bola de Nieve es que un efecto albedo desbocado (hielo y nieve que reflejan la radiación solar) podría causar la congelación completa de las superficies terrestres y oceánicas y un colapso de la actividad biológica. La tierra cubierta de hielo solo se derretiría cuando el dióxido de carbono de los volcanes alcanzara altas concentraciones, debido a la incapacidad del dióxido de carbono para ingresar al océano entonces congelado. Algunos estudios estimaron que el dióxido de carbono era 350 veces mayor que las concentraciones actuales [22]. La congelación completa [25] y la extensión de la congelación [26] ha entrado en duda.

La glaciación también ocurrió en el Paleozoico, sobre todo con la Glaciación Karoo del Pennsylvanian (hace 323 a 300 millones de años). Esto también fue causado por un aumento de oxígeno y una posterior caída en el dióxido de carbono, muy probablemente producido por la evolución y aumento de las plantas terrestres [27].

Figura\(\PageIndex{2}\): Temperatura superficial promedio global en los últimos 70 millones de años.

Durante la Era Cenozoica (los últimos 65 millones de años), el clima comenzó cálido y poco a poco se enfrió hasta hoy. Este tiempo cálido se llama Máximo Térmico Paleoceno-Eoceno y la Antártida y Groenlandia estuvieron libres de hielo durante este tiempo. Desde el Eoceno, los eventos tectónicos durante el Cenozoico causaron un enfriamiento planetario persistente y significativo. Por ejemplo, la colisión de la Placa India con la Placa Asiática creó las Montañas del Himalaya aumentando las tasas de meteorización y erosión. Una mayor tasa de meteorización de minerales de silicato, especialmente feldespato, consume dióxido de carbono de la atmósfera y por lo tanto reduce el efecto invernadero, resultando en enfriamiento a largo plazo [28].

Figura\(\PageIndex{1}\): La corriente circumpolar antártica

Alrededor de los 40 Ma, la estrecha brecha entre la Placa Sudamericana y la Placa Antártida se ensanchó, resultando en la apertura del Pasaje Drake. Esto permitió el flujo irrestricto de agua de oeste a este alrededor de la Antártida, la Corriente Circumpolar Antártica, que efectivamente aisló el océano meridional de las aguas más cálidas de los océanos Pacífico, Atlántico e Índico. La región se enfrió significativamente, y hace 35 millones de años (Oligoceno) los glaciares habían comenzado a formarse en la Antártida [29].

Alrededor de 15 Ma, el vulcanismo relacionado con la subducción entre Centroamérica y Sudamérica creó el Istmo de Panamá que conectaba América del Norte y del Sur. Esto impidió que el agua fluyera entre los océanos Pacífico y Atlántico y redujo la transferencia de calor de los trópicos a los polos. Esto creó una Antártida más fría y glaciares antárticos más grandes. La expansión de esa capa de hielo (en tierra y agua) aumentó la reflectividad de la Tierra (albedo), un bucle de retroalimentación positiva de enfriamiento adicional: hielo glacial más reflectante, más enfriamiento, más hielo, etc. [30; 31].

Hacia hace 5 millones de años (Época del Plioceno), las capas de hielo habían comenzado a crecer en Norteamérica y el norte de Europa. La parte más intensa de la glaciación actual es el último millón de años de la Época Pleistoceno. El Pleistoceno presenta variaciones significativas de temperatura (a través de un rango de casi 10°C) en escalas de tiempo de 40,000 a 100,000 años, y la correspondiente expansión y contracción de las capas de hielo. Estas variaciones se atribuyen a sutiles cambios en los parámetros orbitales de la Tierra llamados ciclos Milankovitch [32; 33], los cuales se explican con más detalle en el capítulo sobre glaciares. En los últimos millones de años, los ciclos de glaciación han sido aproximadamente cada 100.000 años [34] con muchos avances glaciares en los últimos 2 millones de años (Lisiecki y Raymo, 2005) [35].

Figura\(\PageIndex{3}\): Una pila Plioceno-Pleistoceno de 57 registros bentónicos distribuidos globalmente de δ18O. El eje X es el tiempo en miles de años (ka) por lo que 200 es en realidad 200,000. (Fuente: Lisiecki y Raymo, 2005)

Las porciones más cálidas del clima dentro de una edad de hielo se llaman interglaciales, con versiones breves llamadas interestadios. Estos repuntes de calentamiento están relacionados con variaciones en el clima de la Tierra como los ciclos de Milankovitch. En los últimos 500 mil años, ha habido 5 o 6 interglaciales, siendo el más reciente perteneciente a nuestro tiempo actual, el Holoceno.

Dos de los cambios climáticos más recientes demuestran la complejidad de los cambios: el Dryas Joven y el Óptimo Climático del Holoceno. Estos hechos son más recientes y, sin embargo, tienen información contradictoria. El enfriamiento de Younger Dryas es ampliamente reconocido en el hemisferio norte [36], aunque el momento del evento (hace unos 12 mil años) no parece ser igual en todas partes [37]. También es difícil de encontrar en el hemisferio sur [38]. El Óptimo Climático del Holoceno es el calentamiento hace alrededor de 6 mil años [39], aunque no era universalmente más cálido, y probablemente no tan cálido como el calentamiento actual [40], y no al mismo tiempo en todas partes [41].

Indicadores proxy de climas pasados

¿Cómo sabemos de los climas pasados? Los geólogos utilizan indicadores proxy para comprender el clima pasado. Un indicador proxy es una firma biológica, química o física conservada en el registro de roca, sedimento o hielo que actúa como una “huella digital” de algo en el pasado [42]. Por lo tanto, son un indicador indirecto de algo así como el clima. Para las glaciaciones antiguas del Proterozoico y Paleozoico, existen formaciones rocosas de sedimentos glaciares como la diamictita (o tillita) de la Formación Mineral Fork en Utah. Esta roca oscura tiene muchos componentes de grano fino además de algunos clastos grandes y de gran tamaño, como una torre glacial moderna [43; 44].

Para los cambios climáticos durante la Era Cenozoica (los últimos 65 Ma), existe un registro químico detallado de la extracción de muestras de sedimentos de aguas profundas como parte del Programa de Perforación Oceánica. Los estudios de sedimentos de aguas profundas utilizan isótopos estables de carbono y oxígeno obtenidos de las conchas de foraminíferos bentónicos de aguas profundas que se han asentado en el fondo oceánico durante millones de años. Los isótopos de oxígeno son un indicador proxy de las temperaturas de aguas profundas y el volumen de hielo continental [45].

Núcleos de sedimentos: isótopo estable de oxígeno

Figura\(\PageIndex{4}\): Núcleo de sedimento de la vertiente continental de Groenlandia (Fuente: Hannes Grobe)

Los isótopos de oxígeno son un indicador del clima pasado. Los dos principales isótopos estables de oxígeno son ¹⁶ O y ¹⁸ O. Ambos ocurren en agua (H ₂ O) y en las conchas de carbonato de calcio (CaCo ₃) de foraminíferos como componente de oxígeno de ambas moléculas. El isótopo más abundante y ligero es el ¹⁶ O. Al ser más ligero, se evapora más fácilmente de la superficie del océano como vapor de agua, que luego se convierte en nubes y precipitaciones en el océano y la tierra.

Figura\(\PageIndex{5}\): Cambios de temperatura antártica durante las últimas glaciaciones en comparación con el volumen global de hielo. Las dos primeras curvas se basan en el registro de deuterio (hidrógeno pesado) de núcleos de hielo (EPICA Community Members 2004, Petit et al. 1999). La línea de fondo es el volumen de hielo basado en isótopos de oxígeno de un compuesto de núcleos de sedimentos de aguas profundas (Lisiecki y Raymo 2005).

Durante los tiempos geológicos en los que el clima es más frío, más de esta precipitación se encierra en tierra en forma de hielo glacial. Considera las capas de hielo gigantes, de más de una milla de espesor, que cubrieron gran parte de América del Norte durante la última edad de hielo hace apenas 14,000 años. Durante la glaciación, los glaciares efectivamente bloquean más de ¹⁶ O, por lo que el agua del océano y las conchas de foraminíferos se enriquecen en ¹⁸ O. Por lo tanto, una proporción de ¹⁸ O a ¹⁶ O en las conchas de carbonato de calcio de foraminíferos es un indicador del clima pasado. Los núcleos de sedimentos del Programa de Perforación Oceánica registran una acumulación continua de sedimentos.

Núcleos de Sedimento — Isótopos de Boro

Las proporciones de isótopos de boro en antiguas conchas planctónicas de foraminíferos en núcleos de sedimentos de aguas profundas se han utilizado para estimar el pH (acidez) del océano en los últimos 60 millones de años. La acidez oceánica es un indicador de las concentraciones atmosféricas pasadas de CO ². A principios del Cenozoico, hace alrededor de 60 millones de años, las concentraciones de CO ² superaron las 2,000 ppm y comenzaron a caer alrededor de 55 a 40 millones de años, posiblemente debido a la reducción de la desgasificación de CO ² de las crestas oceánicas, volcanes y cinturones metamórficos y al aumento del entierro de carbono debido a la elevación del Montañas del Himalaya. Para el Mioceno (hace unos 24 millones de años), los niveles de CO ² estaban por debajo de 500 ppm [46] y hace 800,000 años los niveles de CO ² no superaban las 300 ppm [47].

Concentraciones de Dióxido de Carbono en

Figura\(\PageIndex{6}\): Sección de núcleo de hielo de 19 cm de largo que muestra 11 capas anuales con capas de verano (con flechas) intercaladas entre capas invernales más oscuras. (Fuente: Cuerpo de Ingenieros del Ejército de Estados Unidos)

Para el clima más reciente del Pleistoceno, existe un registro químico más detallado y directo desde la extracción de núcleos en las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia. La nieve se acumula en estas capas de hielo y crea capas anuales. Se han extraído núcleos de hielo de capas de hielo que cubren los últimos 800 mil años. Los isótopos de oxígeno se recolectan de estas capas anuales y se usa la relación de ¹⁸ O a ¹⁶ O para determinar la temperatura como se discutió anteriormente. Además, el hielo atrapa pequeñas burbujas de gas atmosférico a medida que la nieve se convierte en hielo.

Figura\(\PageIndex{7}\): Hielo antártico que muestra cientos de pequeñas burbujas de aire atrapadas de la atmósfera hace miles de años. (Fuente: CSIRO)

Pequeños trozos de este hielo se trituran y el aire antiguo se extrae en un espectrómetro de masas que puede detectar la química de la atmósfera antigua. Los niveles de dióxido de carbono se recrean a partir de estas mediciones. En los últimos 800 mil años, la concentración máxima de dióxido de carbono durante los tiempos cálidos fue de aproximadamente 300 ppm y la mínima durante los estiramientos fríos fue de aproximadamente 170 ppm [46; 47; 48]. El contenido de dióxido de carbono de la atmósfera terrestre es actualmente superior a 400 ppm.

Figura\(\PageIndex{8}\): Registro de dióxido de carbono compuesto de los últimos 800,000 años basado en datos de núcleos de hielo de EPICA Dome C Ice Core.

Microfósiles oceánicos

Los microfósiles, como foraminíferos, diatomeas y radiolarios, se pueden utilizar para interpretar registros climáticos pasados. En los núcleos de sedimentos, diferentes especies de microfósiles se encuentran en diferentes capas. Los grupos de estos microfósiles se denominan ensamblajes. Un ensamblaje consiste en especies que vivieron en aguas oceánicas más frías (en tiempos glaciares) y otro que se encuentra a un nivel diferente en el mismo núcleo de sedimento está hecho de especies de aguas más cálidas [49].

Anillos para árboles

Figura\(\PageIndex{9}\): Los anillos de los árboles se forman cada año. Los anillos que están más separados son de años más húmedos y los anillos que están más cerca son de años más secos.

Cada año un árbol crecerá un anillo con una sección clara y una sección oscura. Los anillos varían en ancho. Dado que los árboles necesitan mucha agua para sobrevivir, los anillos más estrechos indican climas más fríos y secos. Dado que algunos árboles pueden tener varios miles de años, podemos usar sus anillos para reconstrucciones paleoclimáticas regionales. Además, árboles muertos como los utilizados en las ruinas puebloanas pueden ser utilizados para extender este indicador proxy, que mostró sequías a largo plazo en la región y por qué sus pueblos fueron abandonados.

Figura\(\PageIndex{10}\): Anomalías de temperatura en verano de los últimos 7000 años (Fuente: R.M.Hantemirov)

Polen

Las plantas con flores producen granos de polen. El polen es distintivo cuando se ve bajo un microscopio. En ocasiones, el polen se puede conservar en sedimentos lacustres que se acumulan cada año. La obtención de núcleos de sedimentos lacustres puede revelar polen antiguo. Los ensamblajes de polen fósil son grupos de polen de múltiples especies como el abeto, el pino y el roble. A través del tiempo (a través de los núcleos de sedimentos y técnicas radiométricas de datación por edad), el ensamblaje de polen cambiará revelando las plantas que vivieron en la zona en ese momento. Así, los ensamblajes de polen son un indicador del clima pasado ya que diferentes plantas preferirán diferentes climas [50]. Por ejemplo, en el noroeste del Pacífico al este de las Cascades, una región cercana al límite de pastizales y bosques, un estudio rastreó el polen durante los últimos 125 mil años cubriendo las dos últimas glaciaciones. Como se muestra en la figura (Fig. 2 de la referencia Whitlock y Bartlein 1997 [51]), se encuentran conjuntos de polen con más polen de pino durante las glaciaciones y los conjuntos de polen con menos polen de pino se encuentran durante los tiempos interglaciales [51].

Figura\(\PageIndex{12}\): Imagen de microscopio electrónico de barrido del polen moderno con falso color agregado para distinguir especies de plantas. (Fuente: Centro de Microscopio Electrónico Dartmouth, Dartmouth College)

Otros Indicadores Proxy

Los paleoclimatólogos estudian muchos otros fenómenos para comprender climas pasados, como relatos históricos humanos, registros de instrumentos humanos del pasado reciente, sedimentos lacustres, depósitos de cuevas y corales.

Referencias

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