Unidad 5

Unidad 5 – Cambio paleoclimático
5.1. Introducción
La unidad 5 es una revisión de los principales episodios de cambio climático
que han ocurrido en la historia de la Tierra, previo al advenimiento del uso
de datos instrumentales. Aunque el registro del cambio climático
contemporáneo solo se extiende sobre una pequeñísima fracción (10-7) de la
historia de la Tierra, a la vista de sus implicancias actuales y futuras para la
sociedad global, forma la base de una unidad separada.
El capítulo comienza con una discusión de los cambios climáticos sobre las
más largas escalas temporales (106 a 108 años), aquellos asociados con la
deriva continental, seguido por una investigación hacia dentro de los
glaciales del Cuaternario (últimos 2 millones de años), asumiendo que son
conducidos por mecanismos de forzamiento orbital (ver Unidad 2).
Finalmente, se examinarán las escalas temporales de los siglos a milenios
en los últimos 10.000 años. Para todas las secciones, la evidencia del
cambio global será trazada a partir de investigaciones empíricas (ver Unidad
3) y estudios de modelación (ver Unidad 4).
5.2. Climas del Precuaternario
El Precuaternario se extiende sobre el 99,95% de la Historia de la Tierra
(ver Apéndice 1). No obstante, el conocimiento de los climas
precuaternarios es significativamente más pobre que el de los últimos 2
millones de años. Al ir hacia atrás en el tiempo, más y más evidencia del
cambio climático pasado será removida por episodios climáticos posteriores.
5.2.1. Climas del Precámbrico
El Precámbrico comprende el 85% de la historia de la Tierra, aún cuando
muy poco puede ser dicho sobre los paleoclimas de estas épocas antiguas y
lo que es conocido no lo es con cierto grado de confianza. De paso, puede
notarse que hay evidencia de dos períodos principales de glaciación, uno
entre 2.700 y 2.300 Ma, el otro, más reciente, entre 900 y 600 Ma. El
primero de estos ocurrió en el momento en que el régimen tectónico actual
de deriva continental estaba en el comienzo de su crecimiento. No aparecen
evidencia de glaciaciones en otros momentos durante el Precámbrico, un
aspecto que ha desconcertado a los paleoclimatólogos, ya que se acepta
generalmente que el Sol era más débil en esa época.
5.2.2. Climas del Fanerozoico
El Fanerozoico cubre los últimos 570 Ma de la historia de la Tierra,
compuesto por tres Eras, la Paleozoica (570 a 225 Ma), el Mezozoico (225 a
65 Ma) y el Cenozoico (65 Ma a la actualidad) (ver apéndice 1). Cada Era
73
está dividida en diferente Períodos y cada Período está dividido en un
número de Épocas. El Período más reciente de registro geológico es el
Cuaternario (considerado en la sección 5.3), que comprende el Pleistoceno
(2 Ma a 10 Ka) (ver sección 5.3.1) y el Holoceno (10 Ka a la actualidad)
(ver sección 5.3.2). En esta sección solo se considerarán climas
precuaternarios.
Los candidatos más probables de forzamiento a largo plazo incluyen los
asociados con la deriva continental, orogenia (sección 2.6.1) y epirogenia
(sección 2.6.2). El crecimiento de las cadenas de montañas puede afectar
los patrones de circulación atmosférica; los movimientos de masas
terrestres en las regiones de altas latitudes pueden iniciar intensas
retroacciones hielo–albedo; variaciones en la velocidad de extensión del
lecho del océano pueden alterar la batimetría oceánica y las emisiones de
dióxido de carbono.
Figura 5.1. Variaciones del nivel del mar global durante el Fanerozoico
El Fanerozoico ha sido testigo de la evolución de un ciclo tectónico de gran
envergadura, que involucra la reunión de masas terrestres para formar un
único supercontinente conocido como Pangea (alrededor de 200 Ma),
seguido de su desintegración, resultando en una configuración de
continentes que existe hoy. Asociado con esta deriva continental hubo
variaciones en la actividad tectónica y la expansión del fondo marino, con
fluctuaciones subsiguientes en la batimetría oceánica y el nivel del mar
global. La Figura 5.1 muestra cómo ha variado el nivel del mar global
durante el curso del Fanerozoico.
74
5.2.2.1. Climas del Paleozoico
Durante el Paleozoico temprano, alrededor de 530 Ma, el Hemisferio Norte
era enteramente oceánico al norte de unos 30º N de paleolatitud. La
mayoría de los continentes del Hemisferio Sur actual (India, Antártida,
África, Sudamérica) se habían formado en un supercontinente conocido
como Tierra de Gondwana. Los
niveles del mar fueron altos o
casi en todo momento,
reflejando tal vez aumento de la
actividad volcánica / expansión
del dorsal oceánico después de
la separación de un postulado
supercontinente del Precámbrico
tardío.
En respuesta al aumento de
actividad tectónica, el dióxido de
carbono también puede haber
sido significativamente alto
durante el Paleozoico temprano.
La evidencia geoquímica que
vincula cambios en la
preservación de varias especies
de minerales carbonados con la
presión parcial de dióxido de carbono en superficies de agua (y de aquí en
la atmósfera) apoya esta conclusión. Algunos autores han estimado que
esta concentración de dióxido de carbono podría haber sido diez veces
mayor durante el Paleozoico temprano que en la actualidad. En general, las
variaciones en la preservación de especies carbonadas marinas apoyan la
conexión nivel del mar / CO2 asumida para el Fanerozoico. Algunos autores
han correlacionado estas variaciones (ver Figura 5.2) a los superciclos
(greenhouse-icehouse1) conjeturados del clima. Durante la permanencia de
mar bajo y baja concentración de CO2, se precipitan preferentemente del
agua de superficie, conchillas de carbonato de alto magnesio y aragonita. A
la inversa, las conchillas de calcita son más comunes durante la
permanencia del mar alto y son acompañadas por presiones parciales de
CO2 (pCO2) más altas .
Con esos niveles elevados de CO2 atmosférico se podría esperar un
considerable calentamiento asociado con el forzamiento radiativo
invernadero. Efectivamente, parece que el Paleozoico temprano estuvo
dominado por un clima marítimo asociado con la expansión de las vías
marítimas en los trópicos. Es por lo tanto sorprendente encontrar evidencia
de crecimiento de hielo global durante el Período Ordovícico (alrededor de
440 Ma) en ese momento cuando los niveles del mar estaban en su máximo
(Figura 5.1) con concentraciones de CO2 presumiblemente también
elevadas. Al norte de África ocurrió considerable expansión de la capa de
hielo, en ese momento situado en la vecindad del Polo Sur.
1
Se refiere a la ocurrencia de ciclos de ± 300 Ma entre intervalos cálidos y fríos extremos.
75
Figura 5.2. Superciclos greenhouse-icehouse
Los modelos de balance de energía (EBMs) han avanzado algo en resolver
esta paradoja. Las simulaciones en las que el Polo Sur está ubicado en
regiones costeras generan temperaturas estivales bajas (debajo del
congelamiento) debido al reducido ciclo estacional de temperatura asociado
con el ambiente costero. La influencia del forzamiento invernadero
incrementado debido al pCO2 elevado solo afecta la temperatura anual, más
que el ciclo estacional. Además, la inundación asociada con la transgresión
marina del Paleozoico temprano incrementaría el área superficial de agua,
reduciendo más entonces la estacionalidad y de aquí, las temperaturas de
verano de la región polar. La evidencia geológica parece soportar la
hipótesis de un Polo Sur situado costeramente.
Para la mayoría de los períodos Silúrico y Devónico (410 a 345 Ma) no hay
evidencia de glaciación. Aunque la paleogeografía para el Devónico es
incierta, un Polo Sur localizado en África central incrementaría la
estacionalidad y las temperaturas de verano, evitando por lo tanto la
formación de capas de hielo. En el comienzo del Devónico ocurrió también
la expansión de plantas terrestres. Nuevas áreas vegetadas disminuirían el
albedo superficial permitiendo el aumento de absorción de radiación de
onda corta. La intensificación del ciclo hidrológico influiría también el clima.
Una segunda y más larga edad de hielo comenzó hacia el final del
Paleozoico durante el Período Carbonífero (alrededor de 305 Ma) y continuó
bien en el Pérmico. Ciertos autores han postulado que el ascenso orogénico
en Australia y Sudamérica disparó el evento climático. La extensión en área
76
de glaciación cubrió gran parte de la tierra de Gondwana y estriaciones
glaciales (marcas erosivas debidas al movimiento de glaciares sobre lecho
de rocas) datadas de esta época se han encontrado en Antártida, Australia,
India y Sudamérica (ver Figura 5.3).
Figura 5.3. Glaciación carbonífera en la tierra de Gondwana
De nuevo parece que el período de glaciación mayor estuvo asociado con un
Polo Sur localizado en el borde del supercontinente Gondwana. Dicha
combinación de investigación mediante modelos y reconstrucción empírica
parece favorecer la hipótesis de que el cambio del clima fue conducido por
movimientos tectónicos. Además, los niveles del mar en esa época estaban
bajando (Figura 5.1) asociados con una disminución de velocidad en la
extensión del lecho del océano y presumiblemente una disminución de pCO2
(y forzamiento invernadero) cuando todos los continentes comenzaron a
convergir.
5.2.2.2. Climas del Mesozoico
Hacia fines del Mesozoico (Período Triásico) se completó la sutura de todos
los continentes para formar Pangea (ver Figura 5.4) (alrededor de 220 Ma).
La combinación de gigante masa terrestre con bajo nivel del mar global
(asociado con velocidades reducidas de movimientos tectónicos) habría
resultado en climas extremadamente continentales, con aridez asociada.
Esta conjetura es consistente con datos geológicos; hay abundante
evidencia de extensos estratos rojos (depósitos eólicos) y evaporitas
(depósitos de sal) a través del Pérmico y Triásico, que se forman en
ambientes áridos.
77
Figura 5.4. Supercontinente Pangea
No obstante, la suposición de que el clima del Mesozoico temprano fue
cálido y árido en escala global ha sido cuestionada por varios estudios
mediante modelos. Estas simulaciones han sugerido que con tal extrema
continentalidad e incremento de la estacionalidad prevaleciente, se deberían
haber esperado considerables cantidades de hielo en altas latitudes. Aun
con aumento de los flujos circulares (gyres) oceánicos, transportando calor
en las regiones de altas latitudes, no se puede escapar del hecho que las
zonas polares continentales deben haber experimentado temperaturas bajo
cero en algún momento durante el ciclo anual. A pesar de esta carencia de
evidencia glacial empírica, la premisa de que el Mesozoico temprano fue una
época de calor árida debe permanecer ambigua.
De la evidencia geológica parece que el calor postulado de los Períodos
Triásico y Jurásico continuó en el Cretáceo (136 a 65 Ma). Durante el
Jurásico y Cretáceo, el nivel global del mar se elevó de nuevo (Figura 5.1)
presumiblemente asociado con el aumento de la expansión del lecho del
océano según Pangea comenzó a romperse.
El nivel del mar elevado puede haber creado una vía marítima ecuatorial a
través del globo (llamado mar Tethys) inundando grandes partes de Europa
occidental, aportando considerable calor y humedad a las regiones de
latitudes bajas. Hay considerable evidencia geológica de temperaturas más
cálida en altas latitudes durante el Cretáceo medio. A partir de registros de
isótopos de oxígeno, se ha indicado que las temperaturas del agua profunda
100 Ma pueden haber sido tan altas como de 20º C. La Figura 5.5 ilustra la
comparación entre las temperaturas de superficie actuales y las estimadas
empíricamente durante el Cretáceo.
Para el Mesozoico temprano, sin embargo, los estudios de modelación no
predicen concluyentemente ambientes libres de hielo en altas latitudes
78
durante el Cretáceo. Efectivamente, la hipótesis que el aumento del calor en
altas latitudes es debido a cambios en la distribución tierra–mar parece ser
solo parcialmente apoyada por las simulaciones climáticas. Cambios del
clima simulados para experimentos estacionales no resultan en patrones de
temperatura compatibles con los datos geológicos; las temperaturas son
aun demasiado bajas en altas latitudes.
Figura 5.5. Comparación de temperaturas del Cretácico con la actualidad
Se han propuesto varias explicaciones para esta discrepancia y
posteriormente se han incorporado en nuevos estudios de modelación. Dos
de ellas incluyen cambios en la circulación del océano y el rol del CO2. De
estas, solo una elevada concentración atmosférica de CO2 podría acercarse
a reconciliar los modelos con la evidencia geológica. Altos niveles de CO2,
no parecen en total ser poco razonables, considerando el alto nivel del mar
global y resultando la ruptura de Pangea (presumiblemente debido al
incremento de actividad tectónica). Además para la exhalación
incrementada de gas CO2, el área continental reducida (debido a la
transgresión marina) resultaría en una tasa disminuida de la exposición a la
intemperie de silicatos y extracción del CO2 de la atmósfera.
Desafortunadamente, hay poca evidencia confiable para apoyar el modelo
de CO2. Se ha estimado que las tasas promedio de las velocidades de las
principales tectónicas de placas fue mas alta en el Cretáceo tardío y las
dimensiones de las dorsales oceánicas fue mayor. Además, los lechos del
mar Cretácico estuvieron dominados por minerales de calcita, que implican
concentraciones de CO2 más acuosas y consecuentemente atmosféricas. No
obstante, para evaluar por completo el paradigma del clima del
79
CO2/Cretáceo son necesarias más intercomparaciones de diferentes
registros proxy de CO2.
5.2.2.3. Climas del Cenozoico
La Era Cenozoica está dividida en el Terciario (65 a 2 Ma) y Cuaternario (2
Ma al presente). El clima del Cuaternario se examina en la sección 5.3. En
esta sección, se investiga el deterioro climático y el enfriamiento global del
Período Terciario. La discusión consiguiente servirá como introducción útil a
los climas de la edad de hielo del Cuaternario y sus mecanismos forzantes
orbitales.
Aunque las temperaturas del Cretácico tardío fueron más frías que el
máximo térmico de Cretácico medio (120 a 90 Ma) los valores
permanecieron altos dentro del Cenozoico temprano. En particular,
evidencia a partir de registros de isótopos de oxígeno revela que las
temperaturas del océano profundo fueron al menos 10 o 15º C más cálidas
que las actuales (ver Figura 5.6) Las temperaturas de la superficie del mar
del Cenozoico temprano alrededor de la Antártida fueron también
considerablemente más cálidas que las actuales.
El Eoceno temprano (55 Ma) fue el período más cálido durante el Cenozoico.
Varios índices climáticos sugieren que las condiciones tropicales se
extendieron 10º a 15º de latitud hacia el polo de sus límites actuales.
Ensambles tropicales de foraminíferos y cocolitos2 del Eoceno se han
encontrado en sedimentos del Atlántico Norte. Fósiles vertebrados de
cocodrilos y lemúres3 voladores se han encontrado en un lugar de la isla
Ellesmere, en la región de Baffin en los territorios del noroeste de Canadá.
Figura 5.6. Temperatura del océano profundo durante los últimos 100 millones de años
2
Cocolito es una placa o escama ornamentada, calcárea, de la superficie celular de un cocolitofórido
(organismo unicelular).
3
Lemúr es un mono de Madagascar.
80
Se ha sugerido que el calentamiento del Eoceno temprano puede haber
resultado de un aumento en el CO2 atmosférico, debido a una significativa
reorganización en el movimiento de la placa tectónica, según América del
Norte se separó de la placa Euroasiática. Desafortunadamente, existe poca
evidencia proxy para verificar esta premisa.
Durante las épocas del Eoceno tardío y el Oligoceno (40 a 25 Ma) ocurrió
una transición entre los períodos cálido del Cenozoico temprano y los
períodos fríos del Cenozoico tardío. La glaciación Antártica se ha iniciado
alrededor de esa época. Se ha datado en 34 Ma evidencia de restos
arrastrados por hielo en el océano Austral. Cambios en registros plantónicos
y bentónicos de δ18O sugieren que en esta época tuvo lugar considerable y
rápida formación de hielo continental.
Otra significativa transición de enfriamiento ocurrió durante el Mioceno (15
a 10 Ma). Un espectacular aumento en el registro de δ18O entre 14 y 15 Ma
se ha interpretado como rápido crecimiento de la barrera de hielo Antártica
y un evento de enfriamiento (4 a 5º C) de agua profunda. Tanto los eventos
de enfriamiento del Oligoceno como del Mioceno se revelan en el registro
del nivel del mar en la Figura 5.7. La rapidez de estas caídas en el nivel del
mar impide la posibilidad que la causa sea debida a cambios en la
batimetría del océano. Más bien, debiera proponerse aumentos en el
volumen del hielo continental.
Figura 5.7. Niveles del mar global durante los últimos 150 millones de años
El momento exacto del comienzo de la glaciación de latitudes medias del
Hemisferio Norte es incierto, pero algunos registros de isótopos de oxígeno
sugieren una fecha hacia fines del Plioceno (3 a 2 Ma). Variaciones en la
abundancia planctónica indican que previo a los 2,4 Ma ocurrieron grandes
cambios en la temperatura de la superficie del mar, mientras que han sido
datados restos arrastrados por hielo desde el mar de Noruega en 2,8 a 2,6
Ma.
81
La glaciación del Hemisferio Norte transcurrió a través del Pleistoceno
(período Cuaternario) y continua hoy. Se ha dedicado mucho trabajo
científico al análisis de las glaciaciones del Pleistoceno; esto será resumido
en la próxima sección. Mientras tanto, sin embargo, un tema permanece
irresuelto. ¿Cuál fue la causa del empeoramiento climático del Cenozoico?
Se han propuesto un número de hipótesis para justificar el enfriamiento del
Cenozoico. Mediante GCMs se ha modelado mucho los cambios en la
distribución tierra–mar. Sin embargo, el aumento en las masas terrestres
de altas latitudes (con iniciación de retroacción hielo–albedo) y el descenso
en la continentalidad (con el descenso acompañante en la estacionalidad y
las temperaturas de verano) no parecen justificar todos los cambios de
temperatura.
También se han considerado la variaciones en la circulación del océano
debidas a cambios en las posiciones continentales como un mecanismo
causante del cambio climático del Cenozoico. En efecto, los geólogos han
estado muy interesados en los efectos de los portales oceánicos (ente dos
masas continentales) sobre los climas pasados. Experimentos con modelos
de circulación oceánica también indican que el cambio en la posición
continental puede haber tenido un efecto significativo sobre el transporte de
calor del océano.
A comienzos del Cenozoico existió una vía marítima circunecuatorial (el mar
de Tetis) que se extendía sobre toda la tierra. Las corrientes ecuatoriales
fluyeron sin interrupción varias veces alrededor del globo antes de
diversificarse al norte y sur. Las aguas en la vía marítima ecuatorial habrían
experimentado un considerable calentamiento, resultando en una
distribución pareja a través de las latitudes.
Figura 5.8. La formación de una circulación oceánica circumpolar
82
Según los continentes continuaron separándose el mar de Tetis se cerró
gradualmente, interrumpiendo las corrientes circunecuatoriales. Se redujo
entonces el transporte latitudinal de calor. Durante el Eoceno tardío y
Oligoceno, los continentes de Godwana se separaron completamente y por
25 a 30 Ma la apertura del pasaje Drake entre Antártida y Sudamérica
permitió la formación de un flujo oceánico circumpolar (Figura 5.8). Con la
interrupción efectiva del transporte de calor desde la altas latitudes
australes, el gradiente de temperatura latitudinal aumentó y resultó en la
glaciación en el Hemisferio Sur.
Como otra causa del deterioro climático de largo plazo se han propuesto
cambios en la topografía continental durante el Cenozoico. Específicamente,
las simulaciones con modelos sugieren que el levantamiento de las mesetas
de Colorado y del Tibet iniciaron el enfriamiento de Norteamérica, norte de
Europa y norte de Asia y el océano Ártico, como resultado de cambios en la
circulación atmosférica.
Acompañando el recrudecimiento global en elevación orogénica (durante un
período que vio la construcción de las cadenas de montañas de los Alpes y
el Himalaya) hubo un incremento en la tasa de erosión de las rocas de
silicatos. El CO2 es removido de la atmósfera durante estos procesos
geoquímicos (ver sección 2.6.1). La construcción de montañas del
Cenozoico puede por lo tanto haber reducido indirectamente el forzamiento
de invernadero del sistema tierra–atmósfera, realzando el enfriamiento
global. Se reconoció en secciones anteriores que la concentración de CO2
atmosférico fue probablemente varias veces mayor que la de hoy, pero
existen pocos datos proxy confiables para forzar la magnitud y oportunidad
de la caída postulada en el pCO2.
En resumen, es probable que una combinación de procesos – cambios en la
distribución tierra–mar, transporte de calor oceánico y CO2 – estén
involucrados en la evolución de largo plazo del clima del Cenozoico y
probablemente los climas del Fanerozoico temprano. Estos procesos operan
sobre escalas temporales de decenas a cientos de millones de años. Es
evidente que las simulaciones con modelos algunas veces están en
desacuerdo con los registros de datos proxy, mientras que la validez de
dichos registros con frecuencia puede ser cuestionada. Si se logra un
completa e inequívoca reconstrucción de los climas del Precuaternario,
estos problemas necesitarán ser evaluados por futuras investigaciones en
Paleoclimatología.
5.3. Climas del Cuaternario
Las reconstrucciones proxy para el clima del Período Cuaternario son
considerablemente más abundantes y confiables que para los períodos
anteriores. El Cuaternario abarca los últimos 2 Ma de historia de la tierra y
está separado en dos Épocas, el Pleistoceno (2 Ma a 10 Ka) y el Holoceno
(10 Ka a la actualidad). En la sección precedente, se examinó evidencia de
que la tierra ha entrado en un declinación climática de largo plazo. Por al
menos los últimos 10 Ma y probablemente mucho más tiempo, la tierra ha
estado soportando una edad de hielo de largo plazo. Esta edad de hielo ha
83
continuado durante el Cuaternario y es evidente hoy, por la permanencia de
las calotas de hielo en ambos polos. No obstante, dentro del Cuaternario, el
clima global ha fluctuado entre épocas de relativo calor y frialdad. Esta
sección examinará la evidencia de estas fluctuaciones y discutirá sus
probables causas y mecanismos.
5.3.1. Pleistoceno Glaciales e Interglaciales
Numerosos registros proxy han sido utilizados para reconstruir las
variaciones climáticas del Pleistoceno. Antes de que se extendiera el uso de
testigos de sedimentos del océano profundo, se conocía que hubo un
número de fluctuaciones glaciares del Pleistoceno. También se han usado
depósitos de limo producidos por el arrastre eólico (loess) para demostrar el
cambio global en los continentes. Sin embargo, fue el advenimiento del
análisis isotópico del oxígeno de nanofósiles en testigos del océano profundo
lo que realmente marcó el gran adelanto en la reconstrucción climática del
Pleistoceno. La Figura 5.9 muestra un registro de fluctuaciones de δ18O para
los últimos 2,5 Ma. En la misma, son evidentes ciclos distinguibles que
demuestran cambios en la temperatura del océano y el volumen de hielo
global (recordar la sección 3.3.4.1)
Figura 5.9. Registro de δ18O (temperatura) para los últimos 2,5 millones de años
El análisis de los registros de δ18O indica dos estados climáticos base, uno
glacial y otro interglacial. Evidencia de estos estados biestables es provista
además por análisis isotópico de oxígeno de numerosos testigos de hielo. La
Figura 5.10 muestra un perfil de δ18O a lo largo de testigos de hielo de
Camp Century (Groenlandia). El registro revela claramente los períodos
interglaciales principales a alrededor de 120 mil años (Ka) y la glaciación
consiguiente.
84
Figura 5.10. Registro de δ18O (temperatura) de testigos de hielo de Camp Century
para los últimos 130 mil años, curva suavizada
Estimaciones del nivel del mar a partir de reconstrucciones de análisis
isotópico guardan una semejanza a las curvas de paleo temperaturas y
volumen de hielo (ver Figura 5.11). El tema crucial para los investigadores
fue determinar la causa de dichas variaciones pronunciadas en el clima. Fue
necesario un mecanismo que pudiera forzar cambios en el clima por
períodos de decenas a miles de años. Hoy, es generalmente aceptado que
las transiciones interglaciales de la Época del Pleistoceno fueron impulsadas
por variaciones en la órbita de la tierra alrededor del sol.
Figura 5.11. Nivel del mar global durante los últimos 150 mil años
85
5.3.1.1. Variaciones orbitales
En la sección 2.5.2 se discutió la hipótesis de que los efectos gravitacionales
de los cuerpos planetarios pueden causar perturbaciones orbitales que
periódicamente varían la distribución geográfica de la radiación solar
entrante y por lo tanto actuar como un mecanismo de forzamiento externo
sobre el clima terrestre. Estos ciclos de Milankovitch incluyen la Precesión
de la tierra (con periodicidades de 19 a 23 Ka), la Oblicuidad o inclinación
del eje de la tierra (41 Ka) y la Excentricidad de la elipse orbital (100 a 413
Ka).
En un trabajo que constituyó un hito, Hays demostró claramente en 1976 la
existencia de picos espectrales en el registro de volumen de hielo proxy a
partir de un testigo de sedimento del océano Indico que se ajustaban a las
periodicidades significativas de Milankovitch (Figura 2.2). También fue
aparente en el registro la relación de fase bastante consistente entre
insolación, temperatura de la superficie del mar y volumen de hielo; cada
una precediendo la otra por alrededor de 2 a 4 Ka. Algo más curioso, no
obstante, fue la evidencia que la contribución de 100 Ka a la varianza total
del registro superaba lejos la que se esperaba a priori a partir de una
relación lineal simple tener insolación y volumen de hielo. De las tres
periodicidades orbitales, la excentricidad tiene el menor potencial como
mecanismo forzante del clima. No obstante, su relación de fase con
inclinación y precesión indica una influencia orbital primaria sobre las
fluctuaciones del volumen de hielo.
Para complicar las cosas aun más, la intensidad del ciclo de 100 Ka no ha
sido constante durante toda la Época del Pleistoceno. Ciclos claros de
duración de 100 Ka están solo presentes durante los últimos 700 Ka. Antes
de este momento, parecen dominar las fluctuaciones con una periodicidad
de alrededor a 40 Ka (oblicuidad) (ver Figura 5.9).
Durante las últimas dos décadas, un número de estudios mediante
modelación han intentado de explicar la relación entre forzamiento
astronómico y cambio del clima y reproducir algo de la abundante evidencia
geológica que apoya las hipótesis de Milankovitch. La mayoría de estos
estudios han sido motivados por el reconocimiento de que el valor de la
perturbación de insolación asociada con el ciclo de 100 Ka (excentricidad)
es insuficiente para causar un cambio climático de la magnitud de la edad
de hielo. Dos diferentes enfoques mediante modelos son evidentes.
El primero considera que los cambios del volumen de hielo son impulsados
primariamente por forzamiento orbital. Algunos autores han demostrado
que en los períodos 23 Ka y 41 Ka, el volumen de hielo (medido por el δ18O)
responde linealmente al forzamiento orbital. A 100 Ka el efecto es no lineal.
La potencia de 100 Ka en el espectro de frecuencia (ver Figura 2.2) está
generada por la transmisión de las frecuencias de 19 Ka y 23 Ka (precesión)
por un sistema no linear. La no linealidad de la respuesta climática es más
evidente a la finalización de los episodios glaciales, con una rápida
transición al estado interglacial (ver Figura 5.10 y Figura 5.11). Para
explicar tales transiciones rápidas, debe estar inferidos lazos de
retroalimentación climática interna.
86
Un enfoque totalmente diferente para modelar la variabilidad climática de
100 Ka involucra la hipótesis que las fluctuaciones glacial–interglacial son la
consecuencia de interacciones internas no lineales en un sistema altamente
complejo. En esta situación, las fluctuaciones del volumen de hielo son
moduladas en lugar de impulsadas por el forzamiento orbital.
Fluctuaciones cuasi periódicas dentro de varios componentes del sistema
climático (por ejemplo, variaciones en CO2, circulación oceánica,
temperaturas del agua de superficie y profunda) están enlazadas en fase a
los cambios en insolación de debidos al ciclo de 100 Ka.
Aun no está resuelto si el cambio climático es impulsado o modulado por el
forzamiento orbital. No obstante, parece que la señal astronómica
interactúa de alguna forma con cambio climático generado “internamente”.
Efectivamente, está claro a priori que los cambios de insolación asociados
con las variaciones orbitales solamente, no son suficientes para justificar las
transiciones glaciales–interglaciales del Pleistoceno.
5.3.1.2. Retroacciones de CO2
Las variaciones en el CO2 atmosférico (medido a partir burbujas de aire
atrapadas en testigos de hielo) han generado tal vez el interés más
significativo respecto a los mecanismos internos propuestos para explicar el
cambio climático del Pleistoceno. El reconocimiento de que variaciones en el
CO2 parecen correlacionarse extremadamente bien con la temperatura
durante los últimos 160 Ka (Figura 5.12) sugieren que en la regulación del
clima del Pleistoceno tomaron parte cambios en el forzamiento invernadero.
Durante la última transición interglacial principal (a aproximadamente 14
Ka) cuando las temperaturas aumentaron alrededor de 4 a 5º C, la
concentración de CO2 se elevó 80 ppm, de 200 ppm a 280 ppm (ver Figura
5.12).
Hipótesis sobre las causas de los cambios de CO2 y las relaciones de fase de
CO2, volumen de hielo y temperatura, han pasado a través de muchos
estados en las últimas décadas. Todos ellos involucran una redistribución de
carbón entre sus depósitos principales – atmósfera, océano, biosfera
terrestre y sedimentos oceánicos. (El ciclo del carbono se examina
completamente en el Capítulo 6, en el contexto del cambio climático
contemporáneo). Más importante, la escala temporal de la redistribución del
carbono debe ajustarse a las variaciones de CO2; los procesos tectónicos,
que pueden haber justificado variaciones de CO2 a lo largo del Fanerozoico
(ver sección 5.2) pueden por lo tanto ser discontinuados.
En escalas de tiempo de milenios, los océanos pueden considerarse como la
reserva más importante de carbono, en términos de su potencial para influir
cambios de CO2.
87
Figura 5.12. Registros de CO2 y temperatura en Vostok para los últimos 160 mil años
Carbono inorgánico disuelto en el océano, o “CO2 total” (ΣCO2) incluye
HCO3– (ión carbonato) (90%), CO32– (ión bicarbonato) (9%) y gas CO2
disuelto (CO2 (aq)) (1%). Estos agentes existen en equilibrio de acuerdo a la
ecuación 14.
CO2 (aq) + CO32- + H2O → 2HCO3-
[14]
El CO2 atmosférico está regulado directamente por la composición química
de la superficie de agua de mar, de acuerdo a la ecuación 15.
CO2 + H2O → H2CO3 {CO2 (aq)}
[15]
Las ecuaciones 14 y 15 se combinan para formar 16, la ecuación de
gobierno para la química del carbono en el sistema océano.
CO32- + H2CO3 → 2HCO3-
[16]
Las ecuación 15 puede simplificarse a:
Cw = sCa
[17]
Donde Cw es la concentración de CO2 (o presión parcial) en agua, Ca es la
concentración de CO2 (o presión parcial) en el aire y s es la constante de
solubilidad (equilibrio) para la ecuación 15.
Hay dos formas en las que puede alterarse la concentración de CO2
atmosférico (Ca); variando s o variando Cw. La solubilidad de CO2 aumenta
con el descenso de la temperatura, descendiendo entonces Ca para Cw
constante. Se puede postular que cambios en la temperatura de la
88
superficie del océano asociados con las transiciones glacial–interglacial
podrían influir indirectamente la intensidad del forzamiento invernadero: la
superficie más fría de los océanos durante un episodio glacial podría
disminuir los niveles de CO2 en la atmósfera, iniciando de ese modo una
retroacción positiva. Desafortunadamente, la evidencia de las dos últimas
transiciones glacial–interglacial, a alrededor de 14 Ka, no soporta esta
teoría. La magnitud del cambio de temperatura de la superficie del mar
global (inferida de registros isotópicos de oxígeno de testigos de
sedimentos) solo justificaría alrededor del 25% del cambio en CO2. Además,
cambios en la salinidad debido a los cambios en el volumen de hielo afectan
las concentraciones de CO2 en una dirección opuesta al efecto de las
fluctuaciones de temperatura. En consecuencia, se necesitan otros
mecanismos para explicar la naturaleza de las variaciones del CO2.
Un aumento de 1% en la ΣCO2 en el océano superficial aumenta Cw y en
consecuencia Ca en alrededor de 10%. Cambios menores en el carbón
inorgánico disuelto pueden por lo tanto tener considerable efecto sobre el
CO2 atmosférico. La ΣCO2 en el océano superficial es menor que para todo el
océano. Plancton morador de la superficie (que constituye hasta un 90% de
la biota del océano) extrae carbón por fotosíntesis y por la formación de
caparazón carbonada. Al morir, estos organismos se hunden hasta el fondo
del mar y el carbón es oxidado, retornando al agua oceánica profunda.
Consecuentemente, existe un gradiente entre ΣCO2 de superficie y el
océano profundo (Figura 5.13a).
Figura 5.13a. Perfil de la ΣCO2 del océano
Si la productividad biológica del océano superficial puede variar, esto podría
tener un efecto directo en el CO2 en la atmósfera. Para explicar los niveles
reducidos de CO2 en la atmósfera glacial, se ha sugerido que la
transferencia de nutrientes desde plataformas continentales erosionadas,
expuestas por la regresión marina (postura del mar bajo), elevaría el nivel
de productividad del océano, con un aumento en la biomasa en las aguas de
superficie actuando como una “bomba biológica” para atraer hacia abajo
CO2 atmosférico. Algún autor ha argumentado que ya que el plancton
89
marino usa preferiblemente 12C para la fotosíntesis, dejando la superficie
enriquecida en 13C (ver Figura 5.13b) los niveles de productividad pasados
en el océano podrían monitorearse midiendo las diferencias en δ13C entre las
aguas superficiales (δ13Cplantónico) y profundas (δ13Cbentónico). Un incremento en
la productividad de superficie aumentaría la diferencia entre δ13C de
superficie y el profundo, ∆δ13C (como es medido por análisis de carbonatos
de organismos planctónicos y bentónicos respectivamente).
Figura 5.13b. Perfil del δ13C del océano
Desafortunadamente, los cambios en ∆δ13C durante los últimos 160 Ka no
corresponden bien con las variaciones en el CO2 atmosférico. Además, la
deposición y erosión de sedimentos de plataformas es un proceso lento y
depende de los grandes cambios en el nivel del mar. Esta respuesta
temporal es muy larga para justificar las fluctuaciones más rápidas en CO2.
Finalmente, las evidencias de variaciones de nutrientes, en particular de
fosfatos disueltos, no parecen revelar cambios significativos entre los
contenidos de nutrientes de los océanos glacial e interglacial.
Se han considerado un número de otros factores que pueden influir las
concentraciones de CO2 atmosférico. A continuación se detallan dos de las
hipótesis más significativas:
1) Cambios en la relación carbón/carbonato orgánico de material biogénico
que cae de la columna de agua superior. El incremento de la surgencia en
los océanos ecuatoriales, debido al incremento en los vientos alisios
glaciales, elevaría la productividad biogénica. Plancton segregando
carbonato es menos común en regiones más productivas del océano que el
plancton silíceo. Entonces, el aumento de la surgencia podría causar un
cambio en la relación de precipitación de carbón orgánico/carbonato.
Cuando cae menos carbonato (CO32–) de la columna de agua superior se
aumentaría su concentración, elevando así la alcalinidad de las aguas de
superficie. El CO2 atmosférico es muy sensitivo a los cambios en alcalinidad;
un aumento en la alcalinidad del océano causaría un descenso en la pCO2.
90
2) Utilización incrementada de nutrientes en las aguas superficiales de altas
latitudes. En la actualidad, no todas las nutrientes son consumidas en los océanos
de altas latitudes porque las velocidades de la circulación oceánica vertical son tan
rápidas como para evitar un equilibrio entre la fertilidad del fitoplancton y los
niveles de nutrientes. Durante el último episodio glacial, las tasas de producción de
Agua Profunda del Atlántico Norte (NADW) disminuyó tanto como el 50%,
permitiendo que tuviera lugar una utilización más eficiente de nutrientes. En
consecuencia, el glacial del Atlántico Norte fue mermado de nutrientes mientras
que el océano profundo se volvió rico en nutrientes (Figura 5.14). La posterior
reducción en la ΣCO2 bajaría la pCO2, reduciendo así la concentración
atmosférica de CO2. Cálculos mediante modelos muestran que una
reducción del 50% en la circulación oceánica vertical de alta latitud causaría
una disminución de 50 ppm en el CO2 atmosférico, casi dos tercios del
cambio observado de CO2 en la última transición glacial–interglacial.
Posibles explicaciones para el frenado en la circulación termohalina incluyen
la más gran extensión de hielo marino y las más frías temperaturas de la
superficie del mar (ver sección 2.6.4).
Figure 5.14. Ocean phosphorous profile: glacial and present
De nuevo, ambas suposiciones tienen sus problemas. Sobre evidencia
actual, parece inverosímil que los cambios en la circulación oceánica en la
pequeña área del océano Atlántico Norte podrían justificar por la diferencia
entera glacial–interglacial en pCO2. Sería necesario invocar cambios en la
circulación oceánica en los océanos Australes alrededor de la Antártida, pero
no hay evidencia clara de tasas de intercambio vertical reducidas durante el
último período glacial. Además, la utilización ampliada de nutrientes
superficiales y el aumento subsiguiente en la productividad biogénica de
altas latitudes, predice un incremento en el δ13Cplantónico. Datos de isótopos
disponibles no parecen confirmar esta expectativa.
A pesar de las dificultades obvias en vincular cambios en las productividad
oceánica (y circulación oceánica y química del océano) con variaciones
atmosféricas de CO2, otras evidencias parecen sugerir una relación definida.
Más significativamente, un índice de sulfatos no salinos (nss) de un testigo
de hielo en Vostok, Antártida se correlaciona bien con el registro de
91
deuterio/temperatura (Figura 5.15). Los sulfatos nss son producidos por
fitoplancton marino (sección 1.3.3); un índice de sulfato nss es por lo tanto
una medida de la productividad primaria oceánica de superficie. Altos
niveles de sulfato nss coinciden con temperaturas más frías. De aquí,
parece que la productividad del océano (y presumiblemente el CO2
atmosférico) está en alguna medida relacionada a los cambios glacial –
interglacial en el clima.
Figura 5.15. Temperatura de testigos de hielo en Vostok, curva suavizada y
registro de nss para los últimos 150 mil años
Los sulfatos nss forman en la atmósfera aerosoles de Dimetil sulfuro (DMS)
(sección 1.3.3.). En consecuencia, aumentos en la productividad del océano
glacial pueden iniciar otro mecanismo de retroacción, además de la
conexión productividad–CO2. El DMS representa la fuente principal de
núcleos de condensación (CCN) en la atmósfera marina. Mayor
productividad del océano incrementaría de ese modo la cubierta de nubes,
aumentando el albedo planetario e iniciando más enfriamiento global. No
obstante, la magnitud de esta retroacción es incierta. En efecto, la
cobertura de nubes incrementada puede incrementar el calentamiento
invernadero de la baja atmósfera (sección 2.7) y de aquí la realidad de este
mecanismo debe, por el momento, permanecer en duda.
5.3.1.3. Cambio climático impulsado por acoplamiento Interno-Externo
A pesar de la obvia relación entre el CO2 atmosférico y la temperatura
global a lo largo de los ciclos glacial–interglacial (Figura 5.12) el preciso rol
del CO2 en la regulación del clima permanece incierto. Específicamente, no
está claro si los cambios en CO2 fueron el efecto de las fluctuaciones en el
clima, que luego actuó como un factor de retroalimentación, o si fueron la
causa primaria de las variaciones de temperatura, aunque impulsada por
variaciones de insolación del tipo Milankovitch. Claramente, los cambios en
la circulación, productividad y química del océano juegan en conjunto un rol
significativos en los eventos, particularmente durante las transiciones
92
glacial–interglacial. No obstante, los datos existentes de testigos de hielo no
permiten la resolución de la relación de fase entre cambios de CO2 y
variaciones de temperatura. La relación de causa y efecto operando dentro
de la dinámica interna del sistema climático sobre semejante escalas de
tiempo de decenas de milenios debe por lo tanto permanecer pendiente.
La Figura 5.16 esquematiza un escenario posible de eventos asociado con el
último episodio glacial (Würm). Cambios en la insolación en altas latitudes
del Hemisferio Norte, impulsados por variaciones de tipo Milankovitch, actuó
como un marca pasos global, conduciendo o regulando las complejas
variaciones internas no lineales dentro del sistema climático. Tales
variaciones internas pueden incluir el crecimiento y decadencia de barreras
de hielo, cambios en la circulación oceánica vertical y productividad y
retroacción CO2.
Figura 5.16. Cambio climático postulado en la última transición interglacial-glacial
hace 120 mil años
De acuerdo a esta visión, el CO2 cambió en respuesta a eventos oceánicos
en el Atlántico Norte, inducidos por el enfriamiento del Hemisferio Norte
(debido a cambios de insolación externa) y crecimiento de hielo (debido a la
retroacción hielo–albedo) al comienzo del último episodio glacial y luego
actuó como una retroalimentación climática. El retraso de tiempo entre
clima y CO2 puede haber sido bastante pequeño; se ha mostrado que la
química del océano se ajusta a los cambios en la circulación o la
productividad en unos pocos siglos. Claramente, sin embargo, para
desenmarañar la historia completa del glacial Würm y de hecho de los ciclos
glacial–interglacial del Pleistoceno son requeridos mayor la resolución de
datos proxy y mejorar los estudios de modelación.
93
5.3.2. Climas del Holoceno
El último máximo glacial ocurrió a 18 Ka. Hacia 14 Ka, las barreras de hielo
del Hemisferio Norte habían comenzado a retrotraerse y hacia 6 Ka, el clima
global alcanzó un máximo térmico del Holoceno. La Época del Holoceno está
entonces delineada como un período de calidez relativa y es considerado un
ejemplo de episodio interglacial que ocurre en conjunción con glaciaciones
por todo el Cuaternario. El penúltimo interglacial ocurrió a alrededor de 120
Ka (Figura 5.12).
Varios libros de texto discutes en gran detalle los eventos climáticos de los
últimos 10.000 años. En esta sección, nos ocuparemos de las escalas
temporales de siglo a milenio y en este respecto, examinaremos solo los
cambios climáticos más significativos que sirven para ilustrar los
mecanismos relevantes de forzamiento del clima.
5.3.2.1. El evento de las Jóvenes Dryas
Aunque se haya estado produciendo desglaciación por al menos 4000 años,
en alrededor de 10 a 11 Ka ocurrió un rápido deterioro (enfriamiento) en el
clima, marcando aproximadamente el límite entre las Épocas del Holoceno y
Pleistoceno. Este evento es conocido como el Enfriamiento de las Jóvenes
Dryas. El frente polar del Atlántico Norte volvió a avanzar más hacia el sur
hasta aproximadamente 45º N (solo 5 o 10º al norte de la posición máxima
glacial) y el enfriamiento fue particularmente intenso en la cuenca
circumpolar. La Figura 5.17 muestra un registro de los isótopos de carbón y
oxígeno de las aguas de superficie que proveen evidencia del enfriamiento
del Atlántico Norte. En particular, el aumento en la productividad del océano
(mayor δ13C) coincide con temperaturas más frías en Groenlandia (mayor
δ18C).
Figura 5.17. Registro de δ18O en Camp Century (Groenlandia) para los últimos 20
mil años, curva suavizada
94
El evento de enfriamiento de las Jóvenes Dryas puede haber sido causado
por cambios en el agua de deshielo inducidos en la circulación atmósfera–
océano. Durante los estados tempranos de la desglaciación, gran parte del
agua de deshielo de la barrera de hielo Laurentide (América del Norte) vació
primariamente en el golfo de México. A alrededor de 11Ka, el margen de
hielo se había retraído suficientemente para abrir un drenaje dentro del
canal de San Lorenzo (St. Lawrence), cerca de Newsfoundland (este de
Canadá). El desagüe subsiguiente del agua de deshielo podría haber creado
una lámina de baja salinidad en la región subpolar del Atlántico Norte. Tal
agua de baja salinidad no sería suficientemente densa como para hundirse a
través de la picnoclina (discontinuidad en el gradiente densidad salinidad a
alrededor de 100 m de profundidad). La carencia del vuelco podría reducir o
temporariamente cancelar la producción de Agua de Fondo del Atlántico
Norte (AFAN). La evidencia geoquímica realmente soporta este escenario.
La subsiguiente captura de CO2 desde la atmósfera reduciría entonces el
forzamiento invernadero del clima. Desafortunadamente, la evidencia de
reducción de CO2 durante las Jóvenes Dryas aun no es conclusiva.
Dado que la producción de AFAN da como resultado una exportación de
agua profunda fría desde la cuenca del Atlántico Norte y una importación de
aguas superficiales cálidas del Atlántico Sur (Figura 2.6) una reducción en la
tasa de producción de AFAN podría esperar como resultado una disminución
del de la corriente Ecuatorial del Sur a través del ecuador (conocido hoy
como corriente del Golfo) enfriando aguas al norte del ecuador y
calentándolas al sur. Tal reducción en transporte de calor hacia el norte
incrementaría el enfriamiento de la región del Atlántico Norte. En efecto, se
ha propuesto que tal intercambio de mecanismo del modo circulación podría
ser un factor primario en la regulación del cambio climático en la escala del
milenio (seccion 2.6.4).
5.3.2.2. Máximo térmico de mediados del Holoceno
Aunque la barrera de hielo del Laurentide no desapareció hasta alrededor de
7 Ka, el Holoceno temprano y medio (4.500 a 10.000 años) han sido
considerados con frecuencia como que fueron más cálidos que los últimos
4.500 años. A alrededor de 6 a 7 Ka ocurrió un máximo térmico (Figura 5.
18). Las conclusiones sobre el calentamiento del Holoceno medio están
basadas en varias líneas de evidencia – desplazamientos latitudinales de
zonas de vegetación y desplazamientos verticales de glaciares de montaña.
Estimaciones cuantitativas del calentamiento del Holoceno medio sugieren
que la tierra estuvo tal vez 1 a 2º C más cálida que hoy. La mayor parte de
este calentamiento puede representar primariamente calentamiento
estacional (de verano) mas que calentamiento durante todo el año.
Acompañando la más altas temperaturas globales hubo cambios
significativos en los patrones de precipitación, más perceptibles en el
cinturón de monzón de África y Asia. Reconstrucciones a partir de niveles
paleo de lagos y cambios latitudinales de vegetación sugieren que estas
regiones fueron considerablemente más húmedas que las condiciones áridas
durante el último máximo glacial (18 Ka) cuando la disponibilidad de
95
humedad desde los océanos subtropicales del Hemisferio Norte fue
reducida.
Figura 5.18. Máximo térmico del Holoceno
5.3.2.3. Fluctuaciones Neoglaciales a Fines del Holoceno
Registros para los últimos 4.500 años generalmente indican que las
temperaturas fueron más bajas que en el máximo térmico del Holoceno. Un
enfriamiento general, conocido como la neoglaciación de la Edad de Acero
ocurrió entre 2.500 y 4500 años atrás. Un progreso moderado del clima
cerca de los albores del Imperio Romano, antes del regreso a los climas
más fríos durante la segunda mitad del primer milenio D.C. (las Edades
Oscuras). De allí siguió el óptimo Medieval (1100 a 1300 D.C.) en el que las
temperaturas Europeas alcanzaron uno de los niveles más cálidos de los
últimos 4000 años.
5.3.2.4. La Pequeña Edad de Hielo
Comenzando alrededor del 1450 D.C. hubo un marcado regreso a
condiciones más frías. Este intervalo es con frecuencia llamado la Pequeña
Edad de Hielo, un término usado para describir una época de renovado
avance glacial. Aunque muchas regiones del mundo experimentaron
enfriamiento durante el período 1450 a 1840 D.C., su uso ha sido criticado
debido a que no podría concluyentemente ser considerado un evento de
significación global. No obstante, dentro de la estructura de fluctuaciones
climáticas del Holoceno, su terminología puede ser justificada. Dado que
este período se superpone con el advenimiento de las mediciones
instrumentales de índices climáticos, puede atribuirse considerablemente
mayor confianza a las reconstrucciones proxy (o sea, anillos de árbol,
testigos de hielo, rasgos periglaciales) a través de uso de técnicas de
calibración.
96
Hay considerable evidencia de que la Pequeña Edad de Hielo consistió de
dos estados principales fríos de alrededor de un siglo de duración. Esto
ocurrió en los siglos diecisiete y diecinueve, con relativo calentamiento
surgiendo en los siglos dieciséis y dieciocho. Los glaciares avanzaron en
Europa, Asia y América del Norte, mientras que en el Atlántico Norte se
expandió el hielo marino con efectos perjudiciales para las colonias de
Groenlandia e Islandia.
5.3.2.5. Mecanismos de Forzamiento Climático del Holoceno
Las causas de las fluctuaciones climáticas de escalas de siglos a milenios no
son bien entendidas. Se han considerado tres mecanismos de forzamiento:
vulcanismo (sección 2.6.3), variabilidad solar (sección 2.5.3) y dinámica de
la circulación oceánica interna (sección 2.6.4).
Estudios detallados de eventos volcánicos de los últimos 100 años indican
que varios meses después de una gran erupción ocurre un significativo
enfriamiento hemisférico y global. Tal enfriamiento ha sido asociado con el
aumento del contenido de aerosol atmosférico, debido a las emisiones de
grandes cantidades de polvo y dióxido de azufre durante las erupciones
(sección 2.6.3). Menos seguro es si períodos más largos (siglos o milenios)
de intenso vulcanismo puede tener conexiones climáticas.
Se ha demostrado una correlación significativa entre avances glaciales de
los últimos 1400 años y la frecuencia de erupciones volcánicas estimada por
cambios en el contenido de acidez de un testigo de hielo de Groenlandia.
Sin embargo, cambios en la productividad oceánica pueden también variar
la liberación de DMS a la atmósfera (sección 5.3.1.2) la que luego de
convertirse a sulfato puede depositarse en los testigos de hielo. Entonces,
mientras que picos individuales en el registro de acidez probablemente
representan erupciones volcánicas específicas, el nivel de acidez de fondo
en el testigo de hielo podría representar una respuesta al cambio climático
antes que una causa del cambio climático.
Es también necesario examinar desde un punto de vista de la modelación
cómo los impulsos de episodios volcánicos son transmitidos en la parte de
las frecuencias más bajas del espectro; observaciones de registros
instrumentales y de testigos de hielo indican que la señal volcánica y el
efecto detectable de la temperatura son manifestados solo en el primer par
de años después de una erupción. Una posible explicación implica algún tipo
de retroalimentación hielo–albedo, en la que eventos de enfriamiento de
corto plazo afectan la cobertura de hielo marino. Debido a la respuesta de
tiempo más largo del hielo marino, el efecto puede entonces sentirse sobre
un período de décadas.
Otro mecanismo que puede haber forzado cambios en el clima del Holoceno
es la variabilidad solar. En la sección 2.5.3 se examinaron varias
periodicidades solares, incluyendo variaciones en el número de manchas
solares, diámetro solar y emisión total del sol. Algún autor ha notado que
un muy bien definido mínimo de actividad solar a fines del siglo diecisiete
(el Mínimo Maunder) coincidió con uno de los períodos más fríos de la
97
Pequeña Edad de Hielo. Registros proxy de isótopos 14C y 10Be (berilio)
sugieren un vínculo entre cambios en la emisión solar y variaciones
climáticas del Holoceno. Sin embargo, considerando la incertidumbre
asociada con un vínculo solar–clima, debido parcialmente al impropio uso
del análisis estadístico, parecería imprudente en esta fase investigar más
cualquier mecanismo causal de cambio climático en siglos–milenios
involucrando la variabilidad solar.
El tercer mecanismo invocado para explicar cambios climáticos durante el
Holoceno involucra la circulación oceánica. Debido a que la capa superficial
mezclada y el océano profundo tienen diferentes tiempos de respuesta,
esencialmente fluctuaciones aleatorias de alta frecuencia en el forzamiento
climático pueden generar respuestas en bajas frecuencias. Tales respuestas
internas son típicamente de naturaleza no lineal. Aunque capaces de
generación propia a través de dinámica no lineal, los cambios de circulación
del océano pueden con frecuencia ser impulsados o regulados por
perturbaciones de forzamiento externo. En este sentido, cambios en la
circulación del océano podrían ser considerados como una retroacción
climática primaria.
Se han considerado cambios en el modo de la circulación del océano como
agentes forzantes del cambio climático durante la última transición glacial–
interglacial y en particular el Enfriamiento de las Jóvenes Dryas (sección
5.3.2.1). Algunos autores sugieren que la neoglaciación entre 4.500 y 2.500
años atrás estuvo asociada con descenso de la producción de AFAN. Otros
autores han propuesto que la naturaleza cuasi periódica de los eventos El
Niño puede justificar algún cambio climático en la escala entre décadas
durante los últimos 500 años. No obstante, se requerirá un mejoramiento
de los registros proxy para determinar la realidad de estas oscilaciones
internas y su respuesta climática.
5.4. Conclusión
A través de esta unidad se ha examinado alguna evidencia de los episodios
del cambio climático durante el curso de la historia, con énfasis particular
en los últimos 2 millones de años. Para cada era, se definió explícitamente
la escala del cambio climático y se evaluaron los mecanismos de
forzamiento.
Las escalas del tiempo más largas del clima (107 a 108 años) involucran el
cambio de posición del los continentes y el surgimiento de montañas
variaciones batimétricas asociados. Dichos mecanismos pueden justificar los
superciclos de invernadero (greenhouse) y de conservador de hielo
(icehouse) durante el deterioro climático del Fanerozoico (últimos 550 Ma) y
el Cenozoico (últimos 65 Ma).
En las escalas de 104 a 105 años, se involucran a las denominadas
periodicidades orbitales de Milankovich, que varían las cantidades de
insolación de la superficie de la tierra, para explicar las transiciones
glaciales–interglaciales de la superficie de la tierra que han sido bien
documentadas para la época del Pleistoceno (2 Ma a 10.000 años). Tal
98
forzamiento externo actúa como un marcapaso para muchas perturbaciones
no lineales dentro del sistema climático, incluyendo retroacciones CO2,
cambios de la circulación oceánica y efecto hielo–albedo, que son
requeridos para justificar la magnitud del cambio climático glacial–
interglacial.
En los últimos 10.000 años, el clima ha fluctuado sobre escalas temporales
de décadas a milenios. El vulcanismo, cambios en la variabilidad solar y la
circulación oceánica han sido sugerido, con variado grado de certeza, como
causa de estos episodios cortos de cambio climático.
El estado del clima en cualquier momento está determinado por una
combinación de todos estos factores forzantes que afectan el balance de
radiación del sistema climático global.
99