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

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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.

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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.

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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

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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.

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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

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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

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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.

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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.

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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

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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

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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.

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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

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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.

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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.

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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

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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

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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 (CO3

2–) 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.

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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

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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

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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.

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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

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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

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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.

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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

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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

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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.

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