Pulso de agua de deshielo 1A
Periodo de rápido aumento del nivel del mar postglacial
Imagen que muestra el cambio del nivel del mar durante el final del último período glacial. Se indica el pulso de agua de deshielo 1A.

Pulso de agua de deshielo 1A ( MWP1a ) es el nombre utilizado por los geólogos cuaternarios , paleoclimatólogos y oceanógrafos para un período de rápido aumento del nivel del mar postglacial , entre 13.500 y 14.700 años calendario atrás, durante el cual el nivel del mar global aumentó entre 16 metros (52 pies) y 25 metros (82 pies) en unos 400-500 años, dando tasas medias de aproximadamente 40-60 mm (0,13-0,20 pies)/año. [1] El pulso de agua de deshielo 1A también se conoce como evento de aumento catastrófico 1 ( CRE1 ) en el mar Caribe. [2] Las tasas de aumento del nivel del mar asociadas con el pulso de agua de deshielo 1A son las tasas más altas conocidas de aumento del nivel del mar eustático postglacial . El pulso de agua de deshielo 1A es también el más ampliamente reconocido y menos disputado de los pulsos de agua de deshielo postglaciales nombrados. Otros pulsos de agua de deshielo posglaciales se conocen más comúnmente como pulso de agua de deshielo 1A0 ( pulso de agua de deshielo 19ka ), pulso de agua de deshielo 1B , pulso de agua de deshielo 1C , pulso de agua de deshielo 1D y pulso de agua de deshielo 2. Este y estos otros períodos de rápido aumento del nivel del mar se conocen como pulsos de agua de deshielo porque la causa inferida de ellos fue la rápida liberación de agua de deshielo a los océanos a partir del colapso de las capas de hielo continentales . [1] [3]

Nivel del mar y tiempo

Curva de ascenso del nivel del mar postglacial y pulsos de agua de deshielo (MWP)

El pulso de agua de deshielo 1A se produjo en un período de aumento del nivel del mar y rápido cambio climático, conocido como Terminación I , cuando el retroceso de las capas de hielo continentales estaba ocurriendo durante el final de la última edad de hielo . Varios investigadores han reducido el período del pulso a entre 13.500 y 14.700 años calendario atrás, con su pico en unos 13.800 años calendario atrás. [3] El inicio de este evento de agua de deshielo coincide con o sigue de cerca el inicio abrupto del interestadial Bølling-Allerød (BA) y el calentamiento en el núcleo de hielo NorthGRIP en Groenlandia hace 14.600 años calendario. [4] Durante el pulso de agua de deshielo 1A, se estima que el nivel del mar aumentó a una tasa de 40-60 mm (0,13-0,20 pies) / año. [1] Esta tasa de aumento del nivel del mar fue mucho mayor que la tasa de aumento actual del nivel del mar , que se ha estimado en alrededor de 2-3 mm (0,0066-0,0098 pies)/año. [5] [6]

Fuente(s) del pulso de agua de deshielo 1A

La fuente de las aguas de deshielo del pulso 1A y el camino que siguieron siguen siendo motivo de controversia. El debate se centra en si las aportaciones predominantes al aumento del nivel del mar provinieron de la capa de hielo antártica [7] , la capa de hielo Laurentide [8] o las capas de hielo de Fennoscandia y del mar de Barents [9] .

Capa de hielo de la Antártida

La técnica de la huella del nivel del mar se ha utilizado para argumentar que la principal contribución a este pulso de agua de deshielo provino de la Antártida. [10] [7] La ​​magnitud del aumento del nivel del mar eustático durante el pulso de agua de deshielo 1A es un indicador significativo de sus fuentes. Si el aumento del nivel del mar eustático fue grande y más cercano a los 20 metros (66 pies) que las estimaciones más bajas, una fracción significativa del agua de deshielo que lo causó probablemente provino de la capa de hielo antártica. [11] [12] Una contribución de alrededor de 2 metros (6,6 pies) en 350 años al pulso de agua de deshielo 1A desde la capa de hielo antártica podría haber sido causada por el calentamiento del Océano Austral . [13]

Con respecto a la capa de hielo antártica, la investigación de Weber y otros construyó un registro bien datado y de alta resolución de la descarga de icebergs de varias partes de la capa de hielo antártica durante los últimos 20.000 años calendario. Construyeron este registro a partir de variaciones en la cantidad de desechos arrastrados por icebergs en función del tiempo y otros indicadores ambientales en dos núcleos tomados del fondo del océano dentro del Iceberg Alley del mar de Weddell . Los sedimentos dentro del Iceberg Alley proporcionan una señal integrada espacialmente de la variabilidad de la descarga de icebergs en las aguas marinas por la capa de hielo antártica porque es una zona de confluencia en la que los icebergs desprendidos de toda la capa de hielo antártica se desplazan a lo largo de las corrientes, convergen y salen del mar de Weddell hacia el norte hacia el mar de Scotia . [14]

Entre 20.000 y 9.000 años calendario atrás, este estudio documentó ocho períodos bien definidos de aumento del desprendimiento y descarga de icebergs de varias partes de la capa de hielo antártica. El período más alto de descarga de icebergs registrado en ambos núcleos se conoce como AID6 (evento 6 de descarga de iceberg antártico). AID6 tiene un inicio relativamente abrupto hace unos 15.000 años calendario. El intervalo pico de mayor descarga y flujo de icebergs de la capa de hielo antártica para AID6 es entre aproximadamente 14.800 y 14.400 años calendario atrás. La descarga máxima es seguida por una disminución gradual del flujo hasta hace 13.900 años calendario, cuando termina abruptamente. El período pico de descarga de icebergs para AID6 es sincrónico con el inicio del interestadial de Bølling en el pulso de agua de deshielo 1A del hemisferio norte. Weber y otros estimaron que el flujo de icebergs desde la Antártida durante AID6 contribuyó de manera sustancial (al menos el 50%) al aumento medio global del nivel del mar que ocurrió durante el pulso de agua de deshielo 1A. [14] [15] Estos icebergs provenían del retroceso generalizado de la capa de hielo antártica en ese momento, incluida la región de la Tierra Mac Robertson de la capa de hielo antártica oriental ; el sector del mar de Ross de la capa de hielo antártica occidental ; y la capa de hielo de la península Antártica . [16]

Capa de hielo Laurentide

Por otra parte, otros estudios han sostenido que la capa de hielo Laurentide en América del Norte es la fuente dominante de este pulso de agua de deshielo. [17] [18] [8] Como se mencionó anteriormente, la fuente de la contribución al pulso de agua de deshielo se puede deducir de la magnitud del aumento del nivel del mar; un aumento del nivel del mar eustático de alrededor de 10 metros (33 pies) podría explicarse plausiblemente únicamente por una fuente norteamericana. [19] [20] El trabajo de modelado de la capa de hielo sugiere que el inicio abrupto de Bølling-Allerød (BA) puede haber desencadenado la separación de la capa de hielo cordillerana y la capa de hielo Laurentide (y la apertura del corredor libre de hielo ) produciendo una importante contribución al pulso de agua de deshielo 1A de la capa de hielo de América del Norte. [21] [22]

Inundaciones por deshielo del río Mississippi

En el caso del río Misisipi , los sedimentos de la plataforma continental y el talud de Luisiana, incluida la cuenca de Orca , dentro del golfo de México, preservan una variedad de indicadores paleoclimáticos y paleohidrológicos . [23] [24] [25] Se han utilizado para reconstruir tanto la duración como la descarga de los eventos de agua de deshielo del río Misisipi y las superinundaciones para los períodos tardío glacial y postglacial, incluido el momento del pulso de agua de deshielo 1A. [26] [27] [28] La cronología de los eventos de inundación encontrada por el estudio de numerosos núcleos en la plataforma continental y el talud de Luisiana concuerda con el momento de los pulsos de agua de deshielo. Por ejemplo, el pulso de agua de deshielo 1A en el registro de coral de Barbados coincide bastante bien con un grupo de dos eventos de inundación de agua de deshielo del río Misisipi, MWF-3 (hace 12.600 años de radiocarbono); y MWF-4 (hace 11.900 años de radiocarbono). Además, el pulso de agua de deshielo 1B en el registro de coral de Barbados coincide con un grupo de cuatro eventos de superinundación del río Misisipi, MWF-5, que ocurrieron entre 9.900 y 9.100 años de radiocarbono. Se estima que la descarga de agua que descendió por el río Misisipi durante la inundación de agua de deshielo MWF-4 fue de 0,15 sverdrups (millones de metros cúbicos por segundo). Esta descarga es aproximadamente equivalente al 50% de la descarga global durante el pulso de agua de deshielo 1A. Esta investigación también muestra que la inundación de agua de deshielo MWF-4 de Misisipi ocurrió durante la oscilación de Allerød y se había detenido en gran medida antes del comienzo del estadio Younger Dryas . La misma investigación encontró una ausencia de inundaciones de agua de deshielo que se descargaran en el Golfo de México desde el río Misisipi durante un período de tiempo después de la inundación de agua de deshielo MWF-4, conocido como el evento de cese , que se corresponde con el estadio Younger Dryas. [23] [24] [27]

Antes de la inundación por agua de deshielo del río Misisipi MWF-3, se habían reconocido otras dos inundaciones por agua de deshielo del río Misisipi, MWF-2 y MWF-1. La primera de ellas, MWF-1, consta de tres eventos separados, pero muy espaciados, que ocurrieron entre 16.000 y 15.450 (MWF-1a); 15.000 y 14.700 (MWF-1b); y 14.460 y 14.000 (MWF-1c) años de radiocarbono. Cada uno de estos eventos de inundación tuvo una descarga de aproximadamente 0,08 a 0,09 sverdrups (millones de metros cúbicos por segundo). En conjunto, parecen estar asociados con el pulso de agua de deshielo 1A0. Más tarde, una de las mayores inundaciones por agua de deshielo del río Misisipi, MWF-2, ocurrió entre 13.600 y 13.200 años de radiocarbono. Se estima que durante sus 400 años de radiocarbono de duración, la descarga máxima de la inundación de agua de deshielo del río Misisipi MWF-2 fue de entre 0,15 y 0,19 sverdrups. A pesar del gran tamaño de la inundación de agua de deshielo del río Misisipi MWF-2, no se sabe que esté asociada con un pulso de agua de deshielo identificable en ningún registro del nivel del mar. [27]

Capa de hielo euroasiática

Aunque hasta ahora se ha considerado que la capa de hielo euroasiática contribuyó de forma insignificante y desdeñable al pulso de agua de deshielo 1A, algunas investigaciones sugieren que puede haber contribuido a aproximadamente la mitad del aumento del nivel del mar. Durante la transición hacia el interestadial de Bølling, se perdió un volumen de hielo equivalente a entre 4,5 y 7,9 metros del nivel del mar a lo largo de medio milenio, y durante el pico de calentamiento se perdieron entre 3,3 y 6,7 metros de la capa de hielo. [9] Otro estudio estimó que 4,6 metros de aumento del nivel del mar se debieron al derretimiento de la capa de hielo de Fennoscandia. [29]

Véase también

Referencias

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