I. Descifrando el registro glacial y los ousedimentos fósiles

Lucas JOUVE

PROCESOS NATURALES

Pregunta: Cambio climático histórico (Cuaternario)

Cambio climático histórico (Cuaternario)

El sistema terrestre, creado hace unos 4.500 millones de años, ha ido evolucionando desde entonces. El clima del planeta, que es actualmente el centro de atención, es una de sus características en evolución. El clima es la distribución estadística de las condiciones atmosféricas en una región determinada durante un periodo de tiempo determinado (wikipedia.fr). No hay que confundir el clima con la meteorología, ya que esta última es el estudio de la evolución de las condiciones atmosféricas en un lugar determinado y a una escala temporal corta.

Intentaremos responder, entre otras, a las siguientes preguntas:

¿Cómo podemos estudiar las variaciones climáticas a muy largo plazo, es decir, a escala de miles a cientos de millones de años? ¿Qué cambios climáticos importantes se han producido desde la época de la que tenemos los primeros datos? ¿Cuánto tiempo tarda en establecerse un nuevo clima y cómo podemos decretar que estamos cambiando de «era climática»?

La Tierra ha experimentado muchas condiciones climáticas diferentes en el pasado, y estas variaciones son de especial interés para los seres humanos en el contexto actual del cambio climático. Para analizar los climas que han regido anteriormente el planeta, tenemos a nuestra disposición tres técnicas principales: el estudio del hielo, los fósiles y las rocas.

A. Hagamos hablar al hielo

Los casquetes polares o capas de hielo son glaciares continentales es decir, son enormes cantidades de hielo (el 98% del agua dulce del planeta) que resultan de sucesivos depósitos de nieve seguidos de una compactación que los convierte en hielo.

A principios de la década de 1970, los estadounidenses alcanzaron 2138 m de profundidad con la perforación Byrd, pero en un hielo muy deformado más allá de 50.000 años por el flujo y, por tanto, difícil de explotar. El hielo tiene características físicas que lo convierten en un sólido muy deformable que fluye lentamente. Además, el hielo de una capa de hielo se reemplaza continuamente, y la extracción de núcleos en Groenlandia (2037m Dye coreGISP2, 1981; 3085m, NGRIP, 2003) o en la Antártida (Dome F, 3000m,2007; EPICA, 3300m, perforación hasta 3200m, 2004) nos proporcionan muestras que van desde la actualidad hasta 800.000 años de antigüedad en la Antártida y sólo hasta unos 400.000 años de antigüedad para Groenlandia.

Diversos núcleos de hielo en la Tierra con su profundidad

Glaciares continentales andinos, Los glaciares de los Andes, África, el Himalaya, las Rocosas y Rusia pueden proporcionar información sobre el clima de los últimos miles o decenas de miles de años:Sajama Bolivia 25.000 años; Kilimanjaro, 12.000 años; Guliya Ice Cap, Meseta Tibetana o Upper Fremont Glacier, unos 1000 años. Obviamente, estas listas no son exhaustivas.

El estudio de los gases atrapados en las burbujas de los casquetes polares, como el CO2 o el CH4, permite conocer la composición de la atmósfera antigua, ya que su tiempo de residencia en la atmósfera es corto (unos 10 años) pero lo suficientemente largo como para que la atmósfera se homogeneice a escala global. Además, la geoquímica del polvo mineral puede remontarse a las regiones desérticas que lo emitieron o a los volcanes que explotaron, lo que convierte a las capas de hielo en formidables fuentes de información.

Además de los contenidos gaseosos, los isótopos estables del agua constituyen trazadores geoquímicos muy eficientes y son ampliamente utilizados en el desciframiento de estos archivos. En efecto, la relación 18O/16O se modifica significativamente durante la evaporación y la precipitación debido a la diferencia de masa entre las dos moléculas H218O y H216O. Así, el agua del depósito atmosférico está deprimida en 18O (más pesada que 16O) en comparación con el agua del depósito oceánico; a la inversa, el agua de lluvia está enriquecida en 18O en comparación con el agua atmosférica. Así, con el transporte del aire a través de las células convectivas (Hadley, Ferrel y célula polar) y las sucesivas precipitaciones que puede sufrir durante su transporte, el aire ve disminuir su relación 18O/16O. Cuando finalmente se precipita en forma de nieve en las altas latitudes a nivel de los casquetes polares, constituye un depósito sólido (parecido a la geosfera) con propiedades isotópicas muy diferentes a las del océano (18O/16O unos ‰ menos). Durante las glaciaciones, el almacenamiento de hielo representa un volumen enorme; así, el nivel global de los océanos descendió 120 m durante la última glaciación. Esto conduce a un enriquecimiento del agua oceánica en 18O en comparación con el 16O, y a la inversa, durante los períodos cálidos, hay un desabastecimiento de 16O. Estos cambios en la composición isotópica del oxígeno pueden seguirse a través de la composición del hielo.

Los casquetes polares de la Antártida y Groenlandia constituyen la mayor parte de la criosfera (el 90% del volumen de agua dulce del planeta). La transformación de la nieve en hielo es rápida, pero la evolución de este hielo en profundidad (recristalización progresiva en grandes cristales) es lenta, hasta 2000 años. Como puntos fríos de la Tierra, los casquetes polares interactúan con el clima global. Es probable que se desarrollen en unos siglos (quizás incluso en unas décadas) gracias a un efecto de retroalimentación positiva entre las nevadas y el albedo. Por el contrario, pueden desaparecer en menos de 10.000 años (como en el caso de la última glaciación), liberando grandes cantidades de icebergs que alteran la circulación oceánica y el clima. Así, los núcleos de hielo nos proporcionan registros continuos del medio ambiente del pasado durante los últimos ciclos climáticos, cuya representatividad geográfica no se limita a la región.

B. Lo que dicen los fósiles y los sedimentos

Podemos remontarnos mucho más atrás estudiando la composición isotópica del oxígeno de las conchas de los organismos vivos (CaCO3por ejemplo) o de los sedimentos. Pero esta lectura se hace compleja por dos fenómenos:

1. En primer lugar, la relación 18O/16O depende de la temperatura; por tanto, existe una estratificación de la relación 18O/16O con la temperatura y, por tanto, con la profundidad del océano en las regiones de baja latitud (véase la temperatura del océano profundo en función de la latitud, MC- Océano – Termoclina – Belkatir & Rondeau.htm). Pero este fenómeno será poco o nada perceptible en las regiones polares, por lo que sólo podemos utilizar esta relación estableciendo un equilibrio (a través de las concentraciones medidas en las conchas, a menudo en el plancton), entre los organismos que viven en el fondo del océano (bentónicos) y los organismos nadadores que viven en la superficie (pelágicos), e interrogando a los organismos que viven en latitudes muy diferentes.

2. En segundo lugar, los organismos vivos operan una selección de 18O, por lo que su relación 18O/16O es diferente a la del océano contemporáneo. Estos mecanismos deben tenerse en cuenta en el cálculo de las paleotemperaturas oceánicas. Esta relación se suele expresar como 18O, que representa la desviación de esta relación respecto al valor medio del agua de mar, su unidad es el ‰. Del mismo modo, la relación entre el deuterio 2H(o D) y el hidrógeno se utiliza ampliamente, y de nuevo se define un D, expresado en ‰.

Para los carbonatos, las composiciones isotópicas se determinan por el sistema CO2/HCO3-/CO32-en-solución. Además de la temperatura, el origen del CO2 que entra en la constitución de los carbonatos es el parámetro esencial de su composición isotópica. Así, cuando un organismo que vive en el océano forma un caparazón de calcita (CaCO3) bombeando iones del agua, es la reserva oceánica de HCO3- (con una composición isotópica bastante constante) la que define su relación 13C/12C. Sin embargo, las reacciones del metabolismo celular suelen ir acompañadas de un fraccionamiento aentisotópico del 12C a expensas del 13C, y se puede observar que, cuando el CO2 procede principalmente de la actividad bacteriana en suelos y lodos, los carbonatos diagenéticos1 resultantes tienen un contenido de 13C mucho menor. Gracias al análisis de esta relación 13C/12C se ha podido afirmar que algunos sedimentos de 3.800 millones de años llevan la firma isotópica de la vida.

Ya en 1983, el perfil isotópico de Vostok estudiado por ClaudeLorius reveló de forma inequívoca una historia continua del clima a lo largo de más de 140.000 años, mostrando el final de la última glaciación hace unos -15.000 años, su máximo hace unos -25.000 años, y la glaciación anterior hace unos -140.000 años.La progresión de las perforaciones ha permitido ampliar el conocimiento de la evolución de la atmósfera a 4 ciclos climáticos, a partir de las concentraciones de CO2 y CH4 que han oscilado desde hace 400000 años entre 200-280 ppmv (parte por millón en volumen) y350-700 ppbv (parte por mil millones en volumen) respectivamente.

Evolución de la temperatura y concentraciones de CH4 y CO2 en la atmósfera desde hace 400.000 años(fuente: acer-acre.org)

En primer lugar, podemos notar en el gráfico anterior que hay casi superposición de las tres curvas lo que confirma la hipótesis según la cual la temperatura del planeta estaría íntimamente ligada a las concentraciones en CO2 y CH4 y que incluso estas dos últimas cantidades serían interdependientes. Una segunda lectura del gráfico muestra claramente una ciclicidad de variaciones de gran amplitud en torno a un periodo de 100.000 años que es atribuible a las variaciones de la órbita de la Tierra.Los cambios en la órbita también influyen en periodos más cortos, como demuestra la presencia en la señal climática de Vostok de periodos de 20.000 y 40.000 años.

Es, por tanto, efectivamente, como asumió Milutin Milankovitch en su teoría entre 1920 y 1940, las variaciones de la órbita terrestre las que serían responsables de las variaciones del clima a escala de decenas o cientos de miles de años de ahí la existencia de una ciclicidad porque los parámetros orbitales de la Tierra varían cíclicamente.

1. En primer lugar, la excentricidad de la órbita de la Tierra; pasa de un estadio circular a otro a través de una elipsis máxima de elongación en dos períodos 100.000 y 413.000 años. La excentricidad máxima es de 0,06 y las distancias mínima y máxima Tierra-Sol son entonces de 129.000.000 km y 187.100.000 km respectivamente.

variación de la excentricidad de la Tierra (fuente: planet-terre.ens-lyon.fr)

2. Luego, están las variaciones de la inclinación del eje de rotación de la Tierra en relación con la normal al plano de su órbita, ésta oscila entre 21,8° y 24,4° y este fenómeno tiene un período de unos 41.000 años.

variación de la inclinación de la Tierra (fuente: planet-terre.ens-lyon.fr)

3. Por último, hay que tener en cuenta la precesión del eje de rotación de la Tierra (fig. 5), que influye en la fecha de aparición de los equinoccios y, por tanto, en la duración de las estaciones. En efecto, el eje de rotación de la Tierra está en lenta rotación alrededor de un eje perpendicular al plano de la eclíptica y esta rotación se realiza en un periodo de unos 26.000 años.

Precesión de los equinoccios (fuente: planet-earth.ens-lyon.fr)

La evolución de todos estos parámetros influye en la cantidad de luz y, por tanto, de energía que recibe la Tierra desde el Sol, lo que explica las variaciones climáticas a gran escala. Además, aunque la cantidad de sol se mantenga más o menos constante año tras año, los cambios de insolación en las latitudes altas en verano (el único periodo que recibe energía solar) parecen ser relativamente importantes. Es la variación de esta última la que condiciona el clima de la Tierra y la hace oscilar entre los dos extremos siguientes:

– alta excentricidad de la órbita, alta inclinación (como en la actualidad)y baja distancia Tierra-Sol en verano => estaciones muy contrastadas

1. -órbita casi circular, baja inclinación y gran distancia Tierra-Sol en verano => estaciones de bajo contraste.

2. La segunda situación, con estaciones de bajo contraste, es probable que sea favorable a las edades de hielo porque si las condiciones son tales que el manto de nieve invernal no se resuelve, o se resuelve mal en verano, pueden darse las condiciones para desencadenar una retroalimentación positiva entre las nevadas y el albedo. Por el contrario, la situación anterior, con veranos cálidos e inviernos rigurosos, parece muy desfavorable para una edad de hielo.

III. 3. Oscilaciones climáticas rápidas

La aparente estabilidad del clima durante el último período glacial (desde -110.000 años hasta -12.000 años antes de Cristo) se vio interrumpida regularmente por rápidas oscilaciones, que duraban entre una década y un milenio. Ahora se sabe que esta pseudoestabilidad se veía interrumpida regularmente por rápidas oscilaciones del clima, que duraban entre una década y un milenio.

Estas oscilaciones almacenadas en los núcleos de hielo, denominadas «ciclos Dansgaard-Oeschger», fueron destacadas por Dansgaard et al en 1994. Comienzan con un rápido enfriamiento de 5 a 10°C en unos pocos siglos, seguido de un calentamiento aún más rápido en unas pocas décadas. La frecuencia de estos eventos sería de aproximadamente uno cada 1500 años.

Estas oscilaciones también han sido observadas en los sedimentos oceánicos del Atlántico Norte (entre 40 y 60°N) por Heinrich en 1988, donde también notó la presencia de otros eventos fríos, que resultan en llegadas repentinas y masivas de arena y restos gruesos raspados por los glaciares y transportados por los icebergs. Conocidos como «eventos Heinrich», estos episodios fríos se producen con una periodicidad relativa de 7000 a 8000 años. Son muy visibles en el siguiente gráfico:

Evolución deδ18O de -60.000 años hasta el presente

Las variaciones en la relación 18O/16O de los caparazones de foraminíferos planctónicos encontrados tras su muerte en los sedimentos del Atlántico Norte llevan a pensar que se puso una enorme cantidad de agua dulce en la superficie del Atlántico Norte. Esta capa de agua dulce superficial, fría y de baja densidad, habría tenido el efecto de frenar la extensión de la corriente del Golfo hacia aguas profundas en latitudes altas, bloqueando posiblemente la circulación termohalina. El origen de estos acontecimientos en un periodo de 7.000 años aún no se explica con claridad:

1. Una primera hipótesis, conocida como la del «forzamiento interno», muy popular, consiste en pensar que el hielo que se acumula durante varios milenios en América del Norte limita cada vez más la evacuación del calor de la corteza terrestre. El calor podría entonces ser tan grande que induciría la movilización del agua de los sedimentos y el colapso de la capa de hielo, aumentando considerablemente el número de icebergs. Su fusión sería entonces la responsable de la capa de agua dulce;

2. Una segunda hipótesis, denominada hipótesis del forzamiento externo, se basa en las variaciones de la insolación y de la actividad solar, que, según los autores, pueden explicar la amplitud del fenómeno de deshielo, visible no sólo en la periferia del casquete polar canadiense, sino que puede observarse en todo el hemisferio norte. Sin embargo, tal argumento no es imparable, ya que los efectos del deshielo del casquete laurentino pueden sentirse a distancia a través de la atmósfera.

Como presentan los autores del dossier del CNRS http://www.cnrs.fr/cw/dossiers/dosclim1/biblio/pigb15/01_changements.htm»‘jusqu’à, nadie ha podido describir cómo se articulan los mecanismos capaces de inducir tales cambios en el océano y en la atmósfera. «

Además, el hielo de Groenlandia demuestra que el cambio climático es grande, rápido y generalizado. Los enfriamientos se producen en varias etapas, mientras que los calentamientos se producen en un solo paso. Los calentamientos más fuertes han sido de hasta 8°C. Se reflejan en una duplicación de las nevadas, una disminución de la cantidad de polvo arrastrado por el viento y unas condiciones atmosféricas significativamente más húmedas. El aumento del contenido de CH4 se interpreta como el resultado del aumento de la masa vegetal y confirma las observaciones anteriores.

Un ejemplo de variación abrupta y relativamente intensa del clima es la Pequeña Edad de Hielo, un periodo durante el cual el clima se enfrió notablemente a escala global. Tuvo lugar entre 1550 y 1850 y se caracteriza por el avance de los glaciares y las grandes hambrunas, especialmente en Europa. El enfriamiento es de una media de 1°C, lo que no es enorme a primera vista, pero es suficiente para alterar el clima (fenómeno feedbak) y causar muchos problemas a las poblaciones.

La Pequeña Edad de Hielo fue descrita y comentada sobre todo en Europa y Norteamérica, aunque otras partes del mundo se vieron afectadas. A mediados del siglo XVII, los glaciares de los Alpes suizos avanzaron rápidamente, engullendo granjas y pueblos. En Inglaterra, el río Támesis se congeló (por primera vez en 1607, por última vez en 1814); aunque algunos desarrollos urbanos (sobre todo los puentes) pueden haber favorecido el fenómeno al impedir el flujo de agua, la frecuencia del evento es un buen ejemplo de la persistencia del frío en Europa. Del mismo modo, los canales y ríos de los Países Bajos se convierten en hielo durante varios inviernos. Por ejemplo, en el invierno de 1794-1795, la caballería francesa capturó la flota holandesa que estaba atrapada en el hielo. Durante el invierno de 1780, la zona fluvial de Nueva York se congeló: se caminaba entre Manhattan y Staten Island y los enlaces comerciales por mar estaban bloqueados. (fuente: wikipedia.com)

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