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Paleoclimatology

Paleoclimatology ( British spelling , palaeoclimatology ) is the scientific study of climates predating the invention of meteorological instruments , when no direct, artificial ...

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Paleoclimatology (British spelling, palaeoclimatology) is the scientific study of climates predating the invention of meteorological instruments, when no direct, artificial measurement data were available.[1] As instrumental records only span a tiny part of Earth's history, the reconstruction of ancient climate is important to understand natural variation and the evolution of the current climate.

Paleoclimatology uses a variety of proxy methods from Earth and life sciences to obtain data previously preserved within rocks, sediments, boreholes, ice sheets, tree rings, corals, shells, and microfossils. Combined with techniques to date the proxies, the paleoclimate records are used to determine the past states of Earth's atmosphere.

The scientific field of paleoclimatology came to maturity in the 20th century. Notable periods studied by paleoclimatologists include the frequent glaciations that Earth has undergone, rapid cooling events like the Younger Dryas, and the rapid warming during the Paleocene–Eocene Thermal Maximum. Studies of past changes in the environment and biodiversity often reflect on the current situation, specifically the impact of climate on mass extinctions and biotic recovery and current global warming.[2][3]

Studying paleoclimatology is important when looking towards the Earth's future regarding climate specifically.

History

Las nociones de un clima cambiante probablemente se originaron 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 que alguna vez fue más cálido, lo cual, según él, podía explicarse por un cambio en el eje de la Tierra. [ 4 ] En ese entonces, los fósiles a menudo se explicaban como consecuencia de un diluvio bíblico. [ 5 ] Las observaciones sistemáticas de manchas solares, iniciadas por el astrónomo aficionado Heinrich Schwabe a principios del siglo XIX, dieron inicio a un debate 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 . No fue hasta el siglo XX que la paleoclimatología se convirtió en un campo científico unificado. Anteriormente, diferentes aspectos de la historia climática de la Tierra eran estudiados por diversas disciplinas. [ 5 ] A finales del siglo XX, la investigación empírica sobre los climas antiguos de la Tierra comenzó a combinarse con modelos informáticos de complejidad creciente. En este período también se desarrolló un nuevo objetivo: encontrar climas análogos antiguos que pudieran proporcionar información sobre el cambio climático actual . [ 5 ]

Reconstrucción de climas antiguos

Resultados preliminares de un proyecto de la Institución 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 la variable que se deba reconstruir ( temperatura , precipitación u otra) y de la antigüedad del clima en cuestión. Por ejemplo, el registro marino profundo, fuente de la mayoría de los datos isotópicos, solo existe en las placas oceánicas, que eventualmente se subducen ; el material más antiguo que se conserva tiene 200 millones de años . Los sedimentos más antiguos también son más propensos a la diagénesis . Esto se debe a los millones de años de alteración que sufren las formaciones rocosas, como la presión, la actividad tectónica y el flujo de fluidos. Estos factores suelen resultar en una falta de calidad o cantidad de datos, lo que provoca que la resolución y la fiabilidad de los datos disminuyan con el tiempo.

Las técnicas específicas utilizadas para inferir las condiciones climáticas antiguas incluyen el análisis de núcleos de sedimentos lacustres y espeleotemas. Estas técnicas emplean, respectivamente, el análisis de capas de sedimentos y formaciones rocosas, junto con métodos de datación elemental 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 climático. La comparación entre datos recientes y antiguos permite a los investigadores obtener una comprensión básica de los cambios meteorológicos y climáticos en una zona determinada. Sin embargo, este método presenta una desventaja: el registro de datos climáticos comenzó a mediados del siglo XIX. Esto significa que los investigadores solo pueden utilizar 150 años de datos, lo cual resulta insuficiente para cartografiar el clima de una zona hace 10 000 años. En estos casos, se pueden emplear métodos más complejos. [ 8 ]

Hielo

Los glaciares de montaña y los casquetes polares / capas de hielo proporcionan gran cantidad de datos para la paleoclimatología. Los proyectos de extracción de núcleos 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 encapsulado en diminutas burbujas a medida que la nieve se comprime y se convierte en hielo en el glaciar bajo el peso de la nieve acumulada en años posteriores. Este aire atrapado ha demostrado ser una fuente sumamente valiosa para medir directamente la composición del aire desde el momento en que se formó el hielo.
  • La estratificación se puede observar debido a las pausas estacionales en la acumulación de hielo y puede utilizarse para establecer una cronología, asociando profundidades específicas del núcleo con rangos de tiempo.
  • Los cambios en el espesor de las capas pueden utilizarse para determinar cambios en la precipitación o la temperatura.
  • Las variaciones en la cantidad de oxígeno-18 ( δ¹⁸O ) en las capas de hielo representan cambios en la temperatura media de la superficie oceánica. Las moléculas de agua que contienen el isótopo más pesado O-18 se evaporan a mayor temperatura que las que contienen el isótopo normal oxígeno -16 . La proporción de O-18 a O-16 aumenta con 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 diversos ciclos en las proporciones isotópicas.
  • Se ha observado polen en los núcleos de hielo, lo que permite comprender qué plantas estaban presentes durante la formación de la capa. El polen se produce en abundancia y su distribución suele ser bien conocida. Se puede obtener un recuento de polen para una capa específica observando la cantidad total de polen, clasificado por tipo (forma), en una muestra controlada de dicha capa. Los cambios en la frecuencia de las plantas a lo largo del tiempo pueden representarse gráficamente mediante el análisis estadístico de los recuentos de polen en el núcleo. Conocer qué plantas estaban presentes permite comprender la precipitación, la temperatura y los tipos de fauna presentes. La palinología incluye el estudio del polen con estos fines.
  • Algunas capas contienen ceniza volcánica , la cual puede utilizarse para determinar el momento de su formación. Los eventos volcánicos dispersan ceniza con propiedades únicas (forma y color de las partículas, composición química). Determinar el origen de la ceniza permitirá establecer un periodo de tiempo que se puede asociar con la capa de hielo.

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

Dendroclimatología

La información climática se puede obtener mediante la comprensión de los cambios en el crecimiento de los árboles. Generalmente, los árboles responden a los cambios en las variables climáticas acelerando o ralentizando su crecimiento, lo que a su vez se refleja en un mayor o menor grosor de los anillos de crecimiento. Sin embargo, las distintas especies responden a los cambios en las variables climáticas de maneras diferentes. Un registro de anillos de crecimiento se establece recopilando información de muchos árboles vivos en un área específica. Esto se logra comparando el número, el grosor, los límites de los anillos y la coincidencia de patrones entre los anillos de crecimiento.

Las diferencias de grosor que presentan los anillos de crecimiento en los árboles suelen indicar la calidad de las condiciones ambientales y la aptitud de la especie arbórea evaluada. Las distintas especies de árboles muestran diferentes respuestas de crecimiento a los cambios climáticos. La evaluación de varios árboles de la misma especie, junto con la de árboles de diferentes especies, permite un análisis más preciso de las variables climáticas cambiantes y su impacto en las especies circundantes. [ 11 ]

La madera antigua intacta que no se ha descompuesto permite ampliar el periodo de tiempo que abarca el registro al comparar los cambios en la profundidad de los anillos con los de ejemplares contemporáneos. Mediante este método, algunas zonas cuentan con registros de anillos de árboles que se remontan a miles de años. La madera antigua no vinculada a un registro contemporáneo puede datarse generalmente mediante técnicas de radiocarbono. Un registro de anillos de árboles puede utilizarse para obtener información sobre precipitaciones, temperatura, hidrología e incendios en una zona determinada.

Contenido sedimentario

En una escala temporal más amplia, los geólogos deben recurrir al registro sedimentario para obtener datos.

  • Los sedimentos, a veces litificados para formar roca, pueden contener restos de vegetación, animales, plancton o polen conservados , que pueden ser característicos de ciertas zonas climáticas.
  • Las moléculas biomarcadoras, como las alquenonas, pueden proporcionar información sobre su temperatura de formación.
  • Las características químicas, en particular la relación Mg/Ca de la calcita en las conchas de los foraminíferos , pueden utilizarse para reconstruir la temperatura del pasado.
  • Las proporciones isotópicas pueden proporcionar información adicional. En concreto, el registro de δ¹⁸O responde a los cambios de temperatura y volumen de hielo, y el registro de δ¹³C refleja una serie de factores que a menudo son difíciles de desentrañar .
Muestra de núcleo del lecho marino etiquetada para identificar el punto exacto donde se tomó. Los sedimentos de lugares cercanos pueden presentar diferencias significativas en su composición química y biológica.
Facies sedimentarias

En una escala temporal más amplia, el registro geológico puede mostrar indicios de subidas y bajadas del nivel del mar , y se pueden identificar características como dunas de arena fosilizadas . Los científicos pueden comprender el clima a largo plazo estudiando rocas sedimentarias de miles de millones de años. La división de la historia de la Tierra en periodos distintos se basa principalmente en los cambios visibles en las capas de roca sedimentaria que delimitan cambios importantes en las condiciones. A menudo, estos cambios incluyen variaciones climáticas significativas.

Esclerocronología

Corales (véase también Esclerocronología )

Coral "rings'' share similar evidence of growth to that of trees and thus can be dated in similar ways. A primary difference is their environments and the conditions within those that they respond to. Examples of these conditions for coral include water temperature, freshwater influx, changes in pH, and wave disturbances. From there, specialized equipment, such as the Advanced Very High-Resolution Radiometer (AVHRR) instrument, can be used to derive the sea surface temperature and water salinity from the past few centuries. The δ18O of coralline red algae provides a useful proxy of the combined sea surface temperature and sea surface salinity at high latitudes and the tropics, where many traditional techniques are limited.[12][13]

Landscapes and landforms

Within climatic geomorphology, one approach is to study relict landforms to infer ancient climates.[14] Being often concerned about past climates climatic geomorphology is considered sometimes to be a theme of historical geology.[15] Evidence of these past climates to be studied can be found in the landforms they leave behind. Examples of these landforms are those such as glacial landforms (moraines, striations), desert features (dunes, desert pavements), and coastal landforms (marine terraces, beach ridges).[16] Climatic geomorphology is of limited use to study recent (Quaternary, Holocene) large climate changes since there are seldom discernible in the geomorphological record.[17]

Timing of proxies

The field of geochronology has scientists working on determining how old certain proxies are. For recent proxy archives of tree rings and corals the individual year rings can be counted, and an exact year can be determined. Radiometric dating uses the properties of radioactive elements in proxies. In older material, more of the radioactive material will have decayed and the proportion of different elements will be different from newer proxies. One example of radiometric dating is radiocarbon dating. In the air, cosmic rays constantly convert nitrogen into a specific radioactive carbon isotope, 14C. When plants then use this carbon to grow, this isotope is not replenished anymore and starts decaying. The proportion of 'normal' carbon and Carbon-14 gives information of how long the plant material has not been in contact with the atmosphere.[18]

Notable climate events in Earth history

VOA report about indications of climate change in fossils from the La Brea tar pits

Knowledge of precise climatic events decreases as the record goes back in time, but some notable climate events are known:

History of the atmosphere

Earliest atmosphere

The first atmosphere would have consisted of gases in the solar nebula, primarily hydrogen. In addition, there would probably have been simple hydrides such as those now found in gas giants like Jupiter and Saturn, notably water vapor, methane, and ammonia. As the solar nebula dissipated, the gases would have escaped, partly driven off by the solar wind.[19]

Second atmosphere

The next atmosphere, consisting largely of nitrogen, carbon dioxide, and inert gases, was produced by outgassing from volcanism, supplemented by gases produced during the late heavy bombardment of Earth by huge asteroids.[19] A major part of carbon dioxide emissions were soon dissolved in water and built up carbonate sediments.

Water-related sediments have been found dating from as early as 3.8 billion years ago.[20] About 3.4 billion years ago, nitrogen was the major part of the then stable "second atmosphere". An influence of life has to be taken into account rather soon in the history of the atmosphere because hints of early life forms have been dated to as early as 3.5 to 4.3 billion years ago.[21] The fact that it is not perfectly in line with the 30% lower solar radiance (compared to today) of the early Sun has been described as the "faint young Sun paradox".

Sin embargo, el registro geológico muestra una superficie relativamente cálida de forma continua durante todo el período inicial de registro de temperaturas de la Tierra, con la excepción de una fase glacial fría hace unos 2400 millones de años. A finales del eón Arcaico , comenzó a desarrollarse una atmósfera oxigenada, aparentemente a partir de cianobacterias fotosintéticas (véase Gran Evento de Oxigenación ), cuyos fósiles de estromatolitos datan de hace 2700 millones de años. La composición isotópica básica del carbono ( proporciones de la relación isotópica ) era muy similar a la actual, lo que sugiere que las características fundamentales del ciclo del carbono se establecieron hace ya 4000 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 continentales de carbonato. El oxígeno libre no existió en la atmósfera hasta hace unos 2400 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, especialmente 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 . El O₂ mostró grandes variaciones hasta alcanzar un estado estacionario de más del 15 % al final del Precámbrico. [ 22 ] El siguiente período de tiempo fue el eón Fanerozoico , durante el cual comenzaron a aparecer formas de vida metazoarias que respiran 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 superior al 21 % actual. Dos procesos principales rigen los cambios en la atmósfera: las plantas utilizan el dióxido de carbono atmosférico , liberando oxígeno, y la descomposición de la pirita y las erupciones volcánicas liberan azufre a la atmósfera, que se oxida y, por lo tanto, reduce la cantidad de oxígeno. Sin embargo, las erupciones volcánicas también liberan dióxido de carbono, que las plantas pueden convertir en oxígeno. Se desconoce la causa exacta de la variación de la cantidad de oxígeno en la atmósfera. Los períodos con alto contenido de oxígeno en la atmósfera se asocian con un rápido desarrollo de los animales. La atmósfera actual contiene un 21 % de oxígeno, lo cual es suficiente para un rápido desarrollo animal. [ 24 ]

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 el volumen de los casquetes polares. Integraron datos de diversas fuentes. El estado climático más cálido desde la extinción de los dinosaurios, denominado "Invernadero", duró desde hace 56 millones de años hasta hace 47 millones de años y fue aproximadamente 14  °C más cálido que las temperaturas medias modernas. [ 25 ] [ 26 ]

clima precámbrico

El Precámbrico tuvo lugar entre el momento en que la Tierra se formó por primera vez hace 4.6 mil millones de años ( Ga ) y hace 542 millones de años. El Precámbrico se puede dividir en dos eones, el Arcaico y el Proterozoico, que a su vez se pueden subdividir en eras. [ 27 ] La reconstrucción del clima del Precámbrico es difícil por varias razones, incluyendo el bajo número de indicadores confiables y un registro fósil, generalmente, no bien conservado o extenso (especialmente en comparación con el eón Fanerozoico). [ 27 ] [ 28 ] A pesar de estos problemas, hay evidencia de una serie de eventos climáticos importantes a lo largo de la historia del Precámbrico: El Gran Evento de Oxigenación , que comenzó hace unos 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 actual de oxígeno de la Tierra. Al final del Proterozoico, hay evidencia de eventos de glaciación global de diversa severidad que causaron una " Tierra Bola de Nieve ". [ 27 ] La Tierra Bola de Nieve está respaldada por diferentes indicadores, como depósitos glaciares, una erosión continental significativa llamada la Gran Discordancia y rocas sedimentarias llamadas carbonatos de cubierta que se forman después de un episodio de desglaciación. [ 29 ]

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 y exhalaciones volcánicas, 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 de dióxido de carbono atmosférico se ha relacionado con el impulso o la amplificación del aumento de las temperaturas globales. [ 30 ] Royer et al. 2004 [ 31 ] encontraron una sensibilidad climática para el resto del Fanerozoico que se calculó que era similar al rango moderno de valores actuales.

La diferencia en las temperaturas medias globales entre una Tierra totalmente 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. [ 32 ] Un requisito para el desarrollo de grandes capas de hielo parece ser la disposición de las masas continentales en los polos o cerca de ellos. La constante reorganización de los continentes por la tectónica de placas también puede moldear la evolución climática a largo plazo. Sin embargo, la presencia o ausencia de masas continentales en los polos no es suficiente para garantizar las glaciaciones ni excluir los casquetes polares. Existe evidencia de períodos cálidos pasados ​​en el clima de la Tierra cuando las masas continentales 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 de las dorsales oceánicas [ 33 ] debido a la ruptura del supercontinente Pangea .

Superpuestas a la evolución a largo plazo entre climas cálidos y fríos, se han producido numerosas fluctuaciones climáticas a corto plazo, similares, e incluso a veces más severas, que los diferentes estados glaciales e interglaciales de la actual era glacial . Algunas de las fluctuaciones más severas, como el Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , podrían estar relacionadas con cambios climáticos rápidos debidos al colapso repentino de los depósitos naturales de clatratos de metano en los océanos. [ 34 ]

Se ha propuesto un evento similar, un único cambio climático severo inducido tras el impacto de un meteorito, como causa de la extinción del Cretácico-Paleógeno . Otros umbrales importantes son las extinciones del Pérmico-Triásico y del Ordovícico-Silúrico , para las que se han sugerido diversas causas.

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 el tiempo anterior en el derecho). La curva azul representa la temperatura, [ 35 ] la curva roja las concentraciones atmosféricas de CO₂ , [ 36 ] y la curva marrón los flujos de polvo. [ 37 ] [ 38 ] Nótese que la duración de los ciclos glaciales-interglaciales promedia ~100 000 años.
Variaciones de temperatura del Holoceno

El período geológico Cuaternario abarca el clima actual. Ha habido un ciclo de edades de hielo durante los últimos 2,2 a 2,1 millones de años (que comenzó antes del Cuaternario, a finales del período Neógeno ).

En el gráfico de la derecha se observa la marcada periodicidad de 120 000 años de los ciclos y la notable asimetría de las curvas. Se cree que esta asimetría se debe a complejas interacciones de mecanismos de retroalimentación. Se ha observado que las edades de hielo se profundizan progresivamente, pero la recuperación a las condiciones interglaciales se produce de forma repentina.

El gráfico de la izquierda muestra la variación de la temperatura durante los últimos 12.000 años, según diversas fuentes; la curva negra gruesa representa un promedio.

Forzamientos climáticos

El forzamiento climático es la diferencia entre la energía radiante ( luz solar ) recibida por la Tierra y la radiación de onda larga saliente de vuelta al espacio. Este forzamiento radiativo se cuantifica en función de la cantidad de CO₂ en la tropopausa , en unidades de vatios por metro cuadrado hasta la superficie terrestre. [ 39 ] Dependiendo del balance radiativo de la energía entrante y saliente, la Tierra se calienta o se enfría. El balance radiativo terrestre 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 posteriores. [ 40 ]

Un ejemplo de cómo se puede aplicar esto al estudio de la climatología es analizando cómo las concentraciones variables de CO₂ afectan el clima general. Esto se logra utilizando diversos indicadores indirectos para estimar las concentraciones pasadas de gases de efecto invernadero y compararlas con las actuales. De esta manera, los investigadores pueden evaluar su papel en la progresión del cambio climático a lo largo de la historia de la Tierra. [ 41 ]

Procesos y fuerzas internas

The Earth's climate system involves the atmosphere, biosphere, cryosphere, hydrosphere, and lithosphere,[42] and the sum of these processes from Earth's spheres is what affects the climate. Greenhouse gasses act as the internal forcing of the climate system. Particular interests in climate science and paleoclimatology focus on the study of Earth climate sensitivity, in response to the sum of forcings. Analyzing the sum of these forcings contributes to the ability of scientists to make broad conclusive estimates on the Earth's climate system. These estimates include the evidence for systems such as long-term climate variability (eccentricity, obliquity precession), feedback mechanisms (Ice-Albedo Effect), and anthropogenic influence.[43]

Examples:

External forcings

  • The Milankovitch cycles determine Earth distance and position to the Sun. The solar insolation is the total amount of solar radiation received by Earth.
  • Volcanic eruptions are considered an external forcing.[44]
  • Human changes of the composition of the atmosphere or land use.[44]
  • Human activities causing anthropogenic greenhouse gas emissions leading to global warming and associated climate changes.
  • Large asteroids that have cataclysmic impacts on Earth's climate are considered external forcings.[45]

Mechanisms

En escalas de tiempo de millones de años, el levantamiento de las cordilleras y los subsiguientes procesos de meteorización de rocas y suelos, así como la subducción de placas tectónicas , son una parte importante del ciclo del carbono . [ 46 ] [ 47 ] [ 48 ] La meteorización secuestra CO 2 , mediante la reacción de minerales con sustancias químicas (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 que los procesos naturales en el pasado. [ 49 ]

La dinámica de las capas de hielo y la posición de los continentes (y los cambios de vegetación asociados) han sido factores importantes en la evolución a largo plazo del clima de la Tierra. [ 50 ] También existe una estrecha correlación entre el CO 2 y la temperatura, donde el CO 2 ha ejercido un fuerte control sobre las temperaturas globales en la historia de la Tierra. [ 51 ]

Véase también

Referencias

Notas

  1. ↑ Bradley, Raymond (2015). Paleoclimatología: Reconstrucción de los climas del Cuaternario . Oxford: Elsevier. pág.  1. ISBN 978-0-12-386913-5.
  2. ↑Sahney, S. & Benton, M.J. (2008). "Recovery from the most profound mass extinction of all time". Proceedings of the Royal Society B: Biological Sciences. 275 (1636): 759–65. doi:10.1098/rspb.2007.1370. PMC 2596898. PMID 18198148.
  3. ↑Cronin 2010, p. 1
  4. 123Fairbridge, Rhodes (31 October 2008). "history of paleoclimatology". In Gornitz, Vivien (ed.). Encyclopedia of Paleoclimatology and Ancient Environments. Springer Nature. pp. 414–426. ISBN 978-1-4020-4551-6.
  5. 123Cronin, Thomas M. (1999). Principles of Paleoclimatology. Columbia University Press. pp. 8–10. ISBN 978-0-231-50304-4.
  6. ↑"What's the hottest Earth's ever been?". www.climate.gov. NOAA. 22 November 2023. Archived from the original on 14 August 2014. Retrieved 3 June 2024.
  7. ↑Soul, Laura (24 April 2018). "Leading Scientists Convene to Chart 500M Years of Global Climate Change". Smithsonian Magazine. Retrieved 3 June 2024.
  8. ↑Saltzman, Barry (2002). Dynamical Paleoclimatology: Generalized Theory of Global Climate Change. Google Scholar: Academic Press. ISBN 978-0-12-617331-4. Retrieved 1 April 2024.
  9. ↑Jouzel, Jean; Masson-Delmotte, V.; Cattani, O.; Dreyfus, G.; Falourd, S.; Hoffmann, G.; Minster, B.; Nouet, J.; et al. (10 August 2007). "Orbital and Millennial Antarctic Climate Variability over the Past 800,000 Years"(PDF). Science. 317 (5839): 793–796. Bibcode:2007Sci...317..793J. doi:10.1126/science.1141038. PMID 17615306. S2CID 30125808.
  10. ↑"Page 1 1 International Partnerships in Ice Core Sciences (IPICS) The oldest ice core: A 1.5 million year record of climate and greenhouse gases from Antarctica". Retrieved 22 September 2011.
  11. ↑Frank, David; Esper, Jan; Zorita, Eduardo; Wilson, Rob (14 May 2010). "A noodle, hockey stick, and spaghetti plate: a perspective on high-resolution paleoclimatology". WIREs Climate Change. 1 (4): 507–516. Bibcode:2010WIRCC...1..507F. doi:10.1002/wcc.53. ISSN 1757-7780.
  12. ↑Halfar, J.; Steneck, R.S.; Joachimski, M.; Kronz, A.; Wanamaker, A.D. (2008). "Coralline red algae as high-resolution climate recorders". Geology. 36 (6): 463. Bibcode:2008Geo....36..463H. doi:10.1130/G24635A.1. S2CID 129376515.
  13. ↑Cobb, K.; Charles, C. D.; Cheng, H; Edwards, R. L. (2003). "El Nino/Southern Oscillation and tropical Pacific climate during the past millennium". Nature. 424 (6946): 271–6. Bibcode:2003Natur.424..271C. doi:10.1038/nature01779. PMID 12867972. S2CID 6088699.
  14. ↑Gutiérrez, Mateo; Gutiérrez, Francisco (2013). "Climatic Geomorphology". Treatise on Geomorphology. Vol. 13. pp. 115–131.
  15. ↑Gutiérrez, Mateo, ed. (2005). "Chapter 1 Climatic geomorphology". Developments in Earth Surface Processes. Vol. 8. pp. 3–32. doi:10.1016/S0928-2025(05)80051-3. ISBN 978-0-444-51794-4.
  16. ↑Douglas, Peter; Brenner, Mark; Curtis, Jason (27 February 2016). "Methods and future directions for paleoclimatology in the Maya Lowlands. Global and Planetary Change". doi:10.1016/j.gloplacha.2015.07.008.{{cite web}}: Missing or empty |url= (help)
  17. ↑Goudie, A.S. (2004). "Climatic geomorphology". In Goudie, A.S. (ed.). Encyclopedia of Geomorphology. pp. 162–164.
  18. ↑Cronin 2010, pp. 32–34.
  19. 1 2 Zahnle, K.; Schaefer, L. ; Fegley, B. (2010). "Las primeras atmósferas de la Tierra" . Cold Spring Harbor Perspectives in Biology . 2 (10) a004895. Bibcode : 2010CSHPB...204895Z . doi : 10.1101 / cshperspect.a004895 . PMC 2944365. PMID 20573713 .  
  20. ↑ B. Windley: Los continentes en evolución. Wiley Press, Nueva York, 1984.
  21. ↑ J. Schopf: La biosfera más antigua de la Tierra: su origen y evolución. Princeton University Press, Princeton, NJ, 1983
  22. ↑ Christopher R. Scotese, De vuelta a la historia de la Tierra: Tabla resumen del Precámbrico , Proyecto Paleomar
  23. ↑ Beerling, David (2007). El planeta esmeralda: cómo las plantas cambiaron la historia de la Tierra . Oxford University Press. pág . 47. ISBN  978-0-19-280602-4.
  24. ↑ Peter Ward:Surgidos de la nada: Dinosaurios, aves y la atmósfera antigua de la Tierra
  25. ↑ "Un registro de alta fidelidad de la historia climática de la Tierra pone en contexto los cambios actuales" . phys.org . Consultado el 8 de octubre de 2020 .
  26. ^ Westerhold, Thomas; Marwan, Norberto; Drury, Anna Joy; Liebrand, Diederik; Agnini, Claudia; Anagnostou, Eleni; Barnet, James SK; Bohaty, Steven M.; Vleeschouwer, David De; Florindo, Fabio; Federico, Thomas; Hodell, David A.; Holbourn, Ann E.; Corona, Dick; Lauretano, Victoria; Más pequeña, Kate; Lourens, Lucas J.; Lyle, Mitchell; Pälike, Heiko; Röhl, Úrsula; Tian, ​​junio; Wilkens, Roy H.; Wilson, Paul A.; Zachos, James C. (11 de septiembre de 2020). "Un registro astronómicamente fechado del clima de la Tierra y su previsibilidad durante los últimos 66 millones de años" (PDF) . Ciencia . 369 (6509): 1383– 1387. Bibcode : 2020Sci...369.1383W . doi : 10.1126/science.aba6853 . hdl : 11577/3351324 . ISSN 0036-8075 . PMID 32913105. S2CID 221593388. Consultado el 8 de octubre de 2020 .   
  27. 1 2 3 Goddéris, Yves; Ramstein, Gilles; Le Hir, Guillaume (2021), "El clima precámbrico", en Ramstein, Gilles; Landais, Amaëlle; Bouttes, Nathaelle; Sepulchre, Pierre (eds.), Paleoclimatología , Fronteras en las Ciencias de la Tierra, Cham: Springer International Publishing, págs. 343–358 , doi : 10.1007/978-3-030-24982-3_26 , ISBN  978-3-030-24982-3
  28. ↑ Cosgrove, Grace IE; Colombera, Luca; Mountney, Nigel P. (1 de marzo de 2024). "El registro continental precámbrico: una ventana a los entornos de la Tierra primitiva" . Precambrian Research . 402 107286. Bibcode : 2024PreR..40207286C . doi : 10.1016/j.precamres.2023.107286 . ISSN 0301-9268 . 
  29. ↑ Stern, Robert J.; Miller, Nathan R. (1 de enero de 2021), «Glaciación neoproterozoica: hipótesis de la Tierra bola de nieve» , en Alderton, David; Elias, Scott A. (eds.), Enciclopedia de geología (Segunda edición) , Oxford: Academic Press, pp. 546–556 , ISBN  978-0-08-102909-1Consultado el 9 de febrero de 2024.
  30. ↑ Came, Rosemarie E.; Eiler, John M.; Veizer, Jan; Azmy, Karem; Brand, Uwe; Weidman, Christopher R (septiembre de 2007). "Acoplamiento de las temperaturas superficiales y las concentraciones atmosféricas de CO2 durante la era paleozoica" (PDF) . Nature . 449 (7159): 198–201 . Bibcode : 2007Natur.449..198C . doi : 10.1038 / nature06085 . PMID 17851520. S2CID 4388925 .  
  31. ↑ Royer, Dana L.; Berner, Robert A.; Montañez, Isabel P.; Tabor, Neil J.; Beerling, David J. (julio de 2004). "CO 2 como impulsor principal del clima fanerozoico" . GSA Today . 14 (3): 4– 10. Bibcode : 2004GSAT...14c...4R . doi : 10.1130/1052-5173(2004)014 < 4:CAAPDO > 2.0.CO ; 2 .
  32. ↑ Shaltami, Osama. (2020). Introducción a la paleoclimatología.
  33. ↑Douwe G. Van Der Meer; Richard E. Zeebe; Douwe J. J. van Hinsbergen; Appy Sluijs; Wim Spakman; Trond H. Torsvik (February 2014). "Plate tectonic controls on atmospheric CO2 levels since the Triassic". PNAS. 111 (12): 4380–4385. Bibcode:2014PNAS..111.4380V. doi:10.1073/pnas.1315657111. PMC 3970481. PMID 24616495.
  34. ↑Frieling, Joost; Svensen, Henrik H.; Planke, Sverre; Cramwinckel, Margot J.; Selnes, Haavard; Sluijs, Appy (25 October 2016). "Thermogenic methane release as a cause for the long duration of the PETM". Proceedings of the National Academy of Sciences. 113 (43): 12059–12064. Bibcode:2016PNAS..11312059F. doi:10.1073/pnas.1603348113. ISSN 0027-8424. PMC 5087067. PMID 27790990.
  35. ↑Jouzel, J.; Masson-Delmotte, V.; Cattani, O.; Dreyfus, G.; Falourd, S.; Hoffmann, G.; Minster, B.; Nouet, J.; Barnola, J. M. (10 August 2007). "Orbital and Millennial Antarctic Climate Variability over the Past 800,000 Years"(PDF). Science. 317 (5839): 793–796. Bibcode:2007Sci...317..793J. doi:10.1126/science.1141038. ISSN 0036-8075. PMID 17615306. S2CID 30125808.
  36. ↑Lüthi, Dieter; Le Floch, Martine; Bereiter, Bernhard; Blunier, Thomas; Barnola, Jean-Marc; Siegenthaler, Urs; Raynaud, Dominique; Jouzel, Jean; Fischer, Hubertus (15 May 2008). "High-resolution carbon dioxide concentration record 650,000–800,000 years before present"(PDF). Nature. 453 (7193): 379–382. Bibcode:2008Natur.453..379L. doi:10.1038/nature06949. ISSN 0028-0836. PMID 18480821. S2CID 1382081.
  37. ↑ Lambert, F.; Delmonte, B.; Petit, JR; Bigler, M.; Kaufmann, PR; Hutterli, MA; Stocker, TF; Ruth, U.; Steffensen, JP (3 de abril de 2008). "Acoplamientos polvo-clima durante los últimos 800.000 años a partir del núcleo de hielo EPICA Dome C" . Nature . 452 (7187): 616– 619. Bibcode : 2008Natur.452..616L . doi : 10.1038/nature06763 . ISSN 0028-0836 . PMID 18385736 .  
  38. ↑ Lambert, F.; Bigler, M.; Steffensen, JP; Hutterli, M.; Fischer, H. (2012). "Variabilidad centenaria del polvo mineral en datos de núcleos de hielo de alta resolución de Dome C, Antártida" . Climate of the Past . 8 (2): 609– 623. Bibcode : 2012CliPa...8..609L . doi : 10.5194/cp-8-609-2012 .
  39. ↑ IPCC (2007). "Concepto de forzamiento radiativo" . IPCC . Archivado del original el 4 de enero de 2014. Recuperado el 14 de abril de 2014 .
  40. ↑ IPCC (2007). "¿Qué son el cambio climático y la variabilidad climática?" . IPCC .
  41. ↑ Summerhayes, Colin P. (8 de septiembre de 2020). Paleoclimatología: De la Tierra bola de nieve al Antropoceno . John Wiley & Sons. ISBN 978-1-119-59138-2.
  42. ↑ "Glosario, Sistema climático" . NASA. Marzo de 2020.
  43. ↑ Saltzman, Barry (2002). Paleoclimatología dinámica: Teoría generalizada del cambio climático global . Academic Press. ISBN 978-0-12-617331-4.
  44. 1 2 "Anexo III: Glosario" (PDF) . IPCC AR5. El cambio climático puede deberse a procesos internos naturales o a forzamientos externos, como modulaciones de los ciclos solares, erupciones volcánicas y cambios antropogénicos persistentes en la composición de la atmósfera o en el uso de la tierra.
  45. ↑ Gornitz, Vivien (31 de octubre de 2008). Enciclopedia de paleoclimatología y ambientes antiguos . Springer Science & Business Media. ISBN 978-1-4020-4551-6.
  46. ↑Caldeira, Ken (18 June 1992). "Enhanced Cenozoic chemical weathering and the subduction of pelagic carbonate". Nature. 357 (6379): 578–581. Bibcode:1992Natur.357..578C. doi:10.1038/357578a0. S2CID 45143101.
  47. ↑Cin-Ty Aeolus Lee; Douglas M. Morton; Mark G. Little; Ronald Kistler; Ulyana N. Horodyskyj; William P. Leeman; Arnaud Agranier (28 January 2008). "Regulating continent growth and composition by chemical weathering". PNAS. 105 (13): 4981–4986. Bibcode:2008PNAS..105.4981L. doi:10.1073/pnas.0711143105. PMC 2278177. PMID 18362343.
  48. ↑van der Meer, Douwe (25 March 2014). "Plate tectonic controls on Atmospheric CO2 since the Triassic". PNAS. 111 (12): 4380–4385. Bibcode:2014PNAS..111.4380V. doi:10.1073/pnas.1315657111. PMC 3970481. PMID 24616495.
  49. ↑James Hansen (2009). "The 8 Minute Epoch 65 million Years with James Hansen". University of Oregon. Archived from the original on 11 December 2021.
  50. ↑Royer, D. L.; Pagani, M.; Beerling, David J. (1 July 2012). "Geobiological constraints on Earth system sensitivity to CO2 during the Cretaceous and Cenozoic". Geobiology. 10 (4): 298–310. Bibcode:2012Gbio...10..298R. CiteSeerX 10.1.1.933.8880. doi:10.1111/j.1472-4669.2012.00320.x. PMID 22353368. S2CID 32023645.
  51. ↑Royer, Dana L. (1 December 2006). "CO2-forced climate thresholds during the Phanerozoic". Geochimica et Cosmochimica Acta. 70 (23): 5665–5675. Bibcode:2006GeCoA..70.5665R. doi:10.1016/j.gca.2005.11.031.

Bibliography

  • Bradley, Raymond S. (1985). Paleoclimatología del Cuaternario: métodos de reconstrucción paleoclimática . Boston: Allen & Unwin. ISBN 978-0-04-551067-2.
  • Cronin, Thomas N. (2010). Paleoclimas: comprensión del cambio climático pasado y presente . Nueva York: Columbia University Press. ISBN 978-0-231-14494-0.
  • Imbrie, John (1979). Edades de hielo: resolviendo el misterio . Cambridge, MA: Harvard University Press. ISBN 978-0-674-44075-3.
  • Margulis, Lynn ; Sagan, Dorion (1986). Orígenes del sexo: tres mil millones de años de recombinación genética . Serie Bio-origins. New Haven: Yale University Press. ISBN 978-0-300-03340-3.
  • Gould, Stephen Jay (1989). Wonderful life, the story of the Burgess Shale . Nueva York: WW Norton. ISBN 978-0-393-02705-1.
  • Crowley, Thomas J.; North, Gerald R. (1996). Paleoclimatología . Monografías de Oxford sobre geología y geofísica. Vol.  18. Oxford: Clarendon Press. ISBN 978-0-19-510533-9.
  • Los climas del pasado geológico. (Die Klimate der geologischen Vorzeit). 1924, Wladimir Köppen, Alfred Wegener
    • Facsímil del original alemán y traducción al inglés: Los climas del pasado geológico – Klimate der geologischen Vorzeit . Borntraeger, Berlín / Stuttgart 2015, ISBN 978-3-443-01088-1.
  • Karl-Heinz Ludwig (2006). Eine kurze Geschichte des Klimas. Von der Entstehung der Erde bis heute, (Una breve historia del clima, desde la evolución de la tierra hasta hoy) Herbst, ISBN 3-406-54746-X
  • William F. Ruddimann (2001). El clima de la Tierra: pasado y futuro . Palgrave Macmillan. ISBN 978-0-7167-3741-4.
  • B. Windley (1984). Los continentes en evolución . Nueva York: Wiley Press.
  • Drummond, Carl N. y Wilkinson, Bruce H. (2006). "Variabilidad interanual en datos climáticos". Journal of Geology . 114 (3): 325– 339. Bibcode : 2006JG....114..325D . doi : 10.1086/500992 . S2CID 128885809 . 
  • Paleoclimatología de la NOAA
  • Breve historia del clima
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