1.2: Paleoclima

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Las mediciones con instrumentos modernos (el registro instrumental) están disponibles solo para aproximadamente el siglo pasado. Esto es insuficiente para describir la variabilidad natural completa del sistema climático, lo que dificulta la atribución de los cambios observados. Queremos saber si los cambios observados en el pasado reciente son inusuales en comparación con la variabilidad climática preindustrial. Si lo son es más probable que sean antropogénicos, si no bien podrían ser naturales. La investigación paleoclima también es importante para una comprensión fundamental de cómo funciona el sistema climático. Algunos cambios paleoclimáticos, por ejemplo, los ciclos de la edad de hielo, fueron mucho mayores que los del registro instrumental. Así, podemos aprender mucho de los datos paleoclimáticos sobre los impactos de grandes cambios climáticos.

a) Métodos

La investigación paleoclima es capaz de extender el registro instrumental atrás en el tiempo mucho más allá del registro instrumental y ha entregado una fascinante historia de cambios climáticos pasados. La mayor parte de la evidencia paleoclima es indirecta y se basa en proxies para variables climáticas. Esta evidencia es menos precisa que las mediciones con instrumentos modernos debido a la incertidumbre adicional en la relación entre el proxy y la variable climática. Ejemplos de proxies son el polen (Fig. 1) que se encuentra en sedimentos lacustres que pueden ser utilizados para reconstruir la cubierta vegetal pasada, lo que a su vez puede estar relacionado con la temperatura y la precipitación. Del mismo modo, diferentes especies de foraminíferos plancticos prefieren diferentes temperaturas. Algunos viven en aguas más frías otros prefieren aguas más cálidas. Sus conchas fósiles se acumulan en sedimentos, los cuales pueden ser recuperados con un dispositivo de extracción de núcleos empleado de un buque de investigación. Las conchas más profundas en el sedimento son más antiguas. Si se encuentran conchas de foraminferas amantes del frío en un sitio donde actualmente viven especies amantes del calor, sugiere que las temperaturas cercanas a la superficie en el pasado han sido más frías. Se han desarrollado métodos matemáticos para cuantificar los cambios de temperatura a partir de la composición de las especies. Otros proxies son químicos como la relación de magnesio a calcio (Mg/Ca), que se relaciona con la temperatura, o isótopos de oxígeno o carbono en las cáscaras de carbonato de calcio de los foraminíferos, los cuales pueden ser utilizados para reconstruir la temperatura, la salinidad, el volumen de hielo y el ciclo del carbono. Los foraminíferos bentónicos viven sobre o en los sedimentos del océano y, por lo tanto, proporcionan información útil sobre las propiedades oceánicas profundas. Aquí hay un excelente post interactivo sobre proxies paleoclimáticos.

Figura\(\PageIndex{1}\): Imágenes al microscopio electrónico de foraminíferos fósiles (A, dos foraminíferos plancticos en la parte superior y un foraminífero bentónico en la parte inferior) y polen (B).

Los proxies se encuentran en diferentes archivos como anillos de árboles, núcleos de hielo, corales, núcleos de sedimentos oceánicos o lacustres que cubren diferentes períodos de tiempo en un rango de resoluciones temporales (Fig. 2). La resolución de un registro se puede cuantificar como la diferencia de tiempo Δ t = t ₂ — t ₁ entre dos muestras adyacentes t ₁ y t ₂. Cuanto menor Δ t mayor es la resolución. Los relatos históricos escritos se pueden utilizar para reconstruir las condiciones climáticas pasadas con una resolución temporal muy alta —algunos documentos antiguos contienen entradas meteorológicas diarias— que se remontan a alrededor de 1,000 años, pero solo hay un número limitado de registros de este tipo disponibles. Anillos de árboles, corales y espeleotemas (depósitos de cuevas como estalactitas y estalagmitas) proporcionan reconstrucciones en resolución anual a decadal (Δ t ~ años a décadas) hace muchos miles de años. Los núcleos de hielo suelen tener una resolución decenal a centenaria que se remonta a casi un millón de años para la Antártida y alrededor de 100.000 años para Groenlandia. Los núcleos de sedimentos oceánicos cubren millones de años en el pasado, pero generalmente a baja resolución temporal de escalas de tiempo centenarias a milenarias (Δ t ~ 100 s a 1,000 s de años).

Figura\(\PageIndex{2}\): Archivos paleoclimáticos en capas. Las varvas son sedimentos marinos o lacustres en capas.

Se utilizan varios métodos para fechar muestras para construir cronologías de registros paleoclimáticos. Los anillos de los árboles son capas anuales, que se pueden contar. Los patrones de anillos delgados y gruesos se pueden combinar de un árbol a otro, uno más viejo (Fig. \(\PageIndex{3}\)). De esta manera se puede utilizar una gran cantidad de árboles para crear una cronología larga contada en capas. El conteo de capas también se puede utilizar en otros archivos con capas anuales como núcleos de hielo o sedimentos lacustres. La mayoría de los sedimentos oceánicos no tienen capas anuales debido a la bioturbación, que es la mezcla de sedimentos por gusanos y otros organismos que viven en el sedimento. Cuando el material orgánico está presente, la datación por radiocarbono se puede utilizar para determinar la edad de una muestra. El radiocarbono (¹⁴ C) decae exponencialmente con una vida media de 5,730 años. Así, cuanto menor es la relación de radiocarbono a carbono regular (¹⁴ C/ ¹² C) en una muestra, más vieja es. Esta relación se puede medir con precisión con un espectrómetro de masas. Sin embargo, este método solo se puede usar hasta aproximadamente 40,000 años antes del presente debido a que el material más antiguo tiene cantidades inconmensurablemente pequeñas de ¹⁴ C.

Figura\(\PageIndex{3}\): Las cronologías de anillos de árboles largos se pueden construir haciendo coincidir patrones superpuestos de diferentes árboles.

b) Los últimos dos milenios

Relatos históricos como imágenes del Támesis congelado (Fig. 4) documentan un período de condiciones relativamente frías durante los siglos XVI al ^{^XIX} en Europa llamado la Pequeña Edad de Hielo. ^{Por el contrario, las condiciones relativamente cálidas durante los ^siglos IX al XIII, llamadas Período Cálido Medieval, pueden haber permitido a los vikingos colonizar Groenlandia y viajar a América del Norte.}

Figura\(\PageIndex{4}\): A: Imagen del Támesis congelado de 1683-84 de Thomas Wyke. B: Ruinas de la iglesia de Hvalsey de los asentamientos de Groenlandia de los nórdicos.

Dos recientes reconstrucciones de las temperaturas globales, sin embargo, indican que el Período Cálido Medieval no fue un fenómeno global (Fig. \(\PageIndex{5}\)). Estas reconstrucciones también sugieren que hubo una tendencia de enfriamiento a largo plazo durante los últimos 2 mil años que culminó en la Pequeña Edad de Hielo, que terminó con un calentamiento relativamente rápido durante el ^siglo XX. De acuerdo con la reconstrucción PAGES 2k la temperatura promedio global durante las tres décadas de 1971 a 2000 fue más cálida que en cualquier otro periodo de 30 años en los últimos 1,400 años. Esto sugiere que el reciente calentamiento es inusual. La tasa de cambio durante los últimos ~100 años también parece ser inusualmente rápida en comparación con los dos mil años anteriores. Las dos reconstrucciones independientes coinciden bien en la tendencia de enfriamiento en los últimos 1,000 años, pero la reconstrucción PAGES 2k sugiere condiciones ligeramente más cálidas durante el primer milenio CE (Era Común). El conjunto de datos de Marcott et al. (2013) se basa principalmente en núcleos de sedimentos oceánicos de menor resolución y, por lo tanto, se suaviza en comparación con el conjunto de datos PAGES 2k de mayor resolución, que incluye principalmente datos terrestres como polen y anillos de árboles.

Figura\(\PageIndex{5}\): Reconstrucciones globales de temperatura multi-proxy del proyecto PAGES 2k basadas en 7 reconstrucciones regionales a escala continental (verde) comparadas con una reconstrucción independiente que incluye todo el Holoceno (Marcott et al., 2013; azul con rango de error sombreado; ver también Figura 7) y el registro instrumental (rojo). La reconstrucción PAGES 2k representa promedios a 30 años. Incluye muchos más datos que la reconstrucción de Marcott et al. (2013) de menor resolución, particularmente de los últimos mil años. Así, el rango de error de la reconstrucción PAGES 2k es presumiblemente mucho menor que el indicado por el sombreado azul. De RealClimate.

c) El Holoceno

Fig. \(\PageIndex{6}\)muestra la reconstrucción completa del Holoceno (los últimos 10 mil años) de las temperaturas medias globales de Marcott et al. (2013). Sugiere que la tendencia de enfriamiento a largo plazo de los últimos 2,000 años es parte de una tendencia más larga que se remonta en el tiempo hasta el Holoceno medio alrededor del 4,000 a.C. El Holoceno temprano desde alrededor del 8,000 a.C. hasta el 4,000 a.C. fue relativamente cálido, de manera similar a las últimas décadas. (Esto se debate en la comunidad científica; un artículo reciente sugiere que no fue más cálido durante el Holoceno temprano y que los sesgos en proxies relacionados con la estacionalidad son los culpables. Si esto es cierto, el calentamiento actual no tendrá precedentes por más de 10 mil años, tal vez más de 100 mil años o más). La tasa de cambio de temperatura parece ser mucho menor en comparación con los últimos 100 años, pero la resolución relativamente baja de la reconstrucción conduce a suavizar y no permite una comparación justa con el registro instrumental en escalas de tiempo de 100 años.

Figura\(\PageIndex{6}\): Reconstrucción de temperatura superficial global del Holoceno de Marcott et al. (2013, azul) con rangos de error sombreados junto con el registro instrumental (rojo) en función del tiempo en años CE. De RealClimate.

Ahora echemos un vistazo al CO ₂. ¿Es inusual el incremento observado en CO ₂ atmosférico durante los últimos 60 años en comparación con el Holoceno preindustrial? Los núcleos de hielo se pueden usar para responder a esta pregunta. Cuando la nieve se acumula sobre una capa de hielo se comprime a firn y posteriormente a hielo debido a la presión de la nieve superpuesta (Fig. 7). Durante este proceso de compactación quedan atrapadas pequeñas burbujas de aire dentro del hielo. En el laboratorio el aire se puede extraer del hielo, por ejemplo, triturando mecánicamente el hielo, y su concentración de CO ₂, y otros gases de efecto invernadero, se pueden medir.

Figura\(\PageIndex{8}\): Mediciones del núcleo de hielo CO ₂ del aire antiguo. Los diferentes colores indican diferentes núcleos de hielo. El recuadro se acerca a los últimos 200 años e incluye en rojo las modernas mediciones de aire de Mauna Loa (ver Figura 8 en el Capítulo 2). Tenga en cuenta que las mediciones del núcleo de hielo concuerdan bien con los datos modernos donde se superponen. Del IPCC (2007).

También se han medido otros gases de efecto invernadero en el aire extraído de núcleos de hielo. El metano (CH ₄) y el óxido nitroso (N ₂ O) muestran un comportamiento muy similar al CO ₂, de manera que sus concentraciones fueron relativamente constantes a lo largo del Holoceno alrededor de 700 ppb y 260 ppb, respectivamente, y aumentaron dramáticamente durante los últimos 200 años a valores alrededor de 1,700 y 310 ppb, respectivamente (IPCC, 2007).

d) Las edades de hielo

Fig. \(\PageIndex{6}\)ya insinúa un periodo frío antes del Holoceno. En efecto ahora sabemos que durante mucho tiempo la Tierra había estado en una edad de hielo, o estado glacial, antes de que comenzara el actual periodo cálido del Holoceno. Pero fue solo en el siglo ^XIX cuando los científicos se dieron cuenta de que la Tierra ha experimentado edades de hielo a escala global. Este descubrimiento fue realizado por Louis Agassiz, un geólogo suizo, quien planteó la hipótesis de que no solo los glaciares alpinos estaban avanzados sino que también grandes capas de hielo se movían hacia el sur desde el norte de Europa y América dejando atrás los movimientos geográficos glaciares (Fig. \(\PageIndex{9}\)). Para un relato fascinante y más detallado de este descubrimiento el lector es referido a Imbrie e Imbrie (1979).

Figura\(\PageIndex{9}\): Circulaciones Glaciales. Arriba: El lecho rocoso pulido con estrías indica que un glaciar se movía sobre él. El glaciar incorpora rocas en su base y al empujarlas sobre el lecho rocoso subyacente crea surcos. Este ejemplo es del Parque Nacional Mount Rainier. R: Las morrenas (este ejemplo es de Svalbard) son depósitos glaciares formados al costado (morrenas laterales) o al final (morrenas terminales) de un glaciar en movimiento. B: Los cantos rodados erráticos como este de Escocia, a muchos kilómetros de una posible fuente de roca rocosa, han sido atribuidos por Louis Agassiz a la acción de los glaciares de la edad de hielo.

Durante la altura de la última edad de hielo, el Último Máximo Glacial (LGM) hace aproximadamente 20,000 años, grandes capas de hielo adicionales cubrieron partes de América del Norte y el norte de Europa (Fig. 10). La capa de hielo Laurentide tenía más de 3 km de grosor y cubría todo lo que hoy es Canadá y parte del norte de Estados Unidos llegando tan al sur como la ciudad de Nueva York, Chicago y Seattle. La capa de hielo euroasiática (o fennoscandiana) cubría toda Escandinavia, gran parte de las islas británicas, el mar Báltico y las áreas terrestres circundantes desde el noreste de Alemania hasta el noroeste de Rusia. Los glaciares de montaña también descendieron más abajo de los valles y a menudo a las tierras bajas.

Figura 10: Reconstrucciones de capas de hielo (las líneas de contorno muestran diferencias de elevación de 500 m) y diferencias de temperatura superficial con respecto a las modernas (escala de colores en K) para el Último Máximo Glacial. De las noticias de PAGES.

Figura\(\PageIndex{10}\): Reconstrucciones de capas de hielo (las líneas de contorno muestran diferencias de elevación de 500 m) y diferencias de temperatura superficial con respecto a las modernas (escala de colores en K) para el Último Máximo Glacial. De las noticias de PAGES.

Debido a que había mucha más agua encerrada como hielo en tierra, el nivel del mar estuvo 120 m más bajo durante la LGM de lo que es hoy. Imagina tu playa favorita de hoy. No había agua ahí en la LGM. Explora con el visor interactivo de batimetría de la NOAA cuánto más habría estado en el agua durante el LGM en tu playa favorita.

El LGM es un período de tiempo bien estudiado en la investigación paleoclimática, y tenemos una gran cantidad de datos disponibles. Los núcleos de hielo muestran menores concentraciones de gases de efecto invernadero atmosféricos como CO ₂ (180 ppm vs 280 ppm durante el Holoceno preantropogénico tardío; Fig. \(\PageIndex{10}\)) y metano. Las reconstrucciones de vegetación muestran que los bosques fueron reemplazados por tundra y pastizales en grandes partes de las latitudes medias a altas (Prentice et al., 2011). También sabemos por núcleos de hielo y sedimentos oceánicos que el aire era más polvoriento. Los proxies de temperatura muestran temperaturas más frías en casi todas partes (Fig. \(\PageIndex{10}\)). Sin embargo, los cambios de temperatura no fueron los mismos en todas partes. Los cambios de temperatura en grandes partes de los océanos tropicales y subtropicales fueron bastante pequeños. Se ha estimado que las temperaturas medias globales de la superficie del mar son solo 2°C más frías que las actuales (MARGO, 2009). Las áreas terrestres en los trópicos experimentaron un enfriamiento moderado de aproximadamente 3°C (Bartlein et al., 2011). El mayor enfriamiento de más de 8°C ocurrió sobre tierra en latitudes medias a altas y sobre la Antártida (Fig. \(\PageIndex{11}\)). Se ha estimado que la temperatura promedio global del aire superficial es 4°C más fría durante la LGM (Annan y Hargreaves, 2013). Estudios más recientes e inéditos sugieren 5°C, lo que indica cierta incertidumbre en estas estimaciones. Estos autores también sugieren que en promedio el enfriamiento sobre la tierra fue 3 veces mayor que sobre los océanos. El contraste tierra-mar y la amplificación polar =son similares a lo que hemos visto en el calentamiento observado durante el siglo pasado (Fig. 2 en el Capítulo 2). Esto sugiere que esas son propiedades robustas del sistema climático.

Caja 1: Isótopos de Oxígeno

Los isótopos son variaciones del mismo elemento con un número diferente de neutrones, lo que conduce a una masa diferente (Fig. B\(\PageIndex{1}\)). Dado que diferentes isótopos del mismo elemento tienen el mismo número de electrones (círculos amarillos en la Fig. B\(\PageIndex{1}\)) reaccionan químicamente de manera idéntica o muy similar.

Figura B\(\PageIndex{1}\): El isótopo oxígeno-16 () más común de oxígeno (99.8%\( ^{16}O \)) tiene 8 protones (rojo) y 8 neutrones (azul) de tal manera que su masa es de 16 unidades atómicas. Oxígeno-18 (\( ^{18}O \)) tiene dos neutrones adicionales, lo que lo hace (18 — 16) /16 = 12.5% más pesado que\( ^{16}O \). También es mucho más raro (0.2%) que\( ^{16}O \). De Montessori Muddle.

Las moléculas de agua (H ₂ O) con\( ^{18}O \) son (20 — 18) /18 = 11% más pesadas que las que tienen\( ^{18}O \). La masa de una molécula afecta la probabilidad de que participe en un cambio de fase como la evaporación o la condensación. Las moléculas de agua a cierta temperatura en la fase acuosa tienen una distribución de energía cinética\(\frac{1}{2}mv^{2}\). Algunos son un poco más rápidos, otros son un poco más lentos. Sólo los más rápidos podrán salir de la fase acuosa y llegar a la fase vapor (aire). (Aquí hay un bonito video de youtube explicando esto con un poco más de detalle.) Debido a que la masa de una molécula de agua pesada es mayor, su velocidad, en promedio, debe ser menor para tener la misma energía cinética. Por lo tanto, los isótopos más pesados permanecerán en la fase líquida con más frecuencia que los isótopos más ligeros. Este proceso se llama fraccionamiento. Conduce a una acumulación de isótopos de agua pesada en el océano y relativamente más isótopos de agua ligera en el aire.

Aquí hay una analogía. Imagina que una serie de balones de fútbol blancos y negros están alineados en la línea central de un campo de fútbol. Las bolas negras son un poco más pesadas que las bolas blancas. Ahora un jugador disparará las bolas, una tras otra, alternativamente en blanco y negro, hacia la portería. Cuando termina cuentas las bolas que la hicieron cruzar la línea de meta. ¿Habrá más bolas negras o blancas? Sí, en efecto, más bolas blancas, porque son más ligeras y vuelan más lejos debido a mayores velocidades puestas por el jugador que ejerce aproximadamente la misma cantidad de energía por cada disparo. En esta analogía las bolas blancas son los isótopos de luz.

Los isótopos generalmente se expresan como valores delta tales como\( \delta ^{18}O = \left ( R-R_{std} \right )/R_{std} \), donde \( R= ^{18}O/^{16}O \)está la relación pesada sobre luz de una muestra, relativa a la de un patrón\( R_{std} \). Fig. B2 ilustra cómo el fraccionamiento durante la evaporación y condensación afecta los valores de isótopos de agua, vapor y hielo en el ciclo hidrológico global.

Figura\(\PageIndex{1}\):\( ^{18}O \) Valores típicos de δ (en permil). El agua superficial del océano tiene\( ^{18}O \) valores δ de alrededor de cero. Debido al fraccionamiento durante la evaporación, los isótopos menos pesados lo hacen en el aire, lo que lleva a valores delta negativos de alrededor de -10 ‰. La condensación prefiere los isótopos pesados por razones análogas a la evaporación. En este ejemplo la primera precipitación tiene así un valor δ18O de aproximadamente -2 ‰, el vapor de agua restante se agotará aún más en\( ^{18}O \) relación con\( ^{16}O \) lo que su\( ^{18}O \) valor δ es aproximadamente -20 ‰. Cualquier evento de precipitación posterior se agota aún más\( ^{18}O \). Este proceso se conoce como destilación Rayleigh y conduce a\( ^{18}O \) valores δ muy bajos de menos de -30 ‰ para la nieve que cae sobre capas de hielo. Así, el hielo tiene δ muy negativo\( ^{18}O \) de entre -30 y -55 ‰. Los valores de las profundidades oceánicas actuales son de aproximadamente +3 a +4 ‰. Durante la LGM, a medida que más agua estaba encerrada en las capas de hielo, el agua restante del océano se volvió más pesada en δ\( ^{18}O \) en aproximadamente 2 ‰. Sabemos esto porque los foraminíferos construyen sus conchas de carbonato de calcio (CaCO3) utilizando el agua de mar circundante. Así, incorporan la composición isotópica de oxígeno del agua en sus conchas que se conservan en los sedimentos y se pueden medir en el laboratorio.

Concluimos que los datos paleoclimáticos de la LGM muestran que la Tierra era dramáticamente diferente a la actual, con grandes capas de hielo, bajo nivel del mar y diferente vegetación. Estos cambios ocurrieron a pesar de que las temperaturas medias globales cambiaron solo entre 4-5°C, lo que es comparable a los cambios proyectados para algunos escenarios futuros.

Evidencia geológica como la mostrada en la Fig. \(\PageIndex{9}\)es abundante solo para la última glaciación mayor porque cada avance glacial borra evidencia de glaciaciones anteriores. Sin embargo, por nuestros amigos, los foraminíferos, conocemos muchos detalles de glaciaciones anteriores. ¿Cómo puede ser eso? Los foraminíferos viven en el océano. Bueno, como se explica en el recuadro, el δ ¹⁸ O del agua de mar registra la cantidad de volumen de hielo y por lo tanto el nivel del mar. Dado que los foraminíferos registran el δ ¹⁸ O del agua de mar en sus conchas, podemos reconstruir asombrosamente el volumen de hielo pasado a partir de pequeñas conchas que se encuentran en el barro en el fondo del océano.

Fig. \(\PageIndex{11}\)muestra que hubo alrededor de 9 ciclos glacial-interglaciales durante los últimos 800 mil años. La mayoría de las veces el nivel del mar fue inferior al actual, durante algunos de los máximos glaciares en más de 120 m. Los registros de núcleos de hielo muestran que los períodos glaciales siempre estuvieron asociados con bajas concentraciones atmosféricas de CO ₂ y bajas temperaturas en la Antártida. Las concentraciones de CO ₂ variaron entre aproximadamente 180 ppm durante máximos glaciales y 280 ppm durante los interglaciales. La correlación entre estos conjuntos de datos completamente independientes, uno de núcleos de hielo antártico y el otro de foraminíferos de aguas profundas, es asombrosa. Demuestra que el clima y el ciclo del carbono están estrechamente interrelacionados. Las altas concentraciones de CO ₂ siempre están asociadas con temperaturas cálidas, alto nivel del mar y bajo volumen de hielo. Esto indica la importancia de las concentraciones atmosféricas de CO ₂ para el clima, pero también sugiere que el clima impacta el ciclo del carbono y provoca cambios en el CO ₂.

Figura\(\PageIndex{11}\): Ciclos glaciales interglaciales. Arriba: Anomalía de temperatura antártica estimada a partir de relaciones de deuterio medidas en el hielo (Jouzel et al., 2007). El deuterio (D) es el isótopo de hidrógeno pesado ² H. En H ₂ O funciona de manera similar al isótopo de oxígeno pesado como proxy de temperatura local. Centro: Concentraciones atmosféricas de CO ₂ de núcleos de hielo (Lüthi et al., 2008). Fondo: Cambios globales del nivel del mar (ΔSL = [δ ¹⁸ O — 3.2 ‰] × [-120 m/1.69 ‰]) estimados a partir de isótopos de oxígeno (δ ¹⁸ O) medidos en foraminíferos bentónicos de sedimentos de aguas profundas (Lisiecki y Raymo, 2004). Esta es una figura clave.

Una inspección más cercana de derivaciones y rezagos muestra que durante la última desglaciación el CO ₂ y la temperatura antártica conducen la temperatura global, lo que sugiere que el CO ₂ es un importante mecanismo de forzamiento para el calentamiento (Shakun et al., 2012). Pero también sabemos que el clima afecta el ciclo del carbono. Por ejemplo, el CO ₂ es más soluble en aguas más frías, lo que hace que el océano de la edad de hielo tome carbono adicional de la atmósfera. Otra razón probable para las concentraciones más bajas de CO ₂ glacial en la atmósfera es la fertilización con hierro. La atmósfera glacial más fría también era más polvorienta. El polvo contiene hierro y, por lo tanto, la entrega de hierro a regiones actualmente limitadas de hierro como el Océano Austral se incrementó durante la edad de hielo. Esto intensificó el crecimiento del fitoplancton y la bomba biológica, que describe procesos de hundimiento y secuestro de carbono en las profundidades oceánicas. Nuestra investigación reciente indica que aproximadamente la mitad (~45 ppm) de las variaciones glacial-interglaciales de CO ₂ pueden explicarse por la temperatura y otras 25-35 ppm por fertilización con hierro (Khatiwala et al., 2019). Sin embargo, este tema no está asentado y sujeto a investigaciones en curso. Se discutirá más sobre cómo el clima puede afectar al CO ₂ en el capítulo del ciclo del carbono. Por ahora solo concluyamos que el clima y el ciclo del carbono están estrechamente vinculados.

Pero, ¿qué causa los ciclos glacial-interglaciales? Son causadas por cambios en la órbita de la Tierra alrededor del sol, lo que afecta la distribución estacional de la radiación solar entrante. Esta teoría fue propuesta por primera vez en 1938 por el astrónomo serbio Milutin Milankovich, quien calculó variaciones en los parámetros orbitales de la Tierra y las vinculó a edades de hielo pasadas. La órbita de la Tierra puede ser descrita por tres parámetros (Fig. \(\PageIndex{12}\)). La excentricidad E es la desviación de una órbita perfectamente circular. La órbita de la Tierra es una ligera elipse aunque está cerca de circular. E varía en ciclos de ~100,000 años entre cero y 0.06. La inclinación T, u oblicuidad, describe el ángulo entre el eje de rotación de la Tierra y la eclíptica, que es el plano de la órbita terrestre alrededor del sol. Actualmente es T = 23.5° pero varía entre 24.5° y 22.5° en un ciclo de 40,000 años. La precesión P es la oscilación del eje de la Tierra, como la oscilación de una cima. Actualmente estamos más cerca del sol en enero, lo que corresponde al eje inclinado hacia la izquierda en la Fig. \(\PageIndex{12}\). P varía en un ciclo de 23,000 años y está fuertemente modulado por la excentricidad. Estas variaciones son causadas por las fuerzas gravitacionales de los otros planetas, particularmente Júpiter y Saturno.

Figura\(\PageIndex{12}\): Ciclos de Milankovitch. Arriba: La órbita de la Tierra alrededor del sol está determinada por la excentricidad (E), inclinación (T) u oblicuidad, y precesión (P). Abajo: Variación de los parámetros orbitales de la Tierra a través del tiempo. Los números negativos hacia la izquierda muestran el pasado y los números positivos muestran el futuro.

La teoría de Milankovich es que la insolación veraniega en el hemisferio norte controla la enceración y disminución de las capas de hielo. Cuando la insolación estival es alta, toda la nieve del invierno anterior se derretirá. Cuando la insolación estival es baja, sobrevive algo de nieve y durante el próximo invierno se acumula más nieve. De esta manera, puede crecer una capa de hielo. El hemisferio norte es importante porque ahí es donde están las principales masas de tierra, donde pueden crecer capas de hielo adicionales. La capa de hielo antártica no cambió fundamentalmente durante las edades de hielo, aunque creció algo más durante las edades de hielo y se encogió un poco durante los interglaciales y la capa de hielo patagónica fue mucho más pequeña que las del norte.

La teoría de Milankovich se confirmó esencialmente mediante el análisis espectral de los datos de δ ¹⁸ O de aguas profundas, que muestran todas las periodicidades predichas (Hays et al., 1976). Sin embargo, exactamente cuándo y por qué comienzan y terminan las edades de hielo siguen siendo temas activos de investigación.

Si bien la teoría de Milankovich explica la ciclicidad y el tiempo de los ciclos glacial-interglaciales, no explica sus amplitudes (cuánto han cambiado las temperaturas medias globales). Las simulaciones con modelos climáticos gobal muestran que la amplitud de los cambios de temperatura glacial-interglaciales solo se puede reproducir si se tienen en cuenta los cambios de CO ₂ (por ejemplo, Shakun et al., 2012). Esto nos lleva a concluir que los cambios de CO ₂ son un factor importante (retroalimentación) para determinar los cambios de temperatura glacial-interglacial, aunque la causa final de los ciclos de la edad de hielo son los ciclos orbitales de la Tierra.

Preguntas

¿Qué son los proxies paleoclimáticos?
¿Qué es un archivo paleoclima?
¿Qué registro paleoclima tiene mayor resolución: el registro A, que tiene datos cada 100 años, o el registro B, que como datos cada mil años?
¿Qué es una cronología?
Nombrar dos métodos que se utilizan para fechar muestras paleoclimáticas?
¿Cuánto más frías fueron las temperaturas promedio globales del aire superficial durante la LGM?
¿Cuánto más frías fueron las temperaturas medias mundiales de la superficie del mar durante la LGM?
¿Cuánto más bajo fue el nivel global del mar durante la LGM?
¿Cuánto menor fue el CO ₂ atmosférico durante la LGM en comparación con el Holoceno tardío preindustrial?
¿Qué es la teoría de Milankovich?
¿Cómo sabemos la extensión de la glaciación durante la última edad de hielo?
¿Cómo conocemos el nivel del mar y el volumen de hielo durante glaciaciones anteriores?

Videos

Conferencia: Últimos 2,000 años, Holoceno

Conferencia: Edades de Hielo e Isótopos

Conferencia: Milankovitch

Referencias

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