paleoclimatología

La tarea de la paleoclimatología es utilizar mediciones, análisis y series de datos de los llamados archivos climáticos ( datos proxy ) para reconstruir las condiciones climáticas del pasado geológico (el paleoclima ) en forma de historia climática y los mecanismos de los eventos de cambio climático. en las distintas edades geológicas o históricas Para descifrar épocas. Metodológicamente, siempre ha sido una subárea de la geología histórica , pero también muestra paralelismos con la climatología moderna, modelada físicamente . Como interdisciplinario ciencia, el alcance de la cual cubre casi toda la historia de la tierra , paleoclimatología se basa en los hallazgos de la paleontología , paleogeografía , meteorología , y oceanografía y coopera con campos tales como la química atmosférica y geofísica . Los resultados de la investigación de la astronomía y la astrofísica se han tenido cada vez más en cuenta en las últimas décadas .

Con los instrumentos de la paleoclimatología, se pueden hacer en mayor medida declaraciones bien fundamentadas sobre el desarrollo climático pasado y futuro de la tierra . Esto último se aplica a acontecimientos que ya han comenzado, como el calentamiento global, así como a eventos futuros, como la recurrencia de un período frío . Además, los datos determinados paleoclimatológicamente se utilizan para determinar con mayor precisión la sensibilidad climática , así como para investigar las causas y consecuencias de cambios climáticos abruptos .

Historia de la investigación

El desarrollo del siglo XVII al XIX

Ya en el siglo XVII, Nicolaus Steno encontró una explicación bien fundada de la formación de rocas sedimentarias con la Ley Básica Estratigráfica . Reconoció correctamente que las diferentes capas de rocas representan diferentes etapas en la historia de la tierra . Los hallazgos de fósiles en las altas montañas, por ejemplo de conchas marinas, proporcionaron indicaciones claras de que la historia de la tierra no fue estática, sino que fue moldeada por profundos procesos dinámicos. También en el siglo XVII, los testigos climáticos geológicos y paleontológicos se asociaron por primera vez con cambios climáticos a largo plazo. En 1686 , el erudito inglés Robert Hooke sospechaba, basándose en fósiles del Jura , que el clima del sur de Inglaterra debía haber sido considerablemente más cálido en el pasado distante.

Frente a la creencia entonces firmemente arraigada en el mito bíblico de la creación con el diluvio como una "catástrofe primordial" global, a la que se atribuyeron todos los depósitos conocidos en ese momento, incluidos los fósiles, la idea de una época primitiva solo podía prevalecer un siglo después. En el curso de la Ilustración y con el desarrollo de la geología en la ciencia moderna a partir de 1750, la noción prehistórica ganó terreno gradualmente. A finales del siglo XVIII, esto resultó en la comprensión entonces revolucionaria de que los tiempos prehistóricos de la tierra tenían que abarcar un período considerablemente más largo que la historia humana históricamente documentada. Las capas, sedimentos y fósiles analizados a partir de los primeros perfiles estratigráficos llevaron a suponer un proceso de deposición y petrificación de larga duración. Además, se encontraron reliquias inusuales en forma de morrenas , drumlins y bloques erráticos ( cantos rodados ), que indicaban glaciaciones a gran escala , sobre todo en las estribaciones de los Alpes, en las tierras bajas del norte de Alemania o en Escandinavia . En las primeras décadas del siglo XIX, cayó la división inicialmente aproximada de la historia de la tierra en diferentes períodos geológicos . Al mismo tiempo, estos períodos se clasificaron en la escala de tiempo geológico , aunque las verdaderas dimensiones temporales fueron muy subestimadas hasta el siglo XX debido a métodos de análisis geocronológicos inadecuados . Además, surgieron las primeras descripciones científicas de hábitats prehistóricos, incluidas sus condiciones climáticas .

El botánico y geólogo Karl Friedrich Schimper (1803-1867), considerado el pionero de la paleoclimatología en el mundo de habla alemana, fue el primero en describir rastros fósiles de influencias meteorológicas como lluvia, viento y granizo. También defendió la teoría de un "invierno mundial" que cubría gran parte del norte y centro de Europa con hielo. El paleontólogo y botánico suizo Oswald Heer (1809-1883) creó su obra principal, los siete volúmenes “Flora fossilis arctica - La flora fósil de los países polares” , un trabajo estándar ampliamente reconocido sobre paleobotánica . Con el exitoso y generalmente comprensible libro Die Urwelt der Schweiz (1865), logró atraer a un público más amplio a la idea de los tiempos prehistóricos. Heer fue uno de los primeros en sugerir el uso de plantas conservadas con fósiles como sustitutos para determinar el clima de los hábitats primitivos . El científico natural suizo Louis Agassiz (1807–1873), que emigró a los Estados Unidos en 1846 y continuó su carrera científica allí , también alcanzó la fama internacional . Sobre la base de estudios de campo intensivos en los Alpes suizos, Agassiz llegó a la conclusión de que ciertas formaciones del terreno solo podrían haberse desarrollado bajo la influencia de la glaciación general. Esta tesis provocó una larga y controvertida discusión. Muchos investigadores se mostraron hostiles a la nueva teoría de la Edad de Hielo y, en cambio, prefirieron modelos explicativos alternativos. Los bloques de rocas, que a menudo se encuentran en algunas áreas, se consideraron eyecciones volcánicas. Esto fue aún más asombroso, ya que la glaciación de permocarbono , mucho más antigua , bien documentada por estudios geológicos en India, Sudáfrica y Australia, se había abierto camino desde hace mucho tiempo en la literatura especializada.

No fue hasta entre 1870 y 1880, dada la abundancia de evidencia consistente, que la existencia de la Edad de Hielo Cuaternaria fue generalmente aceptada. A partir de ahora, el último período glacial, también en lo que respecta al clima, fue el tema central de muchas investigaciones geocientíficas durante décadas. El físico y químico sueco Svante Arrhenius (1859-1927) hizo una contribución significativa a la comprensión de los mecanismos climáticos en períodos geológicos . En su trabajo Sobre la influencia del ácido carbónico en el aire sobre la temperatura del suelo (1896), fue el primero en calcular el efecto invernadero exacto del dióxido de carbono, señaló las fluctuaciones en la concentración de este gas durante los ciclos de la edad de hielo y asumió un calentamiento global inminente debido a las emisiones industriales de CO ₂ . El trabajo de Arrhenius sobre este tema se ha considerado durante mucho tiempo incierto y especulativo, pero con cierto retraso se confirmó por completo en la década de 1950.

El siglo 20

El siglo XX trajo una afluencia de nuevos conocimientos a las geociencias , de las que también se benefició la paleoclimatología, que ahora contaba con una base cada vez más amplia y confiable. La obra estándar en tres volúmenes Los Alpes en la Edad de Hielo , publicada entre 1901 y 1909 por Albrecht Penck y Eduard Brückner , que describió de manera exhaustiva las cuatro edades de hielo alpinas Günz , Mindel , Riss y Würm y proporcionó una base estratigráfica pionera, se convirtió en un hito en la edad de hielo y la investigación cuaternaria estableció esta área temática. En 1911, el geólogo británico Arthur Holmes utilizó por primera vez la serie de desintegración de uranio y plomo para determinar la edad absoluta de las capas de roca. Sus mediciones mostraron una edad de aproximadamente 600 millones de años para el comienzo del Cámbrico (actualmente 541 millones de años). Los resultados de Holmes fueron inicialmente cuestionados muchas veces, pero corresponden con relativa precisión a la escala de tiempo geológica moderna.

Otro pionero de la paleoclimatología fue el meteorólogo e investigador polar Alfred Wegener (1880-1930), quien también encontró el reconocimiento póstumo como geocientífico como fundador de la teoría de la deriva continental , que no se recibió hasta la década de 1960 . Para apoyar su tesis, según la cual la disposición actual de los continentes es solo una instantánea geológica, Wegener recopiló un gran número de "testigos climáticos" que se suponía que probaban que las grandes masas de tierra en períodos geológicos anteriores estaban lejos de su destino. posición actual y probablemente partes del ex supercontinente Pangea . Entre otras cosas, se refirió a los depósitos de carbón formados en condiciones cálidas en la Antártida , a los hallazgos fósiles de especies de árboles subtropicales en Svalbard o al descubrimiento de que el Sahara estaba parcialmente cubierto por glaciares a finales del Ordovícico .

Martin Schwarzbach (1907-2003) es considerado el padre de la paleoclimatología moderna y sistemáticamente operada . Su libro de texto Das Klima der Vorzeit (primera edición 1950) fue actualizado y revisado durante un período de cuatro décadas. Como representante del actualismo clásico , Schwarzbach solo consideró marginalmente los diversos enfoques nuevos en paleoclimatología y su rápido desarrollo en una ciencia amplia e interdisciplinaria.

Los fundamentos de la paleoclimatología

Hasta bien entrada la segunda mitad del siglo XX, la paleoclimatología , como la mayoría de las otras geociencias, era una ciencia predominantemente descriptiva (descriptiva). Para ello, hizo uso de un número creciente de métodos de datación y detección constantemente perfeccionados, como la dendrocronología , que también se utiliza con frecuencia en climatología histórica y arqueología . Sin embargo, para poder hacer declaraciones bien fundamentadas no solo sobre los eventos climáticos, sino también sobre sus causas e interacciones físicas, así como sobre su importancia para el presente, primero debían entenderse los factores esenciales del sistema climático de la Tierra . Esto solo podría hacerse en el marco de una ciencia interdisciplinaria de base amplia que tenga plenamente en cuenta todos los mecanismos de control relevantes para el clima y esté en un intercambio intensivo con otras disciplinas científicas. Por ejemplo, el astrofísico y autor de libros Carl Sagan y su coautor George Mullen señalaron en un estudio en 1972 que el sol emitía alrededor de un 30 por ciento menos de radiación térmica que en la actualidad al comienzo de la historia de la Tierra hace 4.500 millones de años. Con la débil Young Sun paradoja ( paradoja del joven Sol débil ), preguntas elementales surgieron sobre el origen y la continuidad de la vida terrena, que no sólo afecta a la paleoclimatología, pero en la actualidad se están discutiendo sobre una base amplia de una manera interdisciplinaria, especialmente en el ciencias atmosféricas .

Un interés similar a la Paradoja surgió en 1980 con el descubrimiento de una anomalía de Iridium documentada a nivel mundial en el límite Cretácico-Paleógeno . El aumento de la concentración del metal precioso iridio, que es muy raro en la tierra, en una fina capa de sedimento (el llamado "tono límite") llevó a la suposición de un impacto de asteroide a finales de la Edad Media 66 millones de años. hace, que contaminó gravemente todo el ecosistema y provocó una extinción masiva en todo el mundo . La ubicación probable del impacto es el cráter Chicxulub en el Golfo de México cerca de la península de Yucatán . Mientras tanto, se han localizado decenas de otros cráteres de impacto con la ayuda de satélites (algunos de ellos casi completamente erosionados o enterrados), que muestran claramente que en períodos de tiempo geológico la tierra colisionó con relativa frecuencia con objetos cósmicos de diferentes tamaños. Al mismo tiempo, había cada vez más evidencia de que las fluctuaciones climáticas severas y las extinciones masivas asociadas ocurrieron con más frecuencia de lo que se suponía originalmente en el curso de la historia de la Tierra. Se están investigando intensamente las causas y consecuencias de tales crisis para encontrar posibles paralelismos con el calentamiento global antropogénico.

Los cálculos de modelos que utilizan computadoras se han establecido como una herramienta importante en la representación de escenarios climáticos pasados ​​y futuros. Debido a su compleja estructura y su número de parámetros adicionales, los modelos climáticos imponen grandes exigencias a la capacidad de cálculo de un sistema informático. La mayoría de los modelos están calibrados en procesos climáticos reales tanto en el presente como en el pasado, por lo que pueden simular en gran medida correctamente no solo los desarrollos actuales, sino también, por ejemplo, el ciclo climático de la última edad de hielo. Al modelar los desarrollos climáticos, los parámetros de la órbita de la Tierra que cambian a lo largo de los milenios, los llamados ciclos de Milanković , se han convertido en un factor de influencia significativo. Con la inclusión de estos ciclos, fue posible ubicar el curso característico de la Edad de Hielo Cuaternaria con sus períodos cálidos y fríos, incluido el efecto invernadero y la retroalimentación del albedo del hielo , sobre una base teórica sólida.

El progreso realizado en la datación radiométrica durante las últimas décadas ha llevado a un aumento considerable de la precisión de las mediciones y, por lo tanto, a una reevaluación parcial de los eventos geológicos, geofísicos y biológicos. Con la ayuda de los métodos modernos de datación, ha sido posible limitar las fluctuaciones climáticas o las extinciones masivas con mayor precisión y reconstruirlas con mayor detalle.

Métodos y herramientas de análisis

Los datos fiables y relativamente completos sobre el tiempo y el clima solo están disponibles para la meteorología y la climatología durante el período de los últimos 150 años. Para poder hacer declaraciones bien fundamentadas sobre los climas de épocas anteriores, la paleoclimatología moderna tiene varios métodos especiales de medición y determinación, algunos de los cuales se han desarrollado recientemente. Los instrumentos estándar incluyen proxies climáticos como indicadores climáticos indirectos que se pueden encontrar en archivos naturales como anillos de árboles , estalagmitas , núcleos de hielo , corales , sedimentos marinos o oceánicos , polen o registros escritos. Los proxies climáticos no solo se utilizan para reconstruir zonas climáticas pasadas, sino que también proporcionan información sobre la actividad solar, la intensidad de las lluvias, la composición del aire y la composición química de los mares prehistóricos. Para descartar resultados incorrectos en la medida de lo posible, los proxies climáticos deben compararse con series de datos modernas, determinadas instrumentalmente y calibrarse sobre ellas.

Proxies climáticos y testigos climáticos

En el curso de la investigación intensiva de la Edad de Hielo Cuaternaria de mediados del siglo XIX, se descubrieron una gran cantidad de reliquias geológicas que indicaban una fase fría de larga duración. Sobre todo, la capa de hielo de Fennoscan , que cubre gran parte del centro y norte de Europa, así como los glaciares del antepaís alpino dejaron huellas características en las más variadas formaciones del terreno o estuvieron directamente involucrados en la formación de estas formaciones en forma de vaguadas. valles o morrenas de tierra . Estos procesos son objeto de investigación sobre la morfología de los glaciares , que también examina numerosos otros testigos de los movimientos de los glaciares y los procesos glaciares de la Edad de Hielo , como la labranza glacial , el corte glacial , las piedras , los sedimentos de loess , las capas periglaciares y (con restricciones) el llamado hielo. cuñas . Con la ayuda de métodos geológicos, paleontológicos y radiométricos , se han detectado seis edades de hielo con una duración total de 525 millones de años durante los últimos 2.400 millones de años, con glaciares relativamente extensos que ocurren ocasionalmente incluso en las fases más cálidas de la historia de la tierra.

Los métodos de detección geológicos y paleontológicos también se utilizan para períodos cálidos anteriores, con una distinción adicional aquí entre climas húmedos (húmedos) y secos (áridos) . La ubicación y extensión de los arrecifes de coral prehistóricos , la composición de los minerales arcillosos, incluidos los silicatos estratificados , los depósitos de lignito (carbón de esquisto), la evaporita de rocas sedimentarias y las diversas formas de meteorización física, química y biótica en períodos geológicos, son adecuadas como datación e investigación. objetos .

A continuación se muestran otras prácticas climáticas que se utilizan comúnmente en paleoclimatología.

• Con la dendrocronología , el crecimiento anual de los árboles se puede reconstruir en función del tiempo, el medio ambiente y el clima mediante un análisis de anillo anual. De esta manera, se crearon tablas de anillos anuales completas para especies individuales de árboles europeos durante un período de 10,000 años. El "poseedor del récord" actual es el Calendario de anillos de árboles de Hohenheim , que muestra el desarrollo climático de Europa Central desde el presente hasta el período Younger Dryas hace 14.600 años. En condiciones óptimas, es posible asignar el año exacto de su creación a cada anillo de árboles. Por ejemplo, la anomalía meteorológica de los años 535 y 536 se confirmó científicamente mediante la dendrocronología .
• El palynology (análisis de polen) bajo el nombre Pollenstratigraphie una porción de la paleontología , y más recientemente en la paleoclimatología también ganó importante. Gracias a su distribución global y su gran resistencia a las influencias ambientales y los procesos geológicos, el polen primitivo, las esporas y los microfósiles (resumidos bajo el término palinomorfos ) desde el Fanerozoico temprano hasta el presente geológico son muy adecuados como fósiles guía. Además, no solo las condiciones climáticas de la época, sino también ecosistemas complejos pueden reconstruirse a partir de la abundancia local y la diversidad de especies de los palinomorfos .
• La cronología varven , también llamada datación por tonos de banda , se basa en el recuento exacto de las capas de depósitos (varves) en aguas tranquilas y corrientes como lagos o ríos. Las aguas que se ven afectadas regularmente por fuertes deshielos son especialmente adecuadas para esto. Si el recuento se puede integrar en un marco de tiempo absoluto, esto permite especificar la edad en varios años . Con la calibración adecuada y la comparación de los años variables con otros métodos cronológicos , es posible realizar análisis detallados paleoclimatológicos basados ​​en períodos de tiempo a pequeña escala , similares a la dendrocronología . El alcance de la cronología varven se extiende a lo largo de un período de tiempo de varios cientos a alrededor de 30.000 años y en casos individuales se extiende más allá de este.

• Los núcleos de hielo se encuentran entre los archivos climáticos más precisosy, por lo tanto, se analizan y evalúan de manera muy metódica. Además de los glaciares de montaña, cuyos núcleos de perforación se pueden utilizar para reconstruir los procesos climáticos regionales exactos de los últimos milenios en condiciones favorables, lascapas de hielo de Groenlandia y la Antártida son adecuadas para análisis climáticos detallados durante períodos de tiempo más largos. Mientras que el hielo más antiguo de Groenlandia examinado hasta ahora cubre alrededor de 123.000 años y, por lo tanto, incluye el período cálido del Eem ,se recuperó un núcleo antártico con una edad total de más de 800.000 años comoparte del proyecto EPICA . Las burbujas de aire "fósiles" dentro de un núcleo de hielo son archivos climáticos confiables para la composición de la atmósfera durante la Edad de Hielo Cuaternaria y especialmente para lasconcentraciones de dióxido de carbono y metano que fluctuaron fuertemente dentro de un ciclo de edad de hielo con sus fases fría y cálida. Los núcleos de hielo también proporcionan datos sobre la actividad solar, la temperatura del aire, los procesos de evaporación y condensación y las anomalías en el campo magnético terrestre. Las partículas de polvo atrapadas en el hielo son indicadores de la circulación atmosférica y del vientoy también almacenan los rastros de posibles erupciones volcánicas e impactos de meteoritos.

• Sedimentos oceánicos . Lascapas de depósitos que se han formadoen las plataformas continentales o en las profundidades marinas durante millones de añosse dividen en sedimentos biogénicos (organismos muertos), litogénicos (rocas) e hidrógeno (compuestos químicos solubles) con respecto a su origen. Las muestras de núcleos de perforación de sedimentos biogénicos permiten sacar conclusiones sobre la distribución geográfica de ciertos seres vivos en diferentes épocas geológicas, los sedimentos litogénicos son un archivo de cambios en el estado de las corrientes oceánicas , mientras que los sedimentos de hidrógeno a menudo contienen indicios de fluctuaciones climáticas pasadas. Al evaluar los sedimentos ferrosos y las capas de magma de la corteza oceánica ,también se pudieron detectaruna serie de inversiones polares . Estudios de este tipo son objeto de investigación en paleomagnetismo . La edad de todos los sedimentos marinos estálimitadapor el proceso de subducción delas placas tectónicas . Dado que los fondos oceánicos se "hunden" constantemente en las profundidades del manto terrestre y, por otro lado, se forman constantemente de nuevoen las zonas de expansión , la edad promedio de toda la corteza oceánica es de alrededor de 80 millones de años. Las regiones individuales alcanzan una edad de alrededor de 200 millones de años (solo en el Mediterráneo oriental hay una gran excepción, capas sedimentarias de 340 millones de años del período Carbonífero ). Debido a esta barrera natural del tiempo, los cráteres de impacto de los grandes impactos de asteroides o cometas en los mares Precámbrico o Paleozoico ya no son detectables. La datación exacta de las muestras de testigos de perforación oceánica suele fluctuar mucho y depende de su edad y de la velocidad de los respectivos procesos de sedimentación. Los depósitos del Holoceno permiten, en condiciones favorables, una resolución temporal de varias décadas, por lo que estratificaciones muy recientes sonbastante inadecuadas para análisis fiablesdebido a influencias como la bioturbación .
• Las piedras de goteo como las estalagmitas y estalactitas (no siempre llamadas correctamente espeleotemas ) ocurren en todo el mundo y casi inevitablemente se encuentran en las cuevas de las áreas kársticas y calizas. Las estalactitas surgen de aguas superficiales enriquecidas con dióxido de carbono (por ejemplo, lluvia o agua de deshielo), que a su paso a través de grietas y material poroso absorbe ácidos orgánicos que, en combinación con el dióxido de carbono,disuelven el carbonato cálcico contenido en la roca. Mientras las condiciones ambientales de la cueva respectiva permanezcan constantes, se forman capas delgadas de piedra caliza a través de las gotas de agua que se filtran, que con el tiempo"crecen"en estalagmitas (del piso de la cueva) o en estalactitas (del techo de la cueva). La proporción de isótopos de oxígeno en la piedra caliza de estalactita, el grosor de las capas de crecimiento y las proporciones de varios oligoelementos se suman a un calendario climático confiable que tiene una precisión de décadas y tambiénregistracambios abruptos y breves como los eventos de Dansgaard-Oeschger de la última Edad de Hielo. Las piedras de goteo pueden, dependiendo de la duración del agua y, por lo tanto, del suministro de carbonato de calcio, crecer durante mucho tiempo y, a veces, alcanzar una edad de varios cientos de miles de años.

Método de análisis de isótopos y detección biogeoquímica

Métodos de citas

• Los cristales de circón se utilizan a menudo para lograr la edad absoluta más precisa posible . Debido a su resistencia al calor y su estructura reticular, que se ha mantenido estable como resultado, estos son adecuados para analizar los nucleidos radiactivos encerrados en ellos (tales como ²³⁵ U, ²³⁸ U o ²³² Th). Este método de datación tiene tolerancias de error muy bajas y cubre todo el período de la historia de la tierra. Por ejemplo, los circones pueden probar la existencia de procesos tempranos de tectónica de placas (y por lo tanto el momento de formación de los primeros océanos), así como la edad exacta de los cráteres de impacto .
• La datación ⁴⁰ Ar / ³⁹ Ar es un método modificado y más preciso de la datación convencional por potasio-argón y se ha utilizado ampliamente en las geociencias durante algún tiempo para determinar la edad de minerales y rocas. Su alcance se extiende desde unos pocos milenios hasta bien entrado el Precámbrico.
• La cripto datación con el isótopo ⁸¹ Kr junto con el isótopo estable ⁸³ Kr se utiliza en la práctica solo desde 2011 en adelante. El gran avance llegó con una nueva tecnología de detección basada en Atom Trap Trace Analysis . Con una vida media de 230.000 años, ⁸¹ Kr es particularmente adecuado para examinar glaciares y capas de hielo antiguas, como las que se encuentran en la Antártida, y proporciona resultados considerablemente más precisos que los métodos anteriores.
• El método de radiocarbono , también conocido como datación por ¹⁴ C , es un método para determinar la edad de sustancias orgánicas. A partir de las fluctuaciones naturales del isótopo de carbono radiactivo ¹⁴ C y del isótopo estable ¹² C, se pueden calcular los ciclos de actividad solar, los cambios en el campo dipolar geomagnético y el intercambio entre los sumideros de carbono y la atmósfera. Rango de aplicación: 300 a aproximadamente 57.000 años. Debido a su límite de tiempo, la datación con ¹⁴ C solo juega un papel subordinado en la paleoclimatología , pero se usa ampliamente en climatología histórica y arqueología . Según un estudio actual, el rápido aumento de las emisiones antropogénicas de CO ₂ conduce a una reducción significativa del contenido de ¹⁴ C en la atmósfera. Este efecto, con alta probabilidad, hará que la datación por radiocarbono en el futuro sea considerablemente más difícil o la falsifique significativamente.

Métodos para reconstruir el clima y el medio ambiente

• δ ¹³ C (Delta-C-13) es la medida de la relación de los isótopos de carbono estable ¹³ C / ¹² C entre una muestra y un estándar definido. El cambio en la relación δ ¹³ C descubierto de esta manera en formaciones rocosas que tienen 3.500 millones de años es un fuerte indicador de la existencia de formas de vida tempranas. La firma δ ¹³ C también permite determinar la concentración de dióxido de carbono atmosférico en diferentes edades geológicas. La liberación de grandes cantidades de hidrato de metano, como durante la temperatura máxima del Paleoceno / Eoceno , también tiene un impacto significativo en la firma global de δ ¹³ C.

• δ ¹⁸ O (Delta-O-18) describe la relación de los isótopos de oxígeno estables ¹⁸ O / ¹⁶ O. Este método de medición versátil es adecuado para la reconstrucción de temperaturas de precipitación y también sirve como indicador de procesos de fraccionamiento de isótopos como la metanogénesis . En paleoclimatología, los datos de ¹⁸ O / ¹⁶ O se utilizan como un indicador de temperatura para corales fósiles y foraminíferos, así como núcleos de hielo , piedras de goteo y sedimentos de agua dulce. Alcance temporal: Cenozoico a Paleozoico, en parte más allá (al menos 600 millones de años).
• δ ¹⁵ N (Delta-N-15) es la medida de la proporción de isótopos estables de nitrógeno ¹⁵ N a ¹⁴ N. Esta metodología examina varias formas del ciclo del nitrógeno , por ejemplo, la velocidad a la que un ecosistema absorbe el nitrógeno y está implementado.
• TEX86 (índice de tetraéter de 86 átomos de carbono) describe un método biogeoquímico para determinar la temperatura de la superficie del mar de climas anteriores. Para ello se analiza la membrana celular de determinados protozoos marinos . Alcance temporal: Jurásico, Cretácico y Cenozoico completo (aprox. Los últimos 200 millones de años).

Además de los métodos mencionados anteriormente, hay una gran cantidad de otros métodos de análisis, como el análisis de isótopos de estroncio . El isótopo de berilio radiactivo ¹⁰ Be, que solo está presente en trazas en la tierra, se correlaciona con la radiación cósmica y con altas concentraciones de aerosoles. ^Los isótopos de Be en los núcleos de hielo también se analizan con respecto a la relación entre la actividad solar y el desarrollo de la temperatura. Además, se utilizan varios isótopos de hierro, cromo y gases nobles para investigaciones geológicas y paleoclimatológicas. Un método más reciente, presentado en 2014, es el uso especial del isótopo de argón ³⁹ Ar para el análisis de hielo glacial y aguas profundas oceánicas utilizando Atom Trap Trace Analysis (ATTA) . Este método se basa en una "trampa de átomos " magnetoóptica (MOT) que utiliza la física láser para el análisis de trazas de isótopos de gases nobles raros, mediante el cual cada átomo del material de muestra se detecta individualmente.

Factores climáticos efectivos a largo plazo en el contexto de la historia geológica

El sol

De todos los factores que han moldeado el clima de la tierra desde el principio y continúan determinándolo hoy, la influencia del sol juega el papel más importante. La energía solar generada e irradiada en un proceso de fusión termonuclear es el requisito básico para el origen y desarrollo de la vida en la tierra. La intensidad de radiación promediada durante muchos años en forma de constante solar es 1361 W / m² (según lo determinado por la Unión Astronómica Internacional en 2015 ). Debido a la órbita ligeramente excéntrica de la Tierra , la intensidad de la radiación solar incidente fuera de la atmósfera varía entre 1325 W / m² y 1420 W / m² en el transcurso de un año. El término constante solar es algo engañoso, ya que está sujeto a fluctuaciones cíclicas, aunque dentro de límites estrechos (alrededor del 0,1 por ciento tanto en el rango visible como en la radiación total). Estas fluctuaciones están relacionadas causalmente con los períodos máximo y mínimo de las manchas solares y, por tanto, con los diferentes ciclos de actividad del sol.

El desarrollo del sol como la estrella de secuencia principal en el diagrama de Hertzsprung-Russell es de primordial importancia en toda la escala temporal de la historia de la Tierra . Después de un período relativamente corto como protoestrella comenzó hace 4.600 millones de años con la energía liberada por el proceso exotérmico de fusión nuclear , en el que el suministro intercalado en el núcleo solar de hidrógeno a través de la reacción protón-protón se convierte gradualmente en helio . Esta etapa dura alrededor de 11 mil millones de años, tiempo durante el cual la luminosidad y el radio del sol aumentarán constantemente o ya han aumentado significativamente. Esto significa que el sol al comienzo de su existencia (y al mismo tiempo al comienzo de la historia de la tierra) emitió solo el 70 por ciento de la radiación térmica actual y que esta radiación aumentó en un promedio del 1 por ciento cada 150 millones de años hasta al valor actual.

La atmósfera

Incluso cuando se formó, era probable que la tierra tuviera una atmósfera primordial , cuyos componentes principales eran el hidrógeno y el helio y que también contenía trazas de metano , amoníaco y algunos gases nobles . Esta mezcla de gases solo existió durante un tiempo relativamente corto, debido a los efectos térmicos de varias catástrofes de impacto y la influencia del viento solar y el campo magnético solar , en particular, los elementos ligeros se evaporaron rápidamente en el espacio interplanetario.

La primera atmósfera de la Tierra se creó hace más de cuatro mil millones de años y fue esencialmente el resultado de un vulcanismo extremadamente fuerte con la correspondiente liberación de gases intensa de dióxido de carbono , nitrógeno y dióxido de azufre . Dado que la precipitación se evaporó inmediatamente en la superficie calentada de la tierra, el vapor de agua dominó la atmósfera muy densa y caliente con una participación de alrededor del 80 por ciento. A esto le siguieron dióxido de carbono y sulfuro de hidrógeno en proporciones de alrededor del 10 y 6 por ciento, respectivamente.

Es de suponer que ya había grandes cantidades de agua líquida en la tierra joven en una etapa temprana, de modo que hacia el final del Hadeano , hace unos 4 mil millones de años, se formaron las primeras cuencas oceánicas. Existen varias teorías sobre el origen del agua terrestre, por lo que además de un origen puramente terrestre, también se están discutiendo cada vez más fuentes extraterrestres como discos protoplanetarios , cometas o meteoritos . Con la aparición y propagación de la vida en el curso de la Eoárquica hace 4 a 3.600 millones de años, los organismos unicelulares como las arqueas tuvieron por primera vez una influencia directa en la atmósfera al aumentar gradualmente el contenido de metano con sus productos metabólicos. Al mismo tiempo, se extrajo dióxido de carbono de la atmósfera y se disolvió en grandes cantidades en agua de mar. Dado que el dióxido de carbono hizo una contribución significativa a la acumulación de biomasa, el pH de los océanos aumentó gradualmente en un proceso de múltiples etapas , lo que resultó en la precipitación y la deposición extensa de carbonatos . El nitrógeno inerte ( inerte ) no participó en estos procesos bioquímicos, por lo que su concentración aumentó de manera constante con el tiempo hasta que se convirtió en su componente principal hace 3.400 millones de años, cuando finalizó el desarrollo de la segunda atmósfera .

La formación de la tercera atmósfera estuvo íntimamente ligada a la aparición de oxígeno libre . Es muy probable que las cianobacterias que utilizaban la fotosíntesis fototrófica de oxígeno ya existieran hace más de 3.000 millones de años . El oxígeno liberado en el proceso no llegó inicialmente a la atmósfera, sino que se consumió en la oxidación de varios compuestos de hierro y sulfuros disueltos en el agua . Solo después del final de este proceso de oxidación de larga duración, el exceso disponible podría penetrar en la atmósfera como oxígeno libre. Allí provocó un colapso en la concentración de metano hace 2.400 millones de años debido a su efecto oxidativo. Este punto de inflexión, conocido como la Gran Catástrofe del Oxígeno , condujo a la extinción masiva de casi todas las formas de vida anaeróbicas y luego a un grave cambio climático. Es muy probable que la glaciación paleoproterozoica de 300 millones de años (también conocida como la Edad de Hielo Hurónica ) fuera la consecuencia directa de la escasez de metano y un aumento de oxígeno.

Hacia el final del Precámbrico , posiblemente un poco más tarde, el oxígeno se difundió en la estratosfera en cantidades significativas y se formó una capa de ozono sobre la base del ciclo ozono-oxígeno . A partir de entonces, esto protegió la superficie terrestre de la radiación ultravioleta del sol y permitió así la posterior colonización de los continentes por la flora y la fauna. Poco después del comienzo del mundo antiguo , el contenido de oxígeno atmosférico aumentó rápidamente. Al comienzo del Carbonífero, hace unos 350 millones de años, alcanzó por primera vez el valor actual del 21 por ciento y aumentó al 35 por ciento hacia el final del período. En el curso posterior de la historia climática y de la tierra, la atmósfera estuvo sujeta repetidamente a fuertes cambios, dependiendo de las influencias biológicas y geofísicas. Las concentraciones de oxígeno, dióxido de carbono y metano fluctuaron considerablemente en algunos casos y jugaron un papel decisivo, directa o indirectamente, en varios eventos de cambio climático.

Gases de invernadero

Aunque hay una serie de gases de efecto invernadero relevantes para el clima , como el óxido nitroso (gas de la risa), el hexafluoruro de azufre o el sulfuro de carbonilo , casi exclusivamente el dióxido de carbono (CO ₂ ) y el metano (CH ₄ ) son de importancia con respecto al desarrollo climático en geología. períodos . A diferencia del nitrógeno, el oxígeno y todos los gases nobles, los gases de efecto invernadero son radiaciones infrarrojas activas gracias a su estructura molecular , lo que significa que pueden absorber energía térmica en longitudes de onda de 4,26  µm y 14,99 µm y reemitirla hacia el suelo . Debido a este efecto invernadero , la temperatura promedio cerca de la superficie en el modelo matemático-físico aumenta alrededor de 33 ° C a +15 ° C. Sin el efecto invernadero, la atmósfera inferior solo tendría una media global de -18 ° C y conduciría a un congelamiento completo del planeta (por lo que el nivel de temperatura probablemente bajaría aún más debido a varias interacciones).

El gas de efecto invernadero más importante y, en términos de su efecto general, el más fuerte es el vapor de agua , cuya participación en el efecto invernadero natural fluctúa entre el 36 y el 70 por ciento. Dado que el contenido de vapor de agua atmosférico depende en gran medida de la temperatura del aire, su concentración disminuye a temperaturas medias más bajas y aumenta durante una fase de calentamiento ( retroalimentación del vapor de agua ).

La concentración atmosférica de dióxido de carbono generalmente se expresa en ppm (= partes por millón), la de metano en ppb (= partes por mil millones). Debido a la influencia humana , el contenido de dióxido de carbono ha aumentado a más de 400 ppm (anteriormente 280 ppm) y el de metano a 1800 ppb (anteriormente 800 ppb) desde el comienzo de la era industrial . Estas son las concentraciones más altas durante al menos 800.000 años, pero ha habido épocas con proporciones considerablemente mayores, como en el Paleozoico hace unos 500 millones de años, cuando la concentración de CO ₂ estuvo a veces en el rango de 5000 a 6000 ppm. Sin embargo, las comparaciones y conclusiones con el presente son problemáticas, ya que las condiciones en ese momento (incluida la producción de radiación reducida del sol y la ausencia total de plantas terrestres) no se pueden transferir al Holoceno de ninguna manera .

El dióxido de carbono y / o el metano no siempre han sido los principales impulsores del cambio climático. A veces actuaron en la historia de la tierra como "vínculos de retroalimentación" que fortalecieron, aceleraron o debilitaron los desarrollos. En este contexto, además de los parámetros de la órbita terrestre , también deben tenerse en cuenta los procesos de retroalimentación como la retroalimentación del albedo del hielo , la cubierta vegetal y la variabilidad del contenido de vapor de agua en la atmósfera.

Sobre todo, el dióxido de carbono, en forma de " termostato de CO ₂ ", contribuyó de manera significativa al hecho de que el corredor de temperatura de la Tierra se mantuvo relativamente constante durante miles de millones de años, por lo que el agua líquida y la vida asociada podrían existir en estas condiciones. . Sin embargo, situaciones límite como los eventos de bola de nieve-tierra en el Neoproterozoico o el súper invernadero en la frontera Pérmico-Triásico resultaron en serios cambios ambientales.

Vulcanismo

Si bien el metano se produce a través de varios procesos bióticos , químicos y geológicos, el CO ₂ atmosférico proviene originalmente de la desgasificación de las actividades volcánicas y tectónicas de placas. A cambio, el dióxido de carbono se almacena continuamente en la corteza terrestre a través de la meteorización y la sedimentación y, de esta manera, se extrae de la atmósfera o del océano. Esto crea varios ciclos interconectados de diferente duración, en los que intervienen lito , hidro , bio y atmósfera. En la litosfera , la capa de roca exterior de la tierra, se almacena más del 99 por ciento del suministro global de carbono de aproximadamente 75 millones de gigatoneladas .

Los volcanes de la tierra emiten actualmente un volumen "moderado" de CO ₂ de 180 a 440 megatones por año. Las emisiones antropogénicas de CO ₂ son varios órdenes de magnitud más altas y han alcanzado alrededor de 36 gigatoneladas en los últimos años.

Una fase corta de vulcanismo intenso o erupciones individuales con la fuerza VEI-7 (como la de Tambora en 1815) provocan un enfriamiento global durante varios años, que se basa principalmente en la atenuación de la luz solar por cenizas y partículas de aerosol . Sin embargo, en escalas de tiempo geológico, los volcanes han sido un factor importante en el ciclo del carbono inorgánico a largo plazo desde el comienzo de la historia de la Tierra . Hubo momentos, como durante los eventos de la Tierra Bola de Nieve en el Neoproterozoico o el Cámbrico , cuando los ciclos del carbono se detuvieron casi por completo o fueron al menos significativamente perturbados y solo fueron reactivados por la afluencia volcánica permanente de CO ₂ a la atmósfera. Por otro lado, los procesos de erupción prolongados pueden desestabilizar considerablemente la biosfera terrestre. A continuación se presentan algunas crisis climáticas y biológicas trascendentales de los últimos 540 millones de años, en las que los eventos volcánicos jugaron un papel importante.

• Provincia volcánica de Kalkarindji (Australia Occidental), hace aproximadamente 510 millones de años ( Cámbrico , transición de la 4ª a la 5ª etapa). El evento Kalkarindji, provocado por una serie de erupciones a gran escala, probablemente esté directamente relacionado con la primera gran extinción masiva de organismos multicelulares debido a severos cambios climáticos y ambientales. Los basaltos de inundación liberados en ese momento todavía cubren un área de 2 millones de km². Debido al fuerte aumento de las zonas anóxicas en los océanos, se estima que la mitad de toda la vida marina fue víctima del desastre.
• Siberian Trapp (tierras bajas de Siberia occidental y septentrional, región montañosa de Siberia central), hace aproximadamente 250 millones de años ( frontera Perm-Triásico ). El Trapp siberiano se extendió originalmente sobre un área de probablemente 7 millones de km² y estuvo activo durante al menos 600.000 años. Hay muchos indicios de que la desgasificación volcánica, que además del dióxido de carbono también liberó grandes cantidades de dióxido de azufre y óxidos de nitrógeno , contribuyó significativamente a la extinción masiva más grande conocida en la historia de la tierra en la transición del Pérmico al Triásico .
• Dekkan-Trapp (región de Dekkan, India occidental), hace aproximadamente 66 millones de años ( Cretácico superior / Maastrichtiano ). Es probable que la extensión original de la trampa haya sido de 1,5 millones de km². Hay varias declaraciones sobre la duración de su formación, que van desde 500.000 hasta varios millones de años. Según la opinión científica predominante, el Dekkan-Trapp probablemente está fuera de discusióncomo la causa principal de la extinción masiva en la frontera Cretácico-Paleógeno , pero a menudo se asume que causó el ecosistema terrestreen un grado aún desconocidoantes del impacto. del meteorito Chicxulub se vio afectado.

En términos de su poder explosivo y la cantidad de lava , cenizas y aerosoles que emiten, los supervolcanes se encuentranentre los eventos más devastadores de la historia geológica reciente. En el índice de explosión volcánica , se clasifican en la categoría más alta con el valor VEI-8. A diferencia de la mayoría de los otros volcanes, los supervolcanesno dejan conos volcánicostras una erupción, debido al tamaño de su cámara de magma , sino enormes calderas . La última erupción de un súper volcán ocurrió en la isla principal del norte de Nueva Zelanda hace unos 26.500 años en el área de lo que ahora es el lago Taupo . Otra erupción ocurrió en Sumatracon la explosión de Toba hace 74.000 años. Según la controvertida teoría de la catástrofe de Toba , la humanidad en ese momento estaba al borde de la extinción y tuvo quepasar porun " cuello de botella genético ". Hay varios supervolcanes potenciales que podrían golpear al VEI-8 si vuelven a entrar en erupción. El más famoso de ellos se encuentra debajo del Parque Nacional Yellowstone en el estado estadounidense de Wyoming . Este punto caliente ha estado activo durante al menos 17 millones de años, y sus erupciones más recientes ocurren en promedio cada 650.000 años. La cámara de magma del supervolcán de Yellowstone tiene un volumen de al menos 15.000 km³.

Dado que todas las erupciones de supervolcanes tuvieron lugar en tiempos prehistóricos, las consecuencias solo pueden documentarse en forma esquemática. Es probable que se produzcan terremotos violentos y, según la ubicación geográfica del volcán, que se desarrollen tsunamis . Mediante la expulsión de material piroclástico , todas las vidas fueron destruidas en un radio de al menos 100 km en muy poco tiempo. El área cubierta de ceniza volcánica era, sin embargo, mucho mayor y debió cubrir millones de kilómetros cuadrados. Eventos de esta magnitud han cambiado el clima global durante décadas o más y han provocado un invierno volcánico debido a los aerosoles y las partículas de polvo dispersas en la atmósfera . Es muy probable que esto haya dado lugar a extinciones masivas locales con una fuerte disminución de la biodiversidad .

Posición y disposición de los continentes

Geográficamente, hay siete continentes en la tierra (América del Norte y América del Sur se cuentan por separado). La separación de las placas continentales durante períodos geológicos y su disposición ampliamente distribuida son el resultado de un desarrollo que comenzó hace más de 150 millones de años. Durante la Era Paleozoica y en partes de la Era Mesozoica , sin embargo, los grandes y supercontinentes dieron forma a la imagen topográfica de la tierra. Como resultado de esta fusión, surgieron corrientes de aire y mar que se desviaron significativamente de los sistemas meteorológicos y las zonas climáticas actuales.

Una masa de tierra que combina casi todas las placas continentales o cratones se llama supercontinente . Se conocen varios supercontinentes desde el Precámbrico , algunos de los cuales son solo hipotéticos debido a la evidencia estratigráfica insuficiente. Sin embargo, se considera probable que la formación y desintegración de supercontinentes estén incrustadas en ciclos de placas tectónicas de varios cientos de millones de años cada uno. El supercontinente geológicamente más joven, Pangea, existió desde el Paleozoico tardío hasta el Mesozoico (hace 310 a 150 millones de años), aunque los primeros signos de descomposición aparecieron ya en el Triásico tardío . En el apogeo de su expansión, Pangea se extendió desde la región polar norte hasta la Antártida y tenía un área de 138 millones de km², incluidos todos los mares de la plataforma , de los cuales 73 millones de km² estaban en el hemisferio sur con el antiguo continente principal Gondwana .

Las características de los continentes grandes y supercontinentes son un clima continental pronunciado con una amplitud de temperatura anual de hasta 50 ° C, grandes áreas áridas y desérticas en el interior, así como una baja biodiversidad en el área de fauna . En el caso de Pangea , se desarrolló una influencia monzónica muy fuerte estacional (“megamonzones”) paralela al ecuador entre los 30 ° de latitud norte y 30 ° sur , de cuyas precipitaciones se beneficiaron en particular las regiones costeras.

Además, puede ser una condición básica para la aparición de una formación de hielo de amplio alcance, es decir, la cobertura de al menos una región polar a través de grandes áreas de tierra, utilizando la posición geográfica de Gondwana o Pangea , demostrar claramente que algunas regiones de estos continentes se habían terminado. un período de hace al menos 80 millones de años en la Antártida o en sus inmediaciones, en el Mississippium hace 359 a 318 millones de años, el África meridional actual y grandes áreas de América del Sur. En la segunda fase de glaciación (en Pensilvania hace 318 a 299 millones de años), las zonas centrales de las capas de hielo se desplazaron en el curso de la rotación gradual de Pangea a los cratones de India y Australia, antes de la del sur durante el glaciar Dwyka ( hasta hace 280 millones de años) África ( Namibia ) volvió a convertirse en el centro de la glaciación. La Edad de Hielo de Permocarbone fue la segunda edad de hielo más larga en la historia de la tierra. Compuso una gran parte del Carbonífero y terminó en el curso del Pérmico hace unos 265 a 260 millones de años.

Una colisión de escudos continentales siempre provocó un despliegue de las rocas de la corteza y la formación de cadenas montañosas (montañas de colisión). El vulcanismo a largo plazo en los límites de las placas se produjo con regularidad, con el correspondiente impacto en el clima global. Tan pronto como las condiciones se estabilizaron y el vulcanismo disminuyó, los procesos de meteorización y erosión se convirtieron en el factor climático dominante. Retiraron grandes cantidades de dióxido de carbono de la atmósfera y de esta manera contribuyeron al enfriamiento global. Este proceso se intensificó por el hecho de que los pastizales inhibidores de la erosión son un desarrollo relativamente tardío y solo aparecieron en todo el mundo en el Cenozoico . Después de una fase más o menos larga de calma tectónica, los escudos continentales volvieron a romperse en sus "costuras" bajo violentas erupciones volcánicas, por lo que se pudieron establecer nuevas zonas climáticas y corrientes oceánicas.

Un ejemplo de esto es el estrecho de Drake , que ahora tiene 480 millas náuticas de ancho y conecta el Atlántico con el Océano Pacífico . Hasta hace 40 millones de años había un puente terrestre entre la Antártida y América del Sur , antes de que el estrecho de Drake comenzara a abrirse y profundizarse gradualmente. Esto creó en el Océano Austral la corriente oceánica más fuerte de la tierra, la Corriente Circumpolar Antártica , la Antártida dio vueltas a partir de ahora en el sentido de las agujas del reloj, el continente de la sección de suministro de agua de mar más cálida y la base para la formación de la capa de hielo antártica. creado. Por lo tanto, la Antártida no solo estaba aislada geográficamente, sino también térmicamente. La primera glaciación significativa del Oligoceno , hace más de 30 millones de años, fue sinónimo del comienzo de la Edad de Hielo Cenozoica , y en el curso del Plioceno la capa de hielo alcanzó la extensión actual de unos 14 millones de km² por primera vez.

Parámetros de órbita

La suposición de que las fluctuaciones a largo plazo en el clima global podrían basarse en cambios cíclicos en el eje y la órbita de la Tierra se discutió en varias ocasiones ya en la segunda mitad del siglo XIX. El geofísico y matemático Milutin Milanković (1879-1958) logró proporcionar una presentación en profundidad sobre la base de cálculos complejos . Su trabajo proporcionó por primera vez un modelo explicativo de eventos graves de cambio climático, como los ocurridos por última vez durante la Edad de Hielo Cuaternaria y que aparentemente están estrechamente relacionados con la variabilidad de los parámetros de la órbita terrestre . El modelo explicativo de Milanković, elaborado a lo largo de muchos años y cuyo resumen se publicó en 1941, tiene en cuenta las fluctuaciones periódicas de la órbita elíptica de la tierra ( excentricidad ), la inclinación del eje terrestre y la rotación del cuerpo terrestre alrededor de su eje de rotación ( precesión ). La precesión es causada esencialmente por interacciones gravitacionales entre el sol, la tierra y la luna; los planetas Júpiter , Saturno y Venus también están involucrados en los diferentes grados de excentricidad de la órbita terrestre . Los ciclos que llevan el nombre de Milanković tienen una cosa en común: cada uno de sus cambios influye automáticamente en la distribución y, en algunos casos, en la intensidad de la radiación solar en la tierra. Dado que, según el estado actual del conocimiento (a partir de 2021), los ciclos de Milanković son demasiado débiles para ser considerados como el impulso principal de toda la historia climática, parecen funcionar principalmente como "impulsos" en el sistema climático. Por lo tanto, al modelar los procesos climáticos, se deben utilizar factores adicionales y efectos de retroalimentación.

La siguiente tabla resume los datos clave más importantes de los ciclos de Milanković.

Parámetros de órbita	Duración del ciclo	Rango de fluctuación	Estado actual
Precesión del eje de rotación de la tierra.	aprox. 025.800 años	360 ° (círculo completo) dentro de un ciclo completo	Desarrollo para la formación más concisa de las estaciones en el hemisferio norte con inviernos más largos
Ángulo de inclinación del eje de la tierra a la eclíptica	aprox. 041.000 años	entre 22,1 ° y 24,5 °	23,43 ° (con tendencia al mínimo)
Excentricidad de la órbita terrestre.	aprox. 100.000 o 405.000 años 1)	de 0,0006 (casi circular) a 0,058 (ligeramente elíptica)	0.016 (con tendencia a la órbita circular)

Los ciclos de Milanković pueden demostrarse como un factor climático significativo durante varios cientos de millones de años, incluso en los climas predominantemente tropicales del período Cretácico . Sobre todo, el ciclo de 405.000 años que controla la excentricidad formó un "reloj" cósmico estable sobre grandes partes del Fanerozoico y se remonta al Triásico Superior hace unos 215 millones de años y se clasifica cronológicamente. Según los hallazgos publicados en 2019, los cambios periódicos en la excentricidad también podrían influir en el ciclo del carbono dentro de las diversas esferas terrestres . Los ciclos desarrollaron un efecto duradero, especialmente durante los diferentes períodos glaciares, por lo que su influencia en el curso de la Edad de Hielo Cuaternaria se puede modelar bien debido a su proximidad temporal. Esto llevó a la ciencia a considerar si una alta proporción atmosférica de dióxido de carbono, como se registra casi continuamente en la historia de la Tierra, podría amortiguar el potencial de cambio en los parámetros de la órbita por encima de un cierto valor umbral y amortiguarlo en consecuencia.

Durante décadas, los expertos apenas se dieron cuenta de los ciclos de Milankovic , que se consideraron especulativos . Sin embargo, desde la década de 1980, la teoría se ha convertido en una parte integral de la paleoclimatología y la investigación del Cuaternario en una forma modificada y ampliada (incluido el plano orbital de la tierra, que Milutin Milanković no tuvo en cuenta ) y se utiliza ampliamente para la reconstrucción del hielo Ciclos de edad.

Influencias extraterrestres hipotéticas

Supernovas y estallidos de rayos gamma

Ya en 1954, el paleontólogo alemán Otto Heinrich Schindewolf sospechaba que las catástrofes cósmicas podrían ser responsables de cambios rápidos en el clima y la fauna en la historia de la tierra, por lo que los cambios ambientales drásticos deberían examinarse bajo el aspecto de la exposición a la radiación de los brotes de supernovas . La radiación de alta energía de una supernova cercana a la Tierra probablemente tendría consecuencias considerables para la atmósfera terrestre, por ejemplo, a través de la conversión de nitrógeno en óxidos de nitrógeno y la destrucción resultante de la capa de ozono. En particular, la extinción masiva del Ordovícico ( Ordovícico tardío hace 440 millones de años) se asocia ocasionalmente con una causa extraterrestre. Una firma de supernova en forma de isótopo de hierro ⁶⁰ Fe es una indicación de tal evento . Este isótopo, que no puede formarse en condiciones terrestres y que tiene una vida media de 2,62 millones de años (según una nueva definición de 2009), se encontró en sedimentos oceánicos del Cuaternario temprano ( etapa Gelasium ) hace 2,2 millones de años y se detectó en el Pleistoceno inferior (Calabria) hace 1,5 millones de años. Según los análisis astrofísicos, las anomalías de ⁶⁰ Fe se originan en erupciones de supernovas a unos 300 años luz de distancia. Aún no se ha aclarado adecuadamente si la fauna terrestre se vio afectada por radiaciones fuertes en ese momento y en qué medida.

Desde la primera evidencia segura de un estallido de rayos gamma ( estallido de rayos gamma , abreviado GRB ) en 1973, los escenarios de estallido de rayos gamma se discuten como desencadenantes de crisis ambientales anteriores. El origen y el origen de la mayoría de las explosiones de rayos gamma aún no se han aclarado por completo. A menudo solo duran unos segundos, pero durante este período liberan más energía de la que tiene el sol durante toda su existencia hasta la fecha. Por lo tanto, al menos en teoría, existe la posibilidad de que fuentes de rayos gamma aún más distantes tengan el potencial de causar daños duraderos a la biosfera terrestre .

Rayos cósmicos

Bajo los rayos cósmicos (o rayos cósmicos ) se refiere al flujo de partículas normalmente relativamente uniforme de varias regiones del universo, que chocan con las moléculas de gas de la atmósfera exterior, lo que resulta en una lluvia de partículas secundarias formadas. En los últimos tiempos se han realizado varios intentos para probar la influencia de los rayos cósmicos sobre el clima en períodos geológicos. Aunque tal conexión no se puede descartar en principio, los expertos no aceptaron la idea debido a la falta de una base de datos confiable. Por lo tanto, el supuesto efecto a largo plazo de los rayos cósmicos en el clima terrestre sigue siendo una hipótesis débilmente confirmada por el momento. En el experimento CLOUD en el centro de investigación nuclear del CERN , la influencia de los iones en la nucleación de aerosoles se ha investigado bajo el aspecto de relevancia climática desde 2009 .

Otros factores que afectan al clima

Además de los puntos descritos anteriormente, hay una serie de otros mecanismos que, dependiendo de las condiciones climáticas predominantes, se pronunciaron de manera diferente en diferentes momentos. Algunos de estos mecanismos están integrados en un ciclo a largo plazo, como las diversas formas de procesos de meteorización que han sido un factor de influencia importante a lo largo de la historia de la tierra. Otros factores, sin embargo, solo entraron en juego raras veces en el transcurso de varios cientos de millones de años, pero fueron capaces de remodelar permanentemente la biosfera terrestre en períodos de tiempo geológicamente cortos . Muchos componentes de aire acondicionado cumplen la función de "tornillos de ajuste" en un sistema complejo que reacciona a cada cambio parcial con un cambio en la estructura general. Por esta razón, los eventos climáticos monocausales están prácticamente excluidos, ya que incluso un aumento de la temperatura global causado principalmente por gases de efecto invernadero (como es el caso actual del calentamiento global ) está vinculado a un gran número de interacciones. De los factores que se enumeran a continuación, el efecto del debilitamiento de la retroalimentación del albedo del hielo es actualmente de particular importancia, especialmente con respecto a la amplificación polar .

• Los aerosoles son partículas en suspensión líquidas o sólidas conectadas a un gas portador (polvo mineral, ceniza volcánica, productos de combustión naturales e industriales). En forma departículas higroscópicas , los aerosoles como núcleos de condensación puedeninfluir enla formación de nubes . Además, dependiendo de la concentración, la composición química y la distribución atmosférica, contribuyen brevemente a un enfriamiento o, más raramente, a un calentamiento del clima (retroalimentación de aerosoles) .
• Albedo es la medida de la reflectividad de superficies que no son luminosas en sí mismas. En el sistema terrestre, el albedo es un factor importante en el balance de radiación . Por ejemplo, las superficies de hielo y nieve tienen un albedo en el rango de 0,85 (que corresponde a una reflexión del 85 por ciento), mientras que lassuperficiesmarinas librestienenun albedo de aproximadamente 0,2 y, en consecuencia, absorben más energía térmica de la que reflejan. El albedo total de la tierra depende fundamentalmente de la extensión de los océanos, las capas de hielo, los desiertos y las zonas de vegetación y, por tanto, puede cambiar a medio o largo plazo junto con el balance de radiación .
• Los factores climáticos bióticos incluyen la distribución masiva o la reducción extensa de organismos que causan efectos relevantes para el clima a través de la fijación o producción de gases de efecto invernadero. En la historia de la tierra estos fueron, por ejemplo, corales , diversos productores de metano , fitoplancton , foraminíferos o plantas como el helecho flotante Azolla .
• La meteorización por carbonatos y silicatos es un factor importante que actúa durante períodos prolongados del clima que llega a diferentes grados dependiendo de las condiciones ambientales predominantes, como períodos cálidos o fríos, para aprovechar. La atmósfera extrae continuamente dióxido de carbono mediante procesos de meteorización química y en la litosfera unida (ciclo del carbono litogénico) . Parte del CO ₂ almacenado se devuelve a la atmósfera a lo largo de cientos de miles o millones de años en el curso del ciclo de carbonato-silicato a través de la desgasificación de volcanes continentales u oceánicos.
• La retroalimentación del hielo-albedo denota un efecto de retroalimentación positiva en el sistema climático (especialmente en las regiones polares) que continúa aumentando la nieve y el hielo mientras se enfría la atmósfera. La retroalimentación del albedo del hielo es particularmente importante durante la transición de un período cálido a uno frío, ya que acelera e intensifica los procesos de congelación y enfriamiento.
• Los eventos de impacto a gran escala no solo pueden desestabilizar la biosfera en gran medida ycausarextinciones masivas como la del límite Cretácico-Paleógeno , sino que también influyen en el clima durante períodos de tiempo más prolongados (un invierno de impacto que se establece abruptamenteseguido de un fuerte fase de calentamiento durante decenas de miles de años, posiblemente más). Hasta ahora, se han detectado alrededor de 180 estructuras de impacto con un tamaño de más de 5 a 10 km en la tierra, solo alrededor de dos docenas de ellas en sedimentos oceánicos. Por lo tanto, hay motivos para suponer quetodavía se desconoceun número relativamente grande de eventos de impacto y que solo pueden ser sustentados indirectamente, si es que lo hacen, por una extinción masiva repentina o un cambio climático abrupto. Es probable que haya varios impactos muy importantes que hayan tenido un impacto global significativo.
• Las fluctuaciones del nivel del mar (eustasia) se basan en dos causas principales que a menudo se han superpuesto en el curso de la historia de la tierra: 1. Cambios en el volumen del agua de mar debido a la unión del agua en las capas de hielo continentales o debido a su derretimiento (eustasia glacial) ; 2. Cambios en el volumen de la cuenca oceánica como resultado de cambios tectónicos, por ejemplo, a través de la formación de nueva corteza oceánica . Debido a estos procesos, son posibles aumentos o descensos significativos del nivel del mar en el rango de 100 a 200 metros con las correspondientes consecuencias climáticas.
• La tectónica de placas, en cierto sentido, es la fuerza impulsora del cambio climático a lo largo del tiempo geológico. Su influencia en el clima terrestre no se limita a la formación de zonas volcánicas; factores como las formaciones montañosas, la ubicación y el tamaño de los continentes y los sistemas meteorológicos asociados o las corrientes oceánicas también están directamente relacionados con la tectónica de placas .

Eventos paleoclimáticos significativos

La Tierra se formó hace 4.570 millones de años a partir de varios protoplanetas en colisión de diferentes tamaños. Según la teoría de la colisión , se dice que obtuvo su masa actual de una colisión con un cuerpo celeste del tamaño de Marte llamado Theia hace 4.52 mil millones de años. El encuentro de Theias con la Proto-Tierra ocurrió según cálculos informáticos con la baja velocidad de 4 km / s según los estándares cósmicos y no fue una colisión frontal (que habría destruido ambos planetas), sino un duro rasguño. Como resultado, partes del manto de la tierra y numerosos fragmentos de Theia se pusieron en órbita , a partir de la cual se formó la luna inicialmente brillante en 10,000 años . Su distancia a la tierra era inicialmente de sólo 60.000 km (según otras simulaciones incluso menor y, por tanto, sólo un poco por encima del límite de Roche ). El efecto gravitacional lunar superó el valor actual en al menos 125 veces y ejerció una fuerte influencia formativa en el manto terrestre aún inestable. Este efecto se vio reforzado por el hecho de que la duración de la rotación de una tierra y, por lo tanto, la duración del día durante el Hadaicum estaba en el rango de diez a doce horas. Cuando los primeros océanos y probablemente también las primeras " islas del continente" se formaron hace cuatro mil millones de años, el cambio de marea generó maremotos extremos que rodaron sobre la tierra incesantemente.

Aproximadamente al mismo tiempo, comenzaron una serie de eventos de impacto, desencadenados por numerosos planetesimales (precursores de protoplanetas ). Este Gran Bombardeo ( Bombardeo Pesado Tardío Inglés ) ocurrió entre hace 4.100 y 3.800 millones de años y recibió su nombre del análisis de rocas lunares que se postuló que se recogió durante las misiones Apolo . Un cálculo basado en el número de cráteres lunares conocidos mostró que más de 20.000 planetesimales de entre 1 y 50 km de tamaño podrían haberse estrellado contra la tierra en este período. Sin embargo, en estudios más recientes, tanto la intensidad como el marco temporal relativamente ajustado del Gran Bombardeo se cuestionan cada vez más.

Debido a la falta de datos utilizables, no se pueden hacer declaraciones confiables sobre las condiciones climáticas de la historia geológica más temprana. Fue solo desde hace 3.800 millones de años que existen rastros fósiles y proxies geológicos, de los cuales se pueden derivar conclusiones en su mayoría hipotéticas sobre el sistema climático. Sobre la base de esta evidencia fragmentaria, se supone que, con la excepción de la glaciación Pongola presuntamente local hace 2.900 millones de años , prevaleció un clima relativamente cálido en todo el Arcaico , debido a las altas concentraciones de gases de efecto invernadero. Esta fase terminó en el Proterozoico temprano con la transición a una larga edad de hielo.

Glaciación paleoproterozoica

	Aeonotema	Tema Arial	sistema	Edad ( mya )
	Duración fanerozoica : 541 Ma	Duración de la Edad Moderna Cenozoica : 66 Ma	cuaternario	0 ⬍ 2.588
			Neógeno	2.588 ⬍ 23,03
			Paleógeno	23.03 ⬍ 66
		Duración de la Edad Media Mesozoica : 186,2 Ma	tiza	66 ⬍ 145
			ley	145 ⬍ 201,3
			Tríada	201,3 ⬍ 251,9
		Paleozoico Período Paleozoico : 288,8 Ma	Permanente	251,9 ⬍ 298,9
			Carbón	298,9 ⬍ 358,9
			Devon	358,9 ⬍ 419,2
			siluriano	419,2 ⬍ 443,4
			Ordovícico	443,4 ⬍ 485,4
			cambriano	485,4 ⬍ 541
P r ä k a m b r i u m Longitud: 4.059 Ma	Duración del Proterozoico : 1.959 Ma	Neoproterozoico Proterozoico joven Duración: 459 Ma	Ediacarium	541 ⬍ 635
			Criogenio	635 ⬍ 720
			Tonio	720 ⬍ 1000
		Mesoproterozoico Medio proterozoico Duración: 600 mA	Estenio	1000 ⬍ 1200
			Ectasium	1200 ⬍ 1400
			Calimio	1400 ⬍ 1600
		Paleoproterozoico Antiguo Proterozoico Duración: 900 Ma	Statherium	1600 ⬍ 1800
			Orosirium	1800 ⬍ 2050
			Riacio	2050 ⬍ 2300
			Siderio	2300 ⬍ 2500
	Arcaico Período: 1500 Ma	Duración Neo-Arcaica : 300 Ma		2500 ⬍ 2800
		Duración mesoarcaica : 400 Ma		2800 ⬍ 3200
		Duración Paleoarcaica : 400 Ma		3200 ⬍ 3600
		Duración Eoárquica : 400 Ma		3600 ⬍ 4000
	Duración de Hadaikum : 600 Ma			4000 ⬍ 4600

La Glaciación Paleoproterozoica o Edad de Hielo Huroniana (después del Mar Hurón en la frontera entre los EE. UU. Y Canadá) comenzó hace 2.4 mil millones de años y fue la edad de hielo más larga en la historia de la tierra con una duración de aproximadamente 300 millones de años. La evidencia geológica del clima de esta época se puede encontrar en América del Norte, Escandinavia, India y el sur de África, entre otros, y apunta a una ola de frío global. Varios estudios asumen además al menos un evento terrestre de bola de nieve que condujo a una cubierta de hielo completa de la tierra, incluida la zona ecuatorial y los océanos.

Los mecanismos climáticos de la glaciación paleoproterozoica solo están documentados de manera incompleta, ya que no se dispone de información confiable sobre el tipo y alcance de los procesos de la tectónica de placas, como la formación de montañas o la relación de tamaño entre la corteza oceánica y continental . También debido al gran intervalo de tiempo, la alternancia de diferentes períodos fríos y cálidos típicos de las últimas glaciaciones es apenas detectable. Sin embargo, la aceptación general es la hipótesis de que el clima glacial de los primeros Paläoproterozoikums estuvo de cerca con el Gran desastre del oxígeno (el Gran Evento de Oxigenación Inglés podría estar relacionado) antes de hace 2.400 millones de años.

Al comienzo del Paleoproterozoico , la atmósfera terrestre tenía una concentración de metano relativamente alta, pero solo pequeñas trazas de oxígeno libre. Las cianobacterias produjeron grandes cantidades de O ₂ como "producto de desecho" de su metabolismo por medio de la fotosíntesis oxigenada hace más de 3 mil millones de años , pero el oxígeno se convirtió en hierro trivalente durante la oxidación de compuestos orgánicos , sulfuro de hidrógeno e iones de hierro divalente Fe ²⁺ Iones Fe ³⁺ completamente consumidos. Este proceso estuvo directamente relacionado con la formación de bandas de mineral de hierro enlazadas ( formación de hierro con bandas inglesas ), una roca sedimentaria que contiene hierro que se depositó principalmente en el Precámbrico y que no pudo formarse en las condiciones actuales.

Al final de esta intensa fase de oxidación, se produjo un exceso de oxígeno libre, que comenzó a acumularse tanto en la atmósfera como en el océano. Esto último llevó a la extinción masiva de organismos anaeróbicos obligados en los biotopos previamente libres de oxígeno, casi todos los cuales fueron víctimas de los efectos tóxicos del oxígeno. Este evento es una de las mayores crisis en la historia de la vida, sin embargo abrió nuevos caminos para la evolución en lo que respecta a un uso más eficiente del metabolismo energético en muchas formas de vida.

En la atmósfera, el oxígeno utilizó radiación ultravioleta para oxidar la mayoría de los depósitos de metano en dióxido de carbono y agua. Dado que el metano tiene un potencial de calentamiento global significativamente mayor que el CO ₂ , el resultado es un cambio climático abrupto y las temperaturas se hundieron a niveles de la edad de hielo durante 300 millones de años. El contenido de oxígeno atmosférico estuvo sujeto a fluctuaciones insignificantes hasta el Neoproterozoico y en su mayoría fluctuó entre el 2 y el 3 por ciento. No fue hasta el comienzo del Cámbrico , hace unos 540 millones de años, que se produjo un aumento significativo gradualmente.

La hipótesis bola de nieve-tierra

Los pronunciados ciclos de la Edad del Hielo a finales del Proterozoico dejaron una gran cantidad de huellas claras en casi todos los continentes. Una clasificación cronológica precisa de estas fases frías estuvo plagada de gran incertidumbre hasta hace poco y solo recientemente se ha determinado con mayor precisión. Generalmente se reconocen los siguientes cuatro eventos glaciares neoproterozoicos:

• Edad de hielo de Kaigas , hace unos 740 millones de años (probablemente solo regional)
• Sturtic Ice Age , hace unos 717 a 660 millones de años (glaciación global, posiblemente en varias fases)
• Marino Ice Age , hace unos 640 a 635 millones de años (glaciación global)
• Edad de Hielo de Gaskiers , hace unos 580 millones de años (probablemente solo regional, duración inferior a 1 millón de años)

Alguna evidencia sugiere que una serie de eventos terrestres de bolas de nieve ocurrieron durante Sturtischen y la Edad de Hielo Marino , con una congelación completa de todas las masas de tierra y océanos durante un período de varios millones de años cada uno. Un apoyo esencial de esta hipótesis relativamente joven, que ha sido ampliamente probada desde la década de 1990, son los poderosos depósitos glaciares que se pueden encontrar en muchos lugares de la tierra y que, según estudios paleomagnéticos , se han formado parcialmente en las inmediaciones del ecuador. . Se supone que una constelación climática cíclica, incluida la tectónica de placas, la meteorización, la erosión y la unión de dióxido de carbono, es una posible causa de los procesos de formación de hielo recurrentes, que se repitieron hasta que uno o más de sus componentes (por ejemplo, debido a cambios continentales) abandonaron el ciclo. . Además, una retroalimentación del albedo del hielo auto-reforzado podría haber promovido el enfriamiento global a -50 ° C y haberlo acelerado considerablemente. De esta manera, el ciclo natural del carbono casi se paralizó y la producción de biomasa en los océanos se redujo al mínimo. Esto solo cambió cuando el depósito atmosférico no utilizado de emisiones volcánicas de CO ₂ alcanzó un umbral extremadamente alto (posiblemente en la región de 100.000 ppm), que inclinó el clima de permafrost y provocó un deshielo global. En unos 40.000 años, la tierra pasó de ser una bola de nieve congelada en condiciones ambientales caóticas ( lluvias intensas , huracanes , un aumento extremadamente rápido del nivel del mar de varios cientos de metros) a un "super invernadero" con temperaturas tropicales de al menos 40 °. C.

Aunque la llamativa imagen de la tierra como una bola de nieve gigante ganó cierta popularidad y también circuló fuera de la literatura especializada, aumentó el número de voces que contradecían la hipótesis. Según los críticos, algunos de los conjuntos de datos no están lo suficientemente verificados o pueden interpretarse de manera ambigua, lo que entre otras cosas llevó al diseño alternativo de una “tierra de bolas de barro” . Sin embargo, sobre todo, la congelación completa durante millones de años habría evitado la fotosíntesis de los organismos productores de oxígeno y habría llevado a la extinción de casi toda la vida marina. Como la mayoría de los detalles del escenario de la bola de nieve, esta crítica es un tema de controversia científica. Lo único que es seguro (a partir de 2014) es que la hipótesis bola de nieve-tierra no está confirmada ni refutada y, por lo tanto, requiere un examen más detenido.

La Edad de Hielo de Gaskiers fue seguida por una serie de fases de glaciación más pequeñas y espacialmente limitadas, cuya exploración más detallada apenas está comenzando con respecto a la duración y la clasificación temporal. Durante todo el Ediacarium y en el Paleozoico temprano , las condiciones climáticas evidentemente fluctuaron fuertemente, lo que indica un aumento de la actividad tectónica de placas con vulcanismo permanente. En general, hubo una tendencia hacia el calentamiento global y el contenido de oxígeno aumentó significativamente , primero en los océanos y, desde el Cámbrico, también en la atmósfera. Este aumento se considera un prerrequisito para la aparición de los primeros eucariotas complejos y para el desarrollo de la fauna ediacárica .

Extinción masiva en el Paleozoico

Según el biólogo marino australiano John Veron , los eventos de extinción masiva se pueden clasificar en dos categorías diferentes: a saber, si fueron causados ​​por una contribución directa al ciclo del carbono o si ocurrieron independientemente de él. Una crisis biológica causada por un aumento o disminución extremadamente rápido de la concentración de gases de efecto invernadero, por ejemplo, se incluiría en la primera categoría, mientras que los desastres por impacto o una disminución del nivel del mar causada por la tectónica de placas se asignarían al segundo grupo. Los análisis exhaustivos de las extinciones masivas conocidas han llevado recientemente a una comprensión más profunda de los mecanismos y las relaciones entre estos eventos. La literatura especializada sobre este tema se ha multiplicado casi por diez desde la década de 1980 y cada vez se tiene más en cuenta la investigación interdisciplinaria. Esto llevó a la comprensión de que las extinciones masivas no necesariamente tienen que estar vinculadas a procesos geológicos a largo plazo, sino que a menudo tomaron un curso catastrófico y limitado en el tiempo. Además, un creciente cuerpo de evidencia apoya la suposición de que casi todas las extinciones masivas conocidas en la historia de la tierra o una rápida reducción de la biodiversidad estuvieron directamente relacionadas con eventos graves de cambio climático y sus consecuencias.

cambriano

La era Paleozoica comenzó con el sistema geológico Cámbrico hace 541 millones de años . Durante la explosión cámbrica que siguió inmediatamente , los representantes de casi todos los phyla animales que existían hoy, incluidos sus planos morfológicos, que no han cambiado desde entonces , surgieron en tan solo 5 a 10 millones de años . Es muy probable que este rápido desarrollo evolutivo esté estrechamente relacionado con un cambio profundo en las condiciones climáticas y ambientales. Al comienzo del Cámbrico, el supercontinente Pannotia "de corta duración" se dividió en varias partes después de solo 50 millones de años con un fuerte aumento en las actividades de las placas tectónicas. Esto liberó cantidades significativas de dióxido de carbono y otros gases volcánicos a la atmósfera, y también se formaron nuevas zonas climáticas y corrientes oceánicas.

Desde un punto de vista climático, el Cámbrico fue un período con un vulcanismo a veces extremadamente aumentado, con temperaturas promedio de alrededor de 20 ° C y una concentración de CO ₂ atmosférico de más de 5000 ppm. Estos factores tuvieron una influencia duradera en la composición química del agua de mar, por lo que las comunidades oceánicas a menudo alcanzaron sus límites biológicos debido a la entrada de dióxido de azufre, la escasez de oxígeno y la acidificación y la caída asociada en el valor del pH. Además, estudios recientes han demostrado que hubo una interrupción significativa del ciclo del carbono en el Cámbrico tardío .

El rápido aumento de la biodiversidad en el curso de la Explosión Cámbrica también condujo a un rápido aumento de la denominada extinción de fondo , que alcanzó un nivel muy alto como característica permanente de la evolución biológica en la primera mitad del Paleozoico, y especialmente durante el Cámbrico . Por lo tanto, es difícil diferenciar entre el intercambio natural de especies y la extinción masiva, especialmente porque algunos estratos del Cámbrico contienen solo material escaso con respecto a los registros fósiles. Se suponen dos ondas de extinción grandes y varias pequeñas para el Cámbrico , poco se sabe acerca de su duración e intensidad. Sin embargo, recientemente se ha reconstruido una extinción masiva del Cámbrico hace 510 millones de años, con erupciones volcánicas a gran escala y la formación de zonas anóxicas en los océanos que aparentemente contribuyen a que al menos el 50 por ciento de todas las especies marinas se extingan.

Ordovícico

La Edad de Hielo Andino-Saharaui comenzó hace unos 460 millones de años en el Ordovícico Superior , alcanzó su punto máximo en la última etapa del Ordovícico del Hirnantium y terminó en el Silúrico hace 430 millones de años. El movimiento del gran continente de Gondwana sobre el Polo Sur se puede reconstruir en orden cronológico utilizando depósitos de la edad de hielo . El área central de la glaciación se encuentra en el Sahara actual hace 450 a 440 millones de años, luego migró hacia el oeste hacia América del Sur (Brasil y la región del bajo Amazonas) y se expandió hace 430 millones de años a la región de la entonces inexistente cadena de los Andes. .

Una característica especial de la Edad de Hielo Andes-Sahara es que, independientemente de un nivel de CO ₂ de 4000 a 5000 ppm inicialmente, comenzó un enfriamiento global a largo plazo. Las explicaciones dadas son la cobertura continental de la Antártida, el rápido secuestro de dióxido de carbono y un mayor efecto de meteorización debido a la creciente expansión de la vegetación terrestre, así como un rango de fluctuación posiblemente mayor del eje terrestre. Además de la menor duración del día de 21,5 horas, que según las simulaciones del modelo, también representó un factor de enfriamiento en las condiciones del momento, se debe tener en cuenta la radiación solar que se ha reducido en un 4,5 por ciento con respecto a la actual ( constante solar en el Ordovícico 1306 W / m², actualmente 1367 W / m²).

En el apogeo de la fase de glaciación, una de las extinciones masivas más trascendentales en la historia de la tierra ocurrió hace 443 millones de años. Las estimaciones de la tasa de extinción de las especies afectadas varían considerablemente y llegan hasta el 85 por ciento. La razón generalmente se da como una combinación de diversas influencias, como el enfriamiento general, la disminución del nivel del mar y el fuerte vulcanismo.

Según algunos estudios recientes, no solo el clima glaciar y la disminución asociada del nivel del mar (con una disminución de los biotopos de aguas poco profundas marinas) son los principales factores de extinción, sino también los cambios geoquímicos como la liberación extensiva de metales pesados ​​tóxicos o la La reducción extensa de oligoelementos jugó un papel importante. La concentración de selenio, un elemento traza vital, en la transición del Ordovícico al Silúrico, aparentemente solo alcanzó una fracción del nivel actual y también estuvo en su mínimo en algunas extinciones masivas posteriores. Alternativamente, en varias ocasiones se ha sugerido una causa extraterrestre en forma de destello de rayos gamma . Aunque la rápida aniquilación de los organismos que habitan en las zonas superiores del mar concuerda con la hipótesis de la radiación, no hay más pruebas fácticas. ^{Sección 2.2}

Devon

El Devónico se caracteriza por una doble crisis biológica: el evento de Kellwasser en el límite Frasniano-Famenniano hace 372 millones de años y en el umbral del Devónico superior al Carbonífero 13 millones de años después, la extinción Hangenberg igualmente pronunciada . El 70 por ciento de todas las formas de vida marina se vieron afectadas por los eventos, especialmente los grupos de fauna de los mares tropicales poco profundos, en los que se producían periódicamente condiciones anóxicas . La biodiversidad del fitoplancton disminuyó tanto que la biodiversidad original solo se logró nuevamente en el Jura (apagón del fitoplancton) .

Según el estado de la investigación de 2013, las dos extinciones masivas del Devónico se basan en una combinación de varios factores, incluida una breve alternancia de varias fases cálidas y frías. Estos posiblemente fueron causados ​​por los cambios cíclicos en la órbita de la tierra y aumentaron de manera decisiva por el efecto amortiguador reducido del CO ₂ atmosférico . Es muy probable que la caída del contenido de dióxido de carbono, junto con las fluctuaciones abruptas del nivel del mar y las influencias volcánicas, hayan jugado un papel importante en la época de crisis de los eventos de Kellwasser y Hangenberg . Al comienzo del Devónico, estaba mucho más allá del umbral de 1000 ppm, y se extrajeron cantidades considerables de CO ₂ de la atmósfera y se almacenaron en la vegetación forestal que se expandía gradualmente. Es posible que algunos eventos de impacto importantes, como el Woodleigh australiano o el impacto de Alamo en la actual Nevada, estuvieran directamente involucrados en las olas de extinción y los cambios climáticos en el Devónico superior . La situación de la fauna fósil de los pobres (brecha de Romer, Inglés brecha de Romer ), que ha sido considerado desconcertante y lleva el nombre del paleontólogo Alfred Romer (1894-1973) , que se extiende más de 15 millones de años en el Carbonífero inferior , podría estar directamente relacionado con las extinciones masivas anteriores.

El colapso del bosque tropical carbónico

En las representaciones populares, el "Carbonífero" es el Carbonífero a menudo sinónimo de climas cálidos y húmedos y selvas tropicales, cubriendo todos los continentes. Esta imagen corresponde solo parcialmente a las circunstancias en ese momento. La tendencia a la formación de extensos paisajes boscosos y pantanosos , que existe desde el Devónico , continuó en el Carbonífero Superior , con plantas de musgo club como los árboles de cobertizo que alcanzan un tamaño de hasta 40 metros. Pero incluso en el apogeo de la expansión de la vegetación carbónica, había grandes áreas áridas con un carácter desértico en las áreas centrales continentales. La temperatura global era de 20 ° C al comienzo del Carbonífero , pero disminuyó constantemente durante la duración del período y con un valor promedio de 14 ° C fue aproximadamente el nivel actual. Esta tendencia a la baja está estrechamente relacionada con la Edad de Hielo de Permocarbono ( Edad de Hielo de Karoo ), que se anunció en el Carbonífero Inferior con el inicio de la glaciación de las masas de tierra que se encuentran dentro del círculo polar sur.

Paralelamente a la formación montañosa de Caledonia , los dos continentes Laurentia (América del Norte) y Báltica (Europa del Norte y mesa rusa ) ya se fusionaron para formar el nuevo continente principal Laurussia en el Silúrico , mientras que en el hemisferio sur dominaba el continente principal Gondwana , llegando a las regiones antárticas . En el curso del Devónico , Laurussia y Gondwana se acercaron más y más para unirse en el Carbonífero Superior para formar el supercontinente Pangea . La colisión de las dos placas continentales provocó por un lado la formación de las altas montañas variscanas y por otro lado interrumpió el intercambio de agua y calor de las corrientes oceánicas ecuatoriales como una enorme barrera continental. Como resultado de la circulación oceánica restringida, aumentó la tendencia de enfriamiento que prevalecía en el Carbonífero . El dióxido de carbono liberado por el proceso tectónico de placas de la formación montañosa Variscan fue rápidamente retirado de la atmósfera debido a procesos de meteorización acelerados y sobre todo a través de la producción de biomasa de la flora carbónica con posterior carbonificación . Como resultado, el dióxido de carbono atmosférico cayó por debajo de 400 ppm por primera vez en la historia geológica hacia el final de la época y continuó disminuyendo al comienzo del Pérmico . Por el contrario, el contenido de oxígeno alcanzó el nivel récord del 35 por ciento. La alta concentración de O ₂ hizo posible que varios artrópodos crecieran en tamaño, como la libélula gigante Meganeura o el milpiés Arthropleura , pero planteó el riesgo de incendios forestales a gran escala.

En el último millón de años de carbono hubo un cambio relativamente rápido en diferentes condiciones climáticas , que fueron controladas en gran medida por los cambios cíclicos en los parámetros de la órbita de la Tierra , con concentraciones de CO ₂ fuertemente fluctuantes de 150 a 700 ppm y las correspondientes fluctuaciones en el nivel del mar. Teniendo en cuenta la reducción del 3 por ciento en la radiación solar en comparación con la actual , las temperaturas medias globales alcanzaron los 12 a 14 ° C durante una fase cálida y se elevaron solo ligeramente por encima del punto de congelación en un período glacial.

Hace 305 millones de años, los severos recortes climáticos y el aumento de la sequía causaron el colapso del bosque lluvioso carbonífero en el Kasimovium , lo que resultó en la primera extinción masiva de plantas. Los bosques tropicales fueron diezmados a unas pocas islas de vegetación en un período de tiempo geológicamente muy corto, y muchos humedales y pantanos también desaparecieron. Muchos de los anfibios de la época , la mayoría de los cuales se extinguieron, se vieron particularmente afectados por la pérdida de estos hábitats .

En el Carbonífero tardío y durante la transición al Pérmico , surgieron nuevos biotopos forestales que se adaptaron a un clima árido con fluctuaciones estacionales de temperatura, como la flora de Glossopteris caduca y resistente al frío en las regiones del sur de Gondwana , que se convirtió en la predominante. tipo de planta allí. En el Pérmico más antiguo, los valores de CO ₂ atmosférico cayeron brevemente a un nivel de 100 ppm o incluso por debajo, según un estudio de 2017. Si se confirma esta suposición, el sistema terrestre se movería hacia la vecindad inmediata del punto de inflexión que habría llevado al planeta al estado climático de glaciación global, comparable a los eventos terrestres de bolas de nieve en el Neoproterozoico .

La crisis del Triásico del Pérmico

La primera crisis ecológica del Pérmico se produjo hace 262 millones de años, poco después del final de la Edad de Hielo del Permocarbono en el Capitanio . La reducción de la fauna en las regiones tropicales, que se conoce desde hace mucho tiempo desde esta época, parece, según estudios recientes, haber sido una crisis global que culminó en una extinción masiva. Se supone que la causa es una entrada extensa de carbono y dióxido de azufre en los océanos con la formación de zonas anóxicas y una fuerte acidificación del agua de mar. Puede haber una conexión con las actividades volcánicas simultáneas del Emeishan Trapp en lo que ahora es el sur de China.

Casi 10 millones de años después, en la frontera Pérmico-Triásico, ocurrió la extinción masiva probablemente más extensa en la historia de la tierra, acompañada de un rápido cambio climático en términos geológicos con graves efectos sobre la biodiversidad de la flora y la fauna. La principal causa favorecida son las actividades volcánicas violentas con emisiones extremadamente altas en el área de la actual Siberia , que duró varios cientos de miles de años y cubrió siete millones de km² con basalto (que corresponde a aproximadamente el 80 por ciento del área de Australia). Al comienzo del Triásico , el 96 por ciento de toda la vida marina y el 75 por ciento de la vida terrestre estaban extintos. Esto también afectó a numerosas especies de insectos , un evento único hasta el día de hoy .

La reconstrucción de los eventos sugiere varias fases de calentamiento. Se estima que las actividades ígneas de Siberian Trapp han liberado más de 100 billones de toneladas de dióxido de carbono durante un largo período de tiempo, aumentando la temperatura global en 5 ° C en un período de tiempo relativamente corto. El Trapp siberiano también emitió cantidades considerables de cloruro de hidrógeno y dióxido de azufre , que, como ácido sulfúrico en el agua de lluvia, dañó los biotopos oceánicos y continentales. Los análisis de los isótopos ¹⁸ O / ¹⁶ O de este período documentan un rápido calentamiento de las capas superiores del océano en al menos 8 ° C. El aumento de temperatura no solo favoreció la formación y propagación de zonas anóxicas , sino que también acidificó cada vez más los océanos. Se considera que la rápida caída del pH es una de las principales causas de la casi completa desaparición de las formas de vida oceánica. Otro efecto ocurrió como resultado de la desestabilización de los depósitos de hidrato de metano en las áreas de la plataforma oceánica, como resultado de lo cual grandes cantidades de metano se difundieron a la atmósfera. El potencial de calentamiento global adicional correspondió a un valor equivalente de CO ₂ de más de 3000 ppm y condujo a un salto de temperatura de otros 5 ° C en la siguiente fase. El contenido de oxígeno se redujo a un mínimo en el rango del 10 al 15 por ciento debido a la cubierta de vegetación, mientras tanto, fuertemente diezmada.

Otra posible causa de la desestabilización de la biosfera es la proliferación de protozoos marinos, que liberaron sus productos metabólicos a la atmósfera en forma de sulfuro de hidrógeno o metano. Hasta hace poco, alrededor de 200.000 años se consideraba un valor realista para la duración de la extinción masiva del Triásico Pérmico. Según un estudio de 2014, este período se reduce a unos 60.000 años (± 48.000 años). Un artículo publicado en 2018, por otro lado, postula una ventana de tiempo estrecha de unos pocos milenios a un máximo de 30.000 años para la crisis biológica sobre la base de nuevos hallazgos. El colapso global de casi todos los ecosistemas podría datarse en el Pérmico superior hace 251,94 millones de años con la ayuda de métodos de detección precisos. Los datos actuales sugieren una catástrofe que estallará repentinamente de acuerdo con los estándares geológicos y casi excluye los cambios graduales en el medio ambiente.

Actualmente existen varias hipótesis sobre el desencadenante o desencadenantes de la Crisis del Triásico Pérmico , incluida la suposición de un gran impacto de meteorito. En 2006, se detectó una anomalía de la gravedad utilizando datos satelitales en la región polar sur de Wilkesland . Las imágenes de radar proporcionaron evidencia de la existencia de un gran cráter de impacto de 480 km en las profundidades de la capa de hielo de la Antártida con una presunta edad de 250 millones de años. Esto convertiría al cráter de Wilkesland en el mayor impacto conocido en la historia de la Tierra, cuyo potencial destructivo habría superado significativamente al del meteorito Chicxulub en la frontera Cretácico-Paleógeno . Sin embargo, mientras no exista evidencia directa, por ejemplo a través de perforaciones geológicas profundas , el impacto de Wilkesland se considera inicialmente un evento hipotético.

Otra gran extinción masiva tuvo lugar antes de 201.500.000 años en el límite Triásico-Jurásico (Evento de Extinción Triásico-Jurásico Inglés ). También se asume que el megavolcanismo es la causa principal de este evento (Provincia Magmática del Atlántico Central) , con efectos climáticos comparables a las erupciones de las Trapps siberianas . También en este caso, muchos grupos de fauna desaparecieron en unos 10.000 años.

Eventos anóxicos oceánicos

Eventos anóxicas Oceanic (Inglés anóxico Oceanic Eventos , abreviado a OAE ) en la historia de la tierra se basaron en un déficit de oxígeno (por debajo de 2 mg / l), especialmente en aguas poco profundas tropicales. La única excepción fue la capa superior de agua mezclada. Las últimas OAE conocidas ocurrieron durante la Temperatura Máxima del Paleoceno-Eoceno (PETM) hace más de 50 millones de años. En el Mesozoico, y muy probablemente también en el Paleozoico, las OAE a menudo estaban relacionadas con una serie de eventos de extinción. Un evento anóxico significativo generalmente se basa en varios requisitos previos:

• una concentración de dióxido de carbono atmosférico muy por encima de 1000 ppm
• un clima mundial subtropical a tropical y calentamiento simultáneo de los océanos con la correspondiente reducción de la unión de oxígeno (desde el Ordovícico superior , sin embargo, se documenta un OAE durante un enfriamiento global)
• una circulación de aguas profundas estancada entre las regiones polares y el ecuador
• la sobrefertilización de los mares con productos meteorológicos continentales debido a los rápidos procesos de erosión

Actualmente existen varios cientos de zonas hipóxicas o anóxicas (a menudo llamadas zonas muertas en inglés ) con un área total de alrededor de 250.000 km², como el Mar Báltico , el norte del Adriático o el Delta del Mississippi en el Golfo de México . Para el Cretácico OAE 2 se supone que el 5 por ciento del volumen total de agua de mar era libre de oxígeno, aunque el entorno anóxico es probable que haya sido considerablemente más extensa en el curso de la gran extinción en masa durante la crisis de Perm-Triásico .

Los eventos anóxicos pronunciados duraron al menos varios cientos de miles de años, pero en casos excepcionales podrían durar más de 2 millones de años. Los efectos secundarios habituales de la escasez de oxígeno fueron la proliferación de algas que volvieron verde el agua del mar y la producción bacteriana de grandes cantidades de sulfuro de hidrógeno (H ₂ S), cuyo olor a huevos podridos probablemente se haya extendido por grandes zonas costeras. Un indicador para la determinación de eventos anóxicos son los sedimentos marinos de pizarra negra que se forman en un ambiente libre de oxígeno y que se forman a partir de lodos digeridos en el fondo del océano y se presentan en racimos en los depósitos del Cretácico. Dado que la edad de la corteza oceánica es limitada, la búsqueda de OAE hace más de 150 a 200 millones de años se limita principalmente a las capas sedimentarias que se encuentran hoy en el continente.

Límite Cretácico-Paleógeno (antes Límite Cretácico-Terciario)

En junio de 1980, el equipo de investigación dirigido por el físico y premio Nobel Luis Walter Alvarez y su hijo, el geólogo Walter Alvarez , publicaron el descubrimiento de una anomalía del iridio en el límite Cretácico-Paleógeno . La suposición resultante de un gran impacto de asteroide que llevó a la extinción de los dinosaurios , entre otros , fue el comienzo de una larga discusión sobre los pros y los contras de la hipótesis presentada por padre e hijo Álvarez.

En la búsqueda del posible punto de impacto del impactador en 1991 en la península mexicana de Yucatán, se encontró un cráter de 180 km cubierto por sedimentos más jóvenes debajo del pueblo de Chicxulub Puerto . Esto no puso fin a la controversia científica en torno al llamado impacto de Chicxulub . Incluso si el cráter correspondía a los requisitos de un " asesino global " en términos de edad y tamaño , se propusieron varias hipótesis contrarias, entre ellas que no fue el impacto sino la erupción magmática del Dekkan Trapps indio lo que había acelerado la masa. extinción en la frontera del Partido Comunista . Además, los estudios de sedimentos parecían confirmar que el cráter Chicxulub se formó 300.000 años antes de la capa límite KP real.

Esta "pre-datación" fue criticada desde el principio y, a la vista de los últimos resultados de la investigación, se clasifica como muy poco probable. La aplicación de métodos refinados de datación y técnicas de análisis con rangos de tolerancia muy bajos condujo al resultado de que el evento de impacto y la capa límite KP coinciden precisamente en el tiempo. El invierno de impacto que siguió al impacto ahora también se considera asegurado de hecho. Hasta hace poco, la ciencia estaba de acuerdo en gran medida en que al final del Cretácico, la biodiversidad y la estabilidad de los ecosistemas estaban en declive. Ahora hay cada vez más indicios de que la situación ecológica en el último Maastrichtiano era más estable de lo que se suponía durante mucho tiempo. Así quedó al impacto el marcar el fin de la fauna mesozoica. Por lo tanto, estudios más recientes han llegado al resultado de que el impacto de Chicxulub por sí solo desencadenó la extinción masiva en la frontera Cretácico-Paleógeno.

El escenario más probable supone que hace 66,04 millones de años (± 32.000 años) un asteroide de unos 10 km de tamaño con una velocidad de unos 20 km / s (72.000 km / h) en el área del actual Golfo de México en una zona tropical. El mar poco profundo detonó. El impactador se evaporó en un segundo, pero debido a la fuerza de la explosión, que probablemente se escuchó en todo el mundo, varios miles de kilómetros cúbicos de roca de carbonato y evaporita fueron arrojados a largas distancias como eyecta brillante hacia la estratosfera . Además de los efectos inmediatos del impacto, como megatsunamis , una onda de presión supersónica y terremotos con una magnitud de 11 o 12, ocurrieron incendios forestales en todo el mundo, cuya extensión y duración aún se están discutiendo. A los pocos días, una gran cantidad de partículas de polvo y hollín se distribuyeron por la atmósfera, absorbiendo la luz solar durante meses y provocando un descenso global de la temperatura. Un factor de enfriamiento adicional fue posiblemente una capa atmosférica de ácido sulfúrico : aerosoles que, según un estudio reciente, podrían haber causado una caída de temperatura de 26 ° C y jugar un papel decisivo en mantener la temperatura promedio global por debajo del punto de congelación durante varios años , con dramáticas consecuencias para todo el período Biosfera.

Los ecosistemas oceánicos y continentales se han visto igualmente afectados por esta crisis. El 75 por ciento de las especies fueron víctimas de la extinción masiva en un período que no se puede determinar con precisión, incluidos no solo los dinosaurios, sino también los ammonites , casi todos los foraminíferos calcíferos y, en gran medida, las aves. Después de una fase fría que supuestamente duró varias décadas, comenzó un calentamiento rápido , lo que provocó estrés por calor , causado por miles de millones de toneladas de dióxido de carbono liberadas por el impacto como resultado de la evaporación de los suelos oceánicos. Se estima que la duración del efecto invernadero extremo es de unos 50.000 años antes de que el clima se estabilice probablemente sólo después de varios cientos de miles de años.

Una hipótesis presentada por varios geocientíficos de renombre en abril de 2015 supone que debido a la energía de impacto de 3 × 10 ²³ julios y las ondas de choque tectónicas resultantes, la larga y ardiente Dekkan-Trapp en lo que ahora es la India Occidental registró un aumento considerable. en su actividad. Según esta hipótesis, la descarga a corto plazo del 70 por ciento de todos los basaltos de inundación de Dekkan-Trapp se debe al impacto de Chicxulub. Además, podrían haber ocurrido grandes flujos de magma en el área de los límites de las placas tectónicas o en las zonas de fractura en el fondo del mar. La posibilidad previamente desatendida de una conexión directa entre el impacto de un asteroide y el aumento del vulcanismo de basalto de inundación se está discutiendo actualmente intensamente en las geociencias. Un estudio publicado en 2020 llegó a la conclusión de que el ángulo de impacto probable del impactador de 45 a 60 grados mostraba el efecto destructivo máximo en todos los escenarios de impacto.

El clima de la Nueva Era de la Tierra (Cenozoico)

Tema Arial	sistema	serie	Edad ( mya )
K ä n o z o i k u m	cuaternario	Holoceno	0 ⬍ 0.0117
		pleistoceno	0,0117 ⬍ 2,588
	Neógeno	Plioceno	2.588 ⬍ 5.333
		mioceno	5.333 ⬍ 23.03
	Paleógeno	Oligoceno	23,03 ⬍ 33,9
		Eoceno	33,9 ⬍ 56
		Paleoceno	56 ⬍ 66
más temprano	más temprano	más temprano

En un esfuerzo por proporcionar la descripción climatológica más precisa de la Era Cenozoica, se está utilizando cada vez más un enfoque de investigación relativamente nuevo que tiene en cuenta los factores astronómicos. Además de la constante de precesión y la inclinación del eje terrestre , esto se aplica sobre todo a los cambios prolongados de excentricidad a los que está sometida la órbita terrestre durante ciclos de varios 100.000 años (→ #parámetros de la órbita terrestre ). La influencia de este "reloj generador" cósmico en relación con la radiación solar variable tuvo un impacto en el ciclo del carbono , así como en el desarrollo climático , especialmente durante la Edad de Hielo Cenozoica. Basado en las proporciones específicas de los isótopos de carbono ¹³ C / ¹² C en organismos fósiles como foraminíferos y se puede detectar un "paleotermómetro" (es decir, la firma del isótopo de oxígeno ¹⁸ O / ¹⁶ O). Así, es posible analizar las condiciones climáticas de la Tierra Nueva Era (de invernadero a Warmhouse a Coolhouse / Icehouse ) con una mayor resolución temporal que antes y para determinar su transición fases con mayor precisión. Estudios más recientes han llegado a la conclusión de que las fases de clima cálido cenozoico difieren fundamentalmente del "estado de la casa de hielo" en lo que respecta a la dinámica del ciclo del carbono y el curso climático, cuyas propiedades complejas y difíciles de calcular se deben probablemente a la influencia de se basan en la criosfera y, por tanto, en las fluctuaciones relativamente rápidas del volumen de hielo polar.

Paleógeno

Con la Era Cenozoica (en gran parte idéntica a la anterior Terciaria ), la Edad Moderna de la Tierra comenzó hace 66 millones de años. Al comienzo del Paleógeno, con las áreas terrestres conectadas de Australia , la Antártida y América del Sur, todavía quedaba un extenso resto del gran continente de Gondwana . Su desintegración final ocurrió hace 45 millones de años cuando Australia se separó de la Antártida y América del Sur siguió esta tendencia un poco más tarde. Esto estableció un sistema de corrientes oceánicas en el hemisferio sur que ya era muy similar al actual.

En el hemisferio norte en conexión con la formación y expansión del Atlántico Norte creado , la Provincia Magmática del Atlántico Norte Unido ( Provincia Ígnea del Atlántico Norte Inglés ). Los procesos ígneos o volcánicos comenzaron ya en el Paleoceno inferior (alrededor de 64 a 63 mya), se extendieron en una forma muy debilitada hasta el Mioceno temprano y registraron varios ciclos de actividad aumentada, con fases intrusivas y efusivas alternando a lo largo de los bordes de las placas divergentes. Los basaltos de inundación que se elevaban desde el manto terrestre tenían un área de aproximadamente 1,3 a 1,5 millones de km² y cubrían partes de Groenlandia, Islandia, Noruega, Irlanda y Escocia.

El paleógeno con las tres series Paleoceno , Eoceno y Oligoceno es importante de varias maneras. Por un lado, algunos de los desarrollos que se iniciaron durante este período continúan impactando en el presente geológico, y por otro lado, una serie de eventos de esa época es el foco de investigación debido a características distintivas. Desde una perspectiva climatológica, la temperatura máxima del Paleoceno / Eoceno es de particular interés, ya que es un ejemplo sorprendente de un cambio climático abrupto y, por lo tanto, podría mostrar paralelismos con el calentamiento global actual y sus consecuencias.

La siguiente tabla muestra un desglose cronológico de los cambios ambientales que ocurrieron en una sucesión relativamente cercana entre hace 55 y 33 millones de años.

descripción	Comenzando	Duración	Impacto del evento
Temperatura máxima del Paleoceno / Eoceno (PETM)	Hace 55,8 millones de años	máx.200.000 años	Calentamiento global extremadamente alto y rápido, incluidos los océanos
Máximo térmico del eoceno 2 (ETM-2)	53,7 millones de años	máx.200.000 años	Calentamiento global significativo
Evento Azolla	49,0 millones de años	800.000 años	Reproducción masiva del helecho nadador Azolla en el Océano Ártico, disminución de la concentración atmosférica de CO 2
Impacto de la bahía de Chesapeake (América del Norte)	Hace 35,5 (± 0,3) millones de años	probablemente enfriamiento a corto plazo	Diferentes datos sobre el tamaño del cráter (40 a 90 km), influencia en el clima por lo tanto incierta, Megatsunami
Impacto de Popigai (Siberia)	35,7 (33,7?) Millones de años	Posiblemente consecuencias de impacto más duraderas	Tamaño del cráter de 90 a 100 km, probablemente caída de temperatura con el impacto del invierno
Extinción masiva Eoceno-Oligoceno ( Grande Coupure )	hace unos 33,5 millones de años	aprox.300.000 años	Evento de enfriamiento y extinción global seguido de un cambio de fauna

• Temperatura máxima del Paleoceno / Eoceno (PETM). Después de la cesura de extinción masiva en la frontera Cretácico-Paleógeno, el Paleoceno tuvo inicialmente un clima seco y relativamente templado que se volvió cada vez más tropical y húmedo hacia el final de la época. En la transición al Eoceno , la tierra se calentó alrededor de 4 ° C en áreas ecuatoriales y hasta 10 ° C en latitudes más altas durante un período probable de 4.000 años, con una entrada anual de carbono del orden de 0,6 a 1,1 petagramos paralelos a los acoplados. tuvo lugar el calentamiento. Varios estudios muestran que los océanos almacenaron cantidades significativas de calor durante el PETM . Para las aguas subpolares (Mar de Siberia occidental) se determinaron 27 ° C, y los núcleos de sedimentos de la región costera de Tanzania muestran una temperatura máxima de 40 ° C. Esto condujo a una rápida acidificación de los mares y al surgimiento de ambientes anóxicos con consecuencias duraderas para los biotopos oceánicos. La causa exacta del PETM aún se desconoce, aunque se sospecha ampliamente que el hidrato de metano liberado aceleró e intensificó el evento de manera significativa. Aunque la emergencia climática del PETM fue de corta duración en términos de historia geológica, tuvo un impacto duradero en la biodiversidad y paleoecología de todo el planeta. Estudios más recientes parecen mostrar que la sensibilidad climática aumenta en consecuencia durante una fase de calentamiento global . Para el PETM, se estima un rango de 3,7 a 6,5 ​​° C como el valor más probable.
• La anomalía térmica del Máximo Térmico Eoceno 2 fue similar en su duración y efectos al PETM mejor investigado , pero podría haber alcanzado un nivel de temperatura ligeramente más bajo que este. Desde hace 53,6 a 52,8 millones de años hay indicios de otras tres anomalías térmicas menos pronunciadas, cuya investigación científica, sin embargo, apenas está comenzando. La información sobre la concentración de CO ₂ atmosférico en el Eoceno Inferior está sujeta a grandes incertidumbres debido a las graves y breves fluctuaciones climáticas. Un estudio publicado en 2016, basado en una medición de precisión que incluye el isótopo estable de boro δ ¹¹ B (Delta-B-11), postula un contenido de dióxido de carbono de alrededor de 1.400 ppm para el momento del óptimo climático del Eoceno .

• El evento de Azolla fue un punto de inflexión en la historia climática de la Era Cenozoica y ha tenido consecuencias de gran alcance hasta el día de hoy. La familia de Salviniaceae de puntuación Azolla ( Azolla ) puede almacenar grandes cantidades de nitrógeno y dióxido de carbono y masivamente proliferar en condiciones favorables. Este caso ocurrió debido a una cadena de circunstancias especiales cuando Azolla "colonizó" el entonces Océano Ártico en un área de 4 millones de km² hace 49 millones de años . Como el mar Ártico de otras corrientes oceánicas se aisló en el Eoceno y la falta de mezcla entre el agua estancada , podría tener en su superficie por la lluvia y la entrada de los ríos, una capa delgada, pero rica en nutrientes, de agua dulce ha sido formado, el crecimiento explosivo de Azolla permitió. La isla de vegetación flotante de los helechos de algas existió durante varios cientos de miles de años y durante este tiempo provocó una reducción relativamente rápida de CO ₂ a alrededor de 1.000 a 650 ppm a través de la absorción de dióxido de carbono y su integración en los procesos de sedimentación en combinación con algunos otros. factores . Esto inició un enfriamiento global gradual que finalmente pasó a la Edad de Hielo Cenozoica .
• El cráter de la bahía de Chesapeake en la costa este de los EE. UU. Es representativo de alrededor de una docena de cráteres de impacto con un diámetro de más de 10 km que se formaron durante el paleógeno . Con un enfoque en el Eoceno , se produjeron una serie de eventos de impacto a intervalos cortos, aunque los impactos de asteroides en los océanos hasta ahora apenas se han documentado y, por lo tanto, es probable que tengan un gran número de casos no denunciados. En contraste con esto, el evento de Ries de hace 14,6 millones de años solo muestra un impacto mayor de todo el Neógeno . Al igual que el impacto de la Bahía de Chesapeake, cuyas dimensiones aún se están discutiendo, los eventos de impacto similares de esta época son en gran parte poco claros con respecto a su impacto en el medio ambiente y el clima. En la literatura especializada más reciente, este problema se analiza con mayor detalle con la ayuda de un extenso material de datos.
• El impacto de Popigai en el norte de Siberia dejó un gran cráter de 90 a 100 km y, con el impacto de Chicxulub y el evento Manicouagan del Triásico, es uno de los mayores desastres de impacto científicamente probados en el Fanerozoico . Dependiendo de la estructura y composición del asteroide, su tamaño debería ser de 5 a 8 km. La edad del cráter se ha dado hasta ahora como 35,7 millones de años, una fecha más reciente da 33,7 millones de años como el valor más probable. A partir de entonces, el impacto de Popigai coincidiría con la extinción de especies del Gran Coupure en la frontera entre el Eoceno y el Oligoceno ( Evento de Extinción del Eoceno-Oligoceno Inglés ). Además de la rápida extinción del 60 por ciento de las especies de mamíferos europeos, el enfriamiento abrupto de los océanos hace unos 34 millones de años también podría estar relacionado con uno o más impactos. Sin embargo, esta posibilidad es rechazada por otros estudios y calificada como baja. Los análisis correspondientes se hacen más difíciles por el hecho de que de las aproximadamente 180 estructuras de impacto terrestre más grandes, solo una docena de ellas sabe el momento exacto en que se formaron con suficiente certeza.

Neógeno

El cambio de climas cálidos a fríos que comenzó con el evento Azolla (a menudo denominado internacionalmente como "transición de condiciones de invernadero a congelación") condujo a las primeras glaciaciones en la Antártida durante la transición Eoceno-Oligoceno hace unos 34 millones de años. Durante este tiempo, las plantas C ₄ adaptadas a condiciones áridas comenzaron a extenderse (especialmente pastos ), que también requieren considerablemente menos dióxido de carbono para la fotosíntesis que las plantas C ₃ . La tendencia de enfriamiento global, junto con una reducción gradual del dióxido de carbono atmosférico, no fue lineal, pero fue interrumpida primero por una fase de calentamiento en el Oligoceno tardío y luego por un óptimo climático en el Mioceno hace 17 a 15 millones de años. En el apogeo del óptimo climático del Mioceno, el contenido de CO ₂ aumentó brevemente de 350 ppm al comienzo del Mioceno a 500 ppm (según otras fuentes a más de 600 ppm), y la temperatura media anual para Europa Central se elevó a 22 ° C.

En el curso del calentamiento global, en el que las emisiones masivas de CO ₂ del basalto de la meseta de Columbia probablemente estuvieron involucradas de manera significativa, los hábitats forestales fueron rechazados y las estepas y los pastizales ocuparon su lugar. Al mismo tiempo, los glaciares antárticos de esa época perdieron parte de su masa, pero sin derretirse por completo. Las simulaciones que incluyen el nivel de CO ₂ en ese momento indican que las áreas centrales de la capa de hielo de la Antártida oriental apenas se vieron afectadas por el calentamiento del Mioceno medio. Bajo la influencia de fuertes procesos de erosión y meteorización, la concentración de CO ₂ volvió a caer por debajo de 400 ppm hacia el final del óptimo hace 14,8 millones de años, y con una caída abrupta de la temperatura de 7 ° C en Europa Central, comenzó una fase climática más fría. a nivel mundial con un renovado aumento de la glaciación interior de la Antártida. Sin embargo, hace 14 a 12,8 millones de años, las temperaturas en la Antártida todavía estaban entre 25 ° C y 30 ° C por encima de los niveles actuales antes de que la región fuera golpeada por una ola de frío.

En el curso posterior del Mioceno, gran parte de Europa tuvo un clima relativamente suave y seco. Sin embargo, en el período de hace 10,2 a 9,8 millones de años y luego de 9,0 a 8,5 millones de años, se desarrollaron dos "fases de lavandería" en las que el clima se volvió significativamente más subtropical y más húmedo (con precipitaciones anuales de más de 1500 mm). . Se sospecha que las principales causas de estos picos de calentamiento son cambios a gran escala en los patrones de circulación oceánica en el área del Atlántico . El Mioceno se considera un "caso modelo" para comprender los eventos de cambio climático rápido y para la interacción a largo plazo de la meteorización por silicatos, la erosión, el secuestro de carbono y el CO ₂ atmosférico .

El Neógeno y su historia climática cambiante también se convirtió en un campo de investigación para la determinación de la sensibilidad climática . Esto implica la cuestión científica y climáticamente políticamente relevante de cuán alto sería el calentamiento global si el valor de CO ₂ preindustrial se duplicara de 280 ppm a 560 ppm. Las mediciones de laboratorio, excluyendo todos los factores externos, dieron como resultado un aumento de temperatura de 1.2 ° C, con la inclusión de retroalimentación de acción rápida (por ejemplo, vapor de agua, albedo de hielo y retroalimentación de aerosol), una sensibilidad climática de 3 ° C es actualmente más probable . Además, se intenta determinar la sensibilidad climática sobre la base de diversas condiciones climáticas , teniendo en cuenta todos los mecanismos de retroalimentación a corto y largo plazo durante la duración de los períodos geológicos. Según esto, la sensibilidad climática del llamado sistema terrestre está en el rango de 4 a 6 ° C.

En el Plioceno temprano y medio , las temperaturas globales estaban alrededor de 2.5 a 4 ° C por encima de los niveles preindustriales, con niveles del mar alrededor de 20 metros más altos que los actuales y niveles de CO ₂ que fluctuaron entre 365 y 415 ppm durante el mismo período. Un evento geológicamente significativo con efectos climáticos de gran alcance fue el secado repetido del Mediterráneo y su transformación temporal en un desierto de sal ( crisis de salinidad mesiniana ) en la frontera entre el Mioceno y el Plioceno hace 6 a 5 millones de años.

Las consecuencias globales en términos de la intensificación del proceso de enfriamiento en la transición del Plioceno al Cuaternario tuvieron la formación del Istmo de Panamá cuando la placa del Pacífico chocó con la placa del Caribe , por lo que se interrumpió la conexión entre el Océano Pacífico y el Atlántico . En general, se supone que el intercambio de agua entre los dos océanos disminuyó significativamente por primera vez hace más de 3 millones de años y finalmente se detuvo hace 2,76 millones de años con el cierre completo del istmo. Sin embargo, un estudio de 2015 llegó a la conclusión de que el istmo podría haberse formado hace unos 15 millones de años en el Mioceno Medio . Sin embargo, un estudio publicado en agosto de 2016 basado en hallazgos geológicos, paleontológicos y biológicos moleculares confirmó las suposiciones anteriores. El cierre final del puente terrestre resultó inmediatamente en la creación de la Corriente del Golfo , que a partir de entonces transportó agua de mar desde latitudes tropicales hacia el norte, aumentando la humedad y por lo tanto el potencial de precipitación en el Ártico. Sin embargo, el calentamiento inicial de las regiones del Atlántico Norte se convirtió rápidamente en el estado climático de la Edad de Hielo Cuaternaria cuando el ángulo de inclinación del eje de la Tierra se acercó a un nuevo mínimo. Con la tendencia hacia inviernos nevados y meses de verano más fríos en el hemisferio norte, comenzó una fase fría intensificada por la retroalimentación del albedo del hielo , que, interrumpida por varios interglaciares , dio forma al clima global durante 2,7 millones de años hasta el Holoceno .

cuaternario

Debido a sus depósitos jóvenes y muy extensos, los Ciclos Cuaternarios de la Edad Fría han sido la época más intensamente investigada en la historia de la tierra durante doscientos años, con una gran cantidad de evidencia geológica, paleontológica y climática.

• Un resumen de los últimos 30 millones de años se puede encontrar en Edad de Hielo Cenozoica , la palabra clave Investigación cuaternaria proporciona un inventario interdisciplinario, mientras que los artículos Pleistoceno y Cuaternario se centran en la paleontología (fauna de la Edad de Hielo) y la clasificación geológico-estratigráfica.
• La información sobre fluctuaciones climáticas abruptas y eventos de cambio climático en relación con la glaciación cuaternaria está disponible en el período Younger Dryas , el evento Dansgaard-Oeschger y el evento Heinrich .
• Las descripciones detalladas de los períodos cálidos individuales (interglaciares) dentro de la Edad de Hielo Cuaternaria están contenidas en los artículos Período Cálido de Waal , Complejo Cromer , Período Cálido Holstein y Período Cálido Eem . Lo mismo se aplica al complejo de las edades frías del norte de Europa / norte de Alemania Elba , Elster , Saale y Weichsel , así como a sus homólogos alpinos Günz , Mindel , Riss y Würm .
• La sección más joven del Cuaternario , el Holoceno , es idéntica al presente geológico y se considera un campo de investigación en climatología histórica , especialmente en lo que respecta a las anomalías meteorológicas a corto plazo y la influencia del clima en el desarrollo cultural humano. Además, la climatología histórica también interactúa con varias áreas especializadas de arqueología , como glaciares , costas y geoarqueología .

El futuro del clima de la tierra

Posible duración del calentamiento global antropogénico

El Holoceno, como el capítulo más joven en la historia de la tierra, comenzó después del final de la última fase fría , la Edad de Hielo Cuaternaria , hace 11.700 años. Este período incluye todas las altas culturas conocidas, así como toda la historia humana históricamente documentada, incluida la civilización moderna. Durante el Holoceno hubo un clima global consistentemente estable con un corredor de temperatura de aproximadamente ± 0,6 ° C. La ausencia de crisis geofísicas, biológicas y climáticas se considera una garantía de que, además de los recortes limitados regionalmente, podría tener lugar un desarrollo cultural y tecnológico relativamente uniforme de las sociedades humanas.

Los núcleos de sedimentos de las profundidades marinas muestran un óptimo climático del Holoceno hace alrededor de 8000 a 6000 años, cuyos valores de temperatura solo se superaron en el siglo XXI. Debido a la disminución de la radiación solar en las latitudes del norte durante el máximo de verano, desde entonces ha habido una ligera disminución de la temperatura de ≈ 0,1 ° C por milenio. Esta tendencia de enfriamiento, junto con la periodicidad de los ciclos de Milanković , normalmente llevaría al interglaciar del Holoceno seguido de un nuevo período glacial en alrededor de 30.000 años. El hecho de que este evento ocurra como se pronosticó depende, entre otras cosas, de los desarrollos climáticos futuros en relación con la liberación de gases de efecto invernadero antropogénicos y naturales, por lo que, además del aumento de CO ₂ , se observa una creciente desgasificación de metano de los depósitos de hidratos de metano oceánicos. Según los escenarios de emisiones del Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC) en el actual Quinto Informe de Evaluación , la temperatura media global podría, en el peor de los casos, aumentar en más de 4 ° C para finales del siglo XXI. Si bien un calentamiento del actual 1 ° C a 2 ° C se considera razonablemente manejable en lo que respecta a las consecuencias económicas, sociológicas y ecológicas, un desarrollo más allá del valor límite de 2 ° C haría que los riesgos se debieran a factores como la inclinación de elementos con corto -Los efectos de retroalimentación a plazo son menos controlables . Sin embargo, según algunos investigadores , el llamado objetivo de dos grados también debería someterse a un examen crítico con respecto al potencial de riesgo subestimado.

Según el climatólogo Stefan Rahmstorf, incluso un aumento comparativamente moderado de la temperatura sería un evento extraordinario en el contexto de los últimos 11.000 años: "Estamos a punto de catapultarnos lejos del Holoceno". El hecho del cambio climático actual combinado con otros factores como la extinción de especies y la acidificación de los océanos o la reducción de biotopos naturales llevaron al diseño del Antropoceno ( griego antiguo : el nuevo hecho por el hombre ), que, según las ideas de los geólogos británicos y el premio Nobel holandés de química , Paul J. Crutzen , se implementaría como la época más reciente en el sistema cronoestratigráfico de la historia geológica. La decisión sobre el estado futuro del Antropoceno recae en la Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS), en cuyo Grupo de Trabajo sobre el "Antropoceno" se examinan en detalle los diversos aspectos de la propuesta. En el 35o Congreso Geológico Internacional en Ciudad del Cabo en 2016, este grupo de trabajo votó a favor del reconocimiento del Antropoceno , recomendando 1950 como el comienzo de una nueva era. En mayo de 2019, el Grupo de Trabajo sobre el 'Antropoceno' votó con una clara mayoría a favor de presentar un borrador para la introducción del Antropoceno a la Comisión Internacional de Estratigrafía para 2021 , junto con un punto de partida geológicamente definido para la nueva época.

Según la opinión científica unánime, la entrada adicional de dióxido de carbono antropogénico en la atmósfera solo disminuirá gradualmente, incluso con una futura parada de emisiones de gran alcance, y seguirá siendo detectable en cantidades significativas en 5000 años. Por el contrario, el tiempo de retención del metano en las condiciones atmosféricas actuales es de solo unos 12 años, pero la oxidación de este gas de efecto invernadero a su vez produce CO ₂ . Por lo tanto, es probable que la influencia humana dé forma y cambie el sistema climático durante los próximos milenios. Algunos estudios van un paso más allá y postulan una fase de calentamiento autorreforzante con una duración similar a la temperatura máxima del Paleoceno / Eoceno , teniendo en cuenta la sensibilidad climática del sistema terrestre y varios elementos de inflexión . Un período cálido prolongado en el rango de 100.000 años, como se describe en varios escenarios, remodelaría seriamente la imagen de la tierra, sobre todo a través del cambio de las zonas climáticas y de vegetación y el extenso derretimiento de las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia con un aumento correspondiente del nivel del mar en varias decenas de metros.

El futuro lejano

Las predicciones sobre el desarrollo climático de la Tierra durante el próximo millón de años son especulativas, ya que los mecanismos involucrados solo permiten una estimación aproximada. Sin embargo, es muy probable que los eventos y procesos ocurridos en el pasado, como las fluctuaciones climáticas , las extinciones masivas o el megavolcanismo de una gran provincia magmática , sigan dando forma a la historia de la tierra en el futuro. En principio, nada impide que la Edad de Hielo Cenozoica sea ​​reemplazada por un período cálido con regiones polares sin hielo y vegetación tropical, como fue el caso, por ejemplo, en el Eoceno hace 50 millones de años. La posición futura de las placas continentales juega un papel decisivo en esto. Sobre la base del ciclo actual de la tectónica de placas, la siguiente distribución de la tierra resultaría en 50 a 200 millones de años:

• África: Es probable que la meseta somalí , al este del Gran Valle del Rift , se separe de África en solo unos pocos millones de años y emigre hacia el este, hacia la India. El resto del continente continuará moviéndose hacia el norte y se fusionará con la Placa Euroasiática en un continente importante que se desplaza gradualmente hacia el noreste. En lugar del Mediterráneo desplazado, en la interfaz entre las dos placas continentales surgirá una nueva alta cadena montañosa con dimensiones significativamente mayores que los Alpes.
• Antártida: después de que el continente siempre se haya posicionado en las inmediaciones de la región del Polo Sur desde finales del Mesozoico , se moverá hacia el norte en el futuro y alcanzará el ecuador en un estimado de 150 a 200 millones de años. Lo mismo se aplica a Australia , que se está moviendo relativamente rápido más al norte y podría chocar con Japón en unos 80 millones de años.
• América del Norte y América del Sur: se espera que los dos continentes se separen nuevamente en su punto más estrecho, con América del Norte (sin la ahora separada Baja California , pero junto con Groenlandia y Terranova ) primero girando hacia el oeste y luego, en más de 100 millones de años, más hacia el sur se desplaza. Aproximadamente al mismo tiempo, Groenlandia ocupará una posición entre los 20 ° y 30 ° de latitud sur. Mientras tanto, el Océano Atlántico continúa expandiéndose a lo largo de la zona de división de la Cordillera del Atlántico Medio , mientras que el Pacífico se contrae al mismo ritmo.

Más allá del marco de tiempo de esta proyección, la mayoría de los estudios asumen que las masas de tierra se reúnen para formar un supercontinente en el curso del ciclo de Wilson , que posiblemente podría ser el último en la historia de la Tierra. En general, se espera que los procesos de la tectónica de placas se ralenticen y debiliten en unos 500 millones de años debido al enfriamiento gradual del interior de la Tierra. Es probable que esto resulte en un desequilibrio significativo entre el secuestro de carbono causado por la erosión y la desgasificación del CO ₂ . Se extrae más CO ₂ de la atmósfera del que se agrega y, en el transcurso de este desarrollo, el dióxido de carbono caerá a una concentración de menos de 150 ppm , lo que constituye una amenaza para la existencia de plantas de C ₃ . Por otro lado, se necesitan más de mil millones de años para que las plantas C ₄ alcancen el límite inferior de 10 ppm, pero para entonces es casi seguro que ya no habrá una biosfera en su forma actual.

Cuando se les pregunta cuánto tiempo _estará disponible el CO ₂ atmosférico , los diversos estudios dan respuestas muy diferentes. La radiación solar desplegará su efecto de forma más rápida y sostenible que el menguante ciclo del carbono. En 800 a 900 millones de años calentará la atmósfera hasta tal punto que la mayoría de los ecosistemas colapsarán inevitablemente. A partir de este momento, la vida más organizada es difícilmente posible en la superficie de la tierra. Es probable que cualquier estrategia de adaptación de los organismos afectados sea inútil, ya que el alto factor de evaporación de los océanos con la correspondiente retroalimentación del vapor de agua provocará un efecto invernadero galopante . En mil millones de años, la tierra podría convertirse en un mundo de bacterias que sobrevivirán por un tiempo en áreas protegidas como las capas más profundas del océano. Pero los océanos también son un hábitat en peligro de extinción a largo plazo. Con la evaporación completa de las aguas superficiales, la vida, que probablemente solo esté formada por procariotas , permanece en el interior de la litosfera como última posibilidad de retroceso .

Durante su desarrollo hacia la estrella gigante roja , el sol derretirá gran parte de la corteza terrestre y la convertirá en lagos de magma. La historia natural biológica y climáticamente relevante del planeta termina en una forma similar a como comenzó: con la tierra como un cuerpo celeste estéril y resplandeciente, rodeado por un manto de gases calientes.

Ver también

• Historia climática
• Historia de la investigación del cambio climático
• Historia de la geologia

literatura

Libros en ingles

• Raymond T. Pierrehumbert: Principios del clima planetario. Cambridge University Press, 2010, ISBN 978-0-521-86556-2 .
• Thomas N. Cronin: Paleoclimas: comprender el pasado y el presente del cambio climático. Columbia University Press, Nueva York 2010, ISBN 978-0-231-14494-0 .
• William F. Ruddimann: El clima de la Tierra: pasado y futuro. WH Freeman, tercera edición 2013, ISBN 978-1-319-15400-4 .
• Raymond S. Bradley: Paleoclimatología. Reconstruyendo climas del Cuaternario. Academic Press (Elsevier Inc.) Oxford, Amsterdam, Waltham, San Diego, tercera edición 2015, ISBN 978-0-12-386913-5 .

Libros en alemán

• Martin Schwarzbach: El clima del pasado. Introducción a la paleoclimatología. 5ª edición. Enke, Stuttgart 1993, ISBN 3-432-87355-7 .
• Monika Huch, Günter Warnecke, Klaus Germann (eds.): Testimonios climáticos de la historia geológica. Perspectivas de futuro . Con contribuciones de Wolfgang H. Berger, Arthur Block, Werner von Bloh, Werner Buggisch, Klaus Germann, Monika Huch, Gerhard Petschel-Held, Hans-Joachim Schellnhuber, Torsten Schwarz, Hansjörg Streif, Otto H. Wallner, Günter Warnecke, Gerold Wefer . Springer, Berlín / Heidelberg 2001, ISBN 3-540-67421-7 .
• József Pálfy: Desastres en la historia de la tierra. ¿Extinción global? Schweizerbart, Stuttgart 2005, ISBN 3-510-65211-8 .
• Christoph Buchal, Christian-Dietrich Schönwiese: Clima. La tierra y su atmósfera a través de los siglos . Ed.: Fundación Wilhelm y Else Heraeus, Asociación Helmholtz de Centros de Investigación Alemanes, 2ª edición. Hanau 2012, ISBN 978-3-89336-589-0 .
• Christian-Dietrich Schönwiese: climatología. 4ª edición revisada y actualizada. UTB, Stuttgart 2013, ISBN 978-3-8252-3900-8 .

Revistas especializadas relacionadas con la paleoclimatología

• PNAS (Actas de la Academia Nacional de Ciencias), editorː Academia Nacional de Ciencias (EE. UU.), Idiomaː inglés, frecuenciaː semanal, sitio web oficial Linkː, ISSN  0027-8424
• Nature Geoscience ,Editorː Nature Publishing Group (GB), Languageː English, Frequency Monthly, Linkː sitio web oficial , ISSN  1752-0894
• Geophysical Research Letters ,Editorː American Geophysical Union (EE. UU.), Idiomaː Inglés, Frecuencia Erschein quincenal, Enlaceː sitio web oficial , ISSN  0094-8276
• Geology ,Editorː Geological Society of America (EE. UU.), Languageː English, Frequency Monthly, Linkː sitio web oficial , ISSN  0091-7613
• Paleogeografía, Paleoclimatología, Paleoecología ("Paleo3") , Verlagː Elsevier , idiomaːInglés, frecuencia de publicaciónː quincenal, Linkː sitio web oficial , ISSN  0031-0182
• Gondwana Research , Verlagː Elsevier , idiomaːinglés, frecuencia de publicaciónː mensual, sitio web oficial Linkː, ISSN  1342-937X

enlaces web

• Carta cronoestratigráfica internacional 2020/03 (Carta cronoestratigráfica actualizada periódicamente de la Comisión Internacional de Estratigrafía )
• Datos de paleoclimatología. Centro Nacional de Datos Climáticos de la NOAA , consultado el 29 de junio de 2014 . 
• Información sobre el "Proyecto de núcleos de hielo de Groenlandia" del "Centro Nacional de Datos Climáticos" (NOAA) (inglés)

Evidencia individual

Las notas al pie dentro de una oración o después de una coma se refieren directamente a una declaración individual, las notas al pie al final de una oración o párrafo se refieren a todo el texto anterior.

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