Paleoclimatología
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Study of changes in ancient climate

La paleoclimatología ( ortografía británica , paleoclimatología ) es el estudio científico de los climas anteriores a la invención de los instrumentos meteorológicos , cuando no había datos de medición directa disponibles. [1] Como los registros instrumentales solo abarcan una pequeña parte de la historia de la Tierra , la reconstrucción del clima antiguo es importante para comprender la variación natural y la evolución del clima actual.

La paleoclimatología utiliza una variedad de métodos indirectos de las ciencias de la Tierra y de la vida para obtener datos previamente preservados en rocas , sedimentos , pozos , capas de hielo , anillos de árboles , corales , conchas y microfósiles . Combinados con técnicas para datar los indicadores indirectos, los registros paleoclimáticos se utilizan para determinar los estados pasados ​​de la atmósfera de la Tierra .

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

Historia

Las nociones de un clima cambiante probablemente evolucionaron en el antiguo Egipto , Mesopotamia , el valle del Indo y China , donde se experimentaron períodos prolongados de sequías e inundaciones. [4] En el siglo XVII, Robert Hooke postuló que los fósiles de tortugas gigantes encontrados en Dorset solo podían explicarse por un clima alguna vez más cálido, que él pensaba que podría explicarse por un cambio en el eje de la Tierra. [4] Los fósiles se explicaban, en ese momento, a menudo como una consecuencia de un diluvio bíblico. [5] Las observaciones sistemáticas de las manchas solares comenzaron por el astrónomo aficionado Heinrich Schwabe a principios del siglo XIX, iniciando una discusión 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 . Fue recién en el siglo XX que la paleoclimatología se convirtió en un campo científico unificado. Antes, diferentes aspectos de la historia climática de la Tierra eran estudiados por una variedad de disciplinas. [5] A fines del siglo XX, la investigación empírica sobre los climas antiguos de la Tierra comenzó a combinarse con modelos informáticos de creciente complejidad. También se desarrolló un nuevo objetivo en este período: encontrar climas análogos antiguos que pudieran proporcionar información sobre el cambio climático actual . [5]

Reconstruyendo climas antiguos

Resultados preliminares de un proyecto del Instituto 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 qué variable se debe reconstruir (puede ser la temperatura , la precipitación u otra) y de cuánto tiempo hace que se produjo el clima de interés. Por ejemplo, el registro marino profundo, la fuente de la mayoría de los datos isotópicos, existe solo en placas oceánicas, que finalmente se subducen ; el material restante más antiguo tiene 200 millones de años . Los sedimentos más antiguos también son más propensos a la corrupción por diagénesis . Esto se debe a los millones de años de disrupción que experimentaron las formaciones rocosas, como la presión, la actividad tectónica y el flujo de fluidos. Estos factores a menudo dan como resultado una falta de calidad o cantidad de datos, lo que hace que la resolución y la confianza en los datos disminuyan con el tiempo.

Las técnicas específicas que se utilizan para hacer inferencias sobre las condiciones climáticas antiguas son el uso de núcleos de sedimentos lacustres y espeleotemas, que utilizan un análisis de capas de sedimentos y formaciones de crecimiento rocoso respectivamente, entre los métodos de datación de elementos 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 en el clima. Las comparaciones entre datos recientes y datos más antiguos permiten a un investigador obtener una comprensión básica de los cambios meteorológicos y climáticos dentro de un área. Este método tiene una desventaja: los datos del clima recién comenzaron a registrarse a mediados del siglo XIX, lo que significa que los investigadores solo pueden utilizar 150 años de datos, lo que no resulta útil cuando se intenta mapear el clima de un área hace 10 000 años. En este caso, se pueden utilizar métodos más complejos. [8]

Hielo

Los glaciares de montaña y los casquetes polares proporcionan una gran cantidad de datos en paleoclimatología. Los proyectos de extracción de muestras 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 atrapado en pequeñas burbujas a medida que la nieve se comprime y se convierte en hielo en el glaciar bajo el peso de la nieve de años posteriores. El aire atrapado ha demostrado ser una fuente tremendamente valiosa para la medición directa de la composición del aire desde el momento en que se formó el hielo.
  • La estratificación se puede observar debido a pausas estacionales en la acumulación de hielo y se puede utilizar para establecer la cronología, asociando profundidades específicas del núcleo con rangos de tiempo.
  • Los cambios en el espesor de las capas se pueden utilizar para determinar cambios en la precipitación o la temperatura.
  • Los cambios en la cantidad de oxígeno-18 ( δ 18 O ) en las capas de hielo representan cambios en la temperatura media de la superficie del océano. Las moléculas de agua que contienen el isótopo más pesado O-18 se evaporan a una temperatura más alta que las moléculas de agua que contienen el isótopo normal de oxígeno-16 . La proporción de O-18 a O-16 será mayor a medida que aumenta 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 varios ciclos en las proporciones de isótopos.
  • Se ha observado polen en los núcleos de hielo y se puede utilizar para comprender qué plantas estaban presentes cuando se formó la capa. El polen se produce en abundancia y su distribución suele comprenderse bien. Se puede realizar un recuento de polen para una capa específica observando la cantidad total de polen categorizado por tipo (forma) en una muestra controlada de esa capa. Los cambios en la frecuencia de las plantas a lo largo del tiempo se pueden representar gráficamente mediante un análisis estadístico de los recuentos de polen en el núcleo. Saber qué plantas estaban presentes conduce a una comprensión de las precipitaciones y la temperatura, y los tipos de fauna presentes. La palinología incluye el estudio del polen para estos fines.
  • Las cenizas volcánicas se encuentran en algunas capas y pueden utilizarse para determinar el momento de su formación. Los fenómenos volcánicos distribuyen cenizas con un conjunto único de propiedades (forma y color de las partículas, firma química). Establecer la fuente de las cenizas permitirá establecer un período de tiempo que se asociará con la capa de hielo.

Un consorcio multinacional, el Proyecto Europeo para la Extracción de Núcleos de Hielo en la Antártida (EPICA), ha perforado un núcleo de hielo en el Domo C de 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 ha definido, bajo los auspicios de las Asociaciones Internacionales en Ciencias de Núcleos de Hielo (IPICS), un proyecto prioritario para obtener el registro de núcleos de hielo más antiguo posible de la Antártida, un registro de núcleos de hielo que se remonte a 1,5 millones de años o más. [10]

Dendroclimatología

La información climática se puede obtener a través de la comprensión de los cambios en el crecimiento de los árboles. Por lo general, los árboles responden a los cambios en las variables climáticas acelerando o desacelerando su crecimiento, lo que a su vez se refleja generalmente en un mayor o menor grosor de los anillos de crecimiento. Sin embargo, las diferentes especies responden a los cambios en las variables climáticas de diferentes maneras. Un registro de anillos de los árboles se establece compilando información de muchos árboles vivos en un área específica. Esto se hace comparando el número, el grosor, los límites de los anillos y la coincidencia de patrones de los anillos de crecimiento de los árboles.

Las diferencias de grosor que se observan en los anillos de crecimiento de los árboles pueden indicar a menudo la calidad de las condiciones ambientales y la aptitud de las especies de árboles evaluadas. Las distintas especies de árboles mostrarán diferentes respuestas de crecimiento a los cambios en el clima. Una evaluación de varios árboles de la misma especie, junto con una de árboles de especies diferentes, permitirá un análisis más preciso de las variables cambiantes dentro del clima y cómo afectaron a las especies circundantes. [11]

La madera intacta más antigua que no se ha descompuesto puede extender el tiempo cubierto por el registro al hacer coincidir los cambios de profundidad de los anillos con especímenes contemporáneos. Al utilizar ese método, algunas áreas tienen registros de anillos de árboles que datan de varios miles de años. La madera más antigua que no está relacionada con un registro contemporáneo se puede datar generalmente con técnicas de radiocarbono. Un registro de anillos de árboles se puede utilizar para producir información sobre precipitaciones, temperatura, hidrología e incendios correspondientes a un área en particular.

Contenido sedimentario

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

  • Los sedimentos, a veces litificados para formar rocas, pueden contener restos de vegetación preservada, animales, plancton o polen , que pueden ser característicos de ciertas zonas climáticas.
  • Las moléculas biomarcadoras como las alquenonas pueden proporcionar información sobre su temperatura de formación.
  • Las firmas químicas, particularmente la relación Mg/Ca de la calcita en las pruebas de foraminíferos , se pueden utilizar para reconstruir la temperatura pasada.
  • Las proporciones isotópicas pueden proporcionar más información. En concreto, el registro de δ 18 O responde a los cambios de temperatura y volumen de hielo, y el registro de δ 13 C refleja una serie de factores que suelen ser difíciles de desentrañar.
Muestra de núcleo de fondo marino etiquetada para identificar el punto exacto del fondo marino donde se tomó la muestra. Los sedimentos de lugares cercanos pueden mostrar diferencias significativas en la composición química y biológica.
Facies sedimentarias

En una escala temporal más larga, el registro de rocas puede mostrar señales de ascenso y descenso del nivel del mar , y se pueden identificar características como dunas de arena "fosilizadas" . Los científicos pueden hacerse una idea del clima a largo plazo estudiando rocas sedimentarias que se remontan a miles de millones de años. La división de la historia de la Tierra en períodos separados se basa en gran medida en cambios visibles en las capas de rocas sedimentarias que delimitan cambios importantes en las condiciones. A menudo, incluyen grandes cambios en el clima.

Esclerocronología

Corales (ver también esclerocronología )

Los “anillos” de coral comparten evidencias de crecimiento similares a las de los árboles, y por lo tanto pueden datarse de maneras similares. Una diferencia principal es su entorno y las condiciones dentro de él a las que responden. Ejemplos de estas condiciones para los corales incluyen la temperatura del agua, la afluencia 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 instrumento Radiómetro Avanzado de Muy Alta Resolución (AVHRR), para derivar la temperatura de la superficie del mar y la salinidad del agua de los últimos siglos. El δ 18 O de las algas rojas coralinas proporciona un indicador útil de la temperatura y la salinidad de la superficie del mar combinadas en latitudes altas y en los trópicos, donde muchas técnicas tradicionales son limitadas. [12] [13]

Paisajes y accidentes geográficos

Dentro de la geomorfología climática , un enfoque es estudiar las formas del terreno relictas para inferir climas antiguos. [14] Al estar a menudo preocupada por los climas pasados, la geomorfología climática a veces se considera un tema de geología histórica . [15] La evidencia de estos climas pasados ​​​​a estudiar se puede encontrar en las formas del terreno que dejan atrás. Ejemplos de estas formas del terreno son aquellas como las formas del terreno glaciares (morrenas, estrías), las características del desierto (dunas, pavimentos desérticos) y las formas del terreno costeras (terrazas marinas, crestas de playa). [16] La geomorfología climática es de uso limitado para estudiar los grandes cambios climáticos recientes ( Cuaternario , Holoceno ) ya que rara vez son discernibles en el registro geomorfológico. [17]

Sincronización de los proxies

En el campo de la geocronología, los científicos están trabajando para determinar la antigüedad de ciertos indicadores. En el caso de los archivos de indicadores recientes de anillos de árboles y corales, se pueden contar los anillos anuales individuales y determinar un año exacto. La datación radiométrica utiliza las propiedades de los elementos radiactivos en indicadores. En el material más antiguo, se habrá desintegrado una mayor cantidad de material radiactivo y la proporción de los diferentes elementos será diferente a la de los indicadores más nuevos. Un ejemplo de datación radiométrica es la datación por radiocarbono . En el aire, los rayos cósmicos convierten constantemente el nitrógeno en un isótopo de carbono radiactivo específico, el 14 C. Cuando las plantas utilizan este carbono para crecer, este isótopo ya no se repone y comienza a desintegrarse. La proporción de carbono "normal" y carbono-14 proporciona información sobre el tiempo que el material vegetal no ha estado en contacto con la atmósfera. [18]

Eventos climáticos notables en la historia de la Tierra

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

Historia de la atmósfera

Atmósfera más antigua

La primera atmósfera habría estado formada por gases en la nebulosa solar , principalmente hidrógeno . Además, probablemente habría habido hidruros simples como los que se encuentran ahora en gigantes gaseosos como Júpiter y Saturno , en particular vapor de agua , metano y amoníaco . A medida que la nebulosa solar se disipaba, los gases habrían escapado, en parte expulsados ​​por el viento solar . [19]

Segunda atmósfera

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

Se han encontrado sedimentos relacionados con el agua que datan de hace 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". La influencia de la vida debe tenerse en cuenta bastante pronto en la historia de la atmósfera, ya que se han datado indicios de formas de vida tempranas de hace entre 3.500 y 4.300 millones de años. [21] El hecho de que no se corresponda perfectamente con la radiación solar un 30% menor (en comparación con la actualidad) del Sol primitivo se ha descrito como la " paradoja del Sol joven débil ".

Sin embargo, el registro geológico muestra una superficie relativamente cálida durante todo el registro de temperaturas primitivas de la Tierra, con la excepción de una fase glacial fría hace unos 2.400 millones de años. A finales del eón Arcaico , comenzó a desarrollarse una atmósfera que contenía oxígeno, aparentemente a partir de cianobacterias fotosintetizadoras (véase Gran Evento de Oxigenación ), que se han encontrado como fósiles de estromatolitos de hace 2.700 millones de años. La isotopía básica del carbono primitiva ( proporciones de la relación isotópica ) estaba muy en línea con lo que se encuentra hoy, lo que sugiere que las características fundamentales del ciclo del carbono se establecieron hace ya 4.000 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 de carbonato continentales. El oxígeno libre no existía en la atmósfera hasta hace unos 2.400 millones de años, durante el Gran Evento de Oxigenación , y su aparición está indicada por el final de las formaciones de hierro bandeado . Hasta entonces, cualquier oxígeno producido por la fotosíntesis era consumido por la oxidación de materiales reducidos, en particular el hierro. Las moléculas de oxígeno libre no comenzaron a acumularse en la atmósfera hasta que la tasa de producción de oxígeno comenzó a superar la disponibilidad de materiales reductores. Ese punto fue un cambio de una atmósfera reductora a una atmósfera oxidante . O 2 mostró variaciones importantes hasta alcanzar un estado estable de más del 15% al ​​final del Precámbrico. [22] El siguiente lapso de tiempo fue el eón Fanerozoico , durante el cual comenzaron a aparecer formas de vida metazoarias que respiraban 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 más alto que el 21% actual. Dos procesos principales gobiernan los cambios en la atmósfera: las plantas utilizan dióxido de carbono de la atmósfera , liberando oxígeno y la descomposición de la pirita y las erupciones volcánicas liberan azufre a la atmósfera, que oxida y, por lo tanto, reduce la cantidad de oxígeno en la atmósfera. Sin embargo, las erupciones volcánicas también liberan dióxido de carbono, que las plantas pueden convertir en oxígeno. La causa exacta de la variación de la cantidad de oxígeno en la atmósfera no se conoce. Los períodos con mucho oxígeno en la atmósfera están asociados con un rápido desarrollo de los animales. La atmósfera actual contiene un 21% de oxígeno, que es lo suficientemente alto para el rápido desarrollo de los animales. [24]

El 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 los volúmenes de las capas de hielo polar. Integraron datos de varias fuentes. El estado climático más cálido desde la extinción de los dinosaurios, "invernadero", duró desde hace 56 a 47 millones de años y fue unos 14 °C más cálido que las temperaturas modernas promedio. [25] [26]

Clima precámbrico

El Precámbrico tuvo lugar entre el momento en que la Tierra se formó por primera vez hace 4.600 millones de años ( Ga ) y hace 542 millones de años. El Precámbrico se puede dividir en dos eones, el Arcaico y el Proterozoico, que pueden subdividirse en eras. [27] La ​​reconstrucción del clima precámbrico es difícil por varias razones, incluido el bajo número de indicadores confiables y un registro fósil, generalmente, no bien conservado o extenso (especialmente cuando se compara con el eón Fanerozoico). [28] [29] A pesar de estos problemas, existe evidencia de una serie de eventos climáticos importantes a lo largo de la historia del Precámbrico: el Gran Evento de Oxigenación , que comenzó hace alrededor de 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 de oxígeno actual de la Tierra. Al final del Proterozoico, hay evidencia de eventos de glaciación global de diversa severidad que causaron una " Tierra bola de nieve ". [30] La Tierra bola de nieve está respaldada por diferentes indicadores como depósitos glaciares, erosión continental significativa llamada Gran Discordancia y rocas sedimentarias llamadas carbonatos de capa que se forman después de un episodio de desglaciación. [31]

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 volcánicas y las exhalaciones, 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 atmosféricas de dióxido de carbono se ha vinculado con el impulso o la amplificación del aumento de las temperaturas globales. [32] Royer et al. 2004 [33] encontraron una sensibilidad climática para el resto del Fanerozoico que se calculó que era similar al rango de valores moderno actual.

La diferencia en las temperaturas medias globales entre una Tierra completamente 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. [ cita requerida ] Un requisito para el desarrollo de capas de hielo a gran escala parece ser la disposición de las masas de tierra continentales en o cerca de los polos. La reorganización constante de los continentes por la tectónica de placas también puede dar forma a la evolución climática a largo plazo. Sin embargo, la presencia o ausencia de masas de tierra en los polos no es suficiente para garantizar glaciaciones o excluir los casquetes polares. Existe evidencia de períodos cálidos pasados ​​​​en el clima de la Tierra cuando las masas de tierra 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 en las dorsales oceánicas [34] debido a la ruptura del supercontinente Pangea .

A la evolución a largo plazo entre climas cálidos y fríos se han sumado numerosas fluctuaciones climáticas a corto plazo similares a los estados glaciales e interglaciales de la actual edad de hielo , y a veces más graves que ellos . Algunas de las fluctuaciones más graves, como el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno , pueden estar relacionadas con cambios climáticos rápidos debidos a colapsos repentinos de los depósitos naturales de clatrato de metano en los océanos. [35]

Se ha propuesto un único evento similar de cambio climático severo inducido después del impacto de un meteorito como causa de la extinción masiva del Cretácico-Paleógeno . Otros umbrales importantes son las extinciones del Pérmico-Triásico y del Ordovícico-Silúrico, con diversas razones sugeridas.

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 la anterior en el derecho). La curva azul representa la temperatura, [36] la curva roja representa las concentraciones atmosféricas de CO2 , [ 37] y la curva marrón representa los flujos de polvo. [38] [39] Nótese que la duración media de los ciclos glaciales-interglaciales es de ~100.000 años.
Variaciones de temperatura en el Holoceno

El período geológico cuaternario comprende el clima actual. Durante los últimos 2,2 a 2,1 millones de años (que comenzó antes del Cuaternario, a finales del período Neógeno ), se ha producido un ciclo de eras glaciales .

Obsérvese en el gráfico de la derecha la marcada periodicidad de 120.000 años de los ciclos y la sorprendente asimetría de las curvas. Se cree que esta asimetría es resultado de interacciones complejas de mecanismos de retroalimentación. Se ha observado que las eras glaciales se profundizan en pasos progresivos, pero la recuperación a las condiciones interglaciales se produce en un gran paso.

El gráfico de la izquierda muestra el cambio de temperatura durante los últimos 12.000 años, de diversas fuentes; la curva negra gruesa es un promedio.

Fuerzas climáticas

El forzamiento climático es la diferencia entre la energía radiante ( luz solar ) que recibe la Tierra y la radiación de onda larga saliente que regresa al espacio. Este forzamiento radiativo se cuantifica en función de la cantidad de CO2 en la tropopausa , en unidades de vatios por metro cuadrado, en la superficie de la Tierra. [40] Dependiendo del balance radiativo de la energía entrante y saliente, la Tierra se calienta o se enfría. El balance radiativo de la Tierra se origina a partir de 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. [41]

Un ejemplo de cómo se puede aplicar esto al estudio de la climatología es analizar cómo las concentraciones variables de CO2 afectan al clima en general. Esto se hace utilizando diversos indicadores para estimar las concentraciones pasadas de gases de efecto invernadero y compararlas con las actuales. Los investigadores pueden entonces evaluar su papel en la progresión del cambio climático a lo largo de la historia de la Tierra. [42]

Procesos y fuerzas internas

El sistema climático de la Tierra involucra la atmósfera , la biosfera , la criosfera , la hidrosfera y la litosfera [43] y la suma de estos procesos de las esferas de la Tierra es lo que afecta el clima. Los gases de efecto invernadero actúan como el forzamiento interno del sistema climático. Los intereses particulares en la ciencia del clima y la paleoclimatología se centran en el estudio de la sensibilidad climática de la Tierra , en respuesta a la suma de forzamientos. El análisis de la suma de estos forzamientos contribuye a la capacidad de los científicos para hacer 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 de oblicuidad), mecanismos de retroalimentación (efecto hielo-albedo) e influencia antropogénica. [44]

Ejemplos:

Fuerzas externas

  • Los ciclos de Milankovitch determinan la distancia y la posición de la Tierra respecto del Sol. La insolación solar es la cantidad total de radiación solar que recibe la Tierra.
  • Las erupciones volcánicas se consideran un forzamiento interno. [45]
  • Cambios humanos en la composición de la atmósfera o en el uso de la tierra. [45]
  • Actividades humanas que provocan emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero que conducen al calentamiento global y los cambios climáticos asociados.
  • Los asteroides de gran tamaño que tienen efectos cataclísmicos sobre el clima de la Tierra se consideran fuerzas externas. [46]

Mecanismos

En escalas de tiempo de millones de años, el levantamiento de cadenas montañosas y los procesos subsiguientes de meteorización de rocas y suelos y la subducción de placas tectónicas , son una parte importante del ciclo del carbono . [47] [48] [49] La meteorización secuestra CO 2 , por la reacción de minerales con productos químicos (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 de lo que lo han hecho los procesos naturales en el pasado. [50]

La dinámica de las capas de hielo y las posiciones continentales (y los cambios de vegetación asociados) han sido factores importantes en la evolución a largo plazo del clima de la Tierra. [51] También existe una estrecha correlación entre el CO 2 y la temperatura, donde el CO 2 tiene un fuerte control sobre las temperaturas globales en la historia de la Tierra. [52]

Véase también

Referencias

Notas

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Recursos de la biblioteca sobre
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