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Pulso de derretimiento 1A

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Imagen que muestra el cambio del nivel del mar durante el final del último período glacial. Se indica el pulso de agua de derretimiento 1A.

Pulso de derretimiento 1A (MWP1a) es el nombre que utilizan los geólogos del Cuaternario para el período de rápido aumento del nivel del mar, hace 13.500 a 14.700 años, cuando el nivel del mar subió 16 metros en todo el mundo. metros. pies) y 25 m (82,0 pies) 400 a 500 años, o 40-60 mm/año.[1]​ El pulso de agua de deshielo 1A también se conoce como evento de aumento catastrófico 1 (CRE1) en el Mar Caribe.[2]​ Las tasas de aumento del nivel del mar asociadas con el pulso 1A de agua de deshielo son las tasas más altas conocidas de aumento del nivel del mar eustático posglacial. El pulso de derretimiento 1A es también el más reconocido y el menos controvertido de los pulsos de agua de deshielo posglaciales nombrados. Otros pulsos de agua de deshielo posglaciales con nombre se conocen más comúnmente como pulso de agua de deshielo 1A0 (pulso de agua de deshielo 19ka), pulso de derretimiento 1B, pulso de agua de deshielo 1C, pulso de agua de deshielo 1D y pulso de agua de deshielo 2. Éste y estos otros períodos de rápido aumento del nivel del mar se conocen como pulsos de agua de deshielo porque la causa inferida de ellos fue la rápida liberación de agua de deshielo en los océanos debido al colapso de las capas de hielo continentales.[1]​[3]​

Nivel del mar y tiempo

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Curva de aumento del nivel del mar posglacial y pulsos de agua de deshielo (MWP)

El derretimiento del hielo 1A se produjo durante un período de aumento del nivel del mar y rápido cambio climático conocido como Terminación I, cuando el hielo terrestre estaba desapareciendo al final de la última Edad de Hielo. Varios investigadores han reducido la duración de la colisión a entre 13.500 y 14.700 años calendario, con un pico ocurrido hace 13.800 años.[3]​ El inicio de este evento de agua de deshielo coincide o sigue de cerca con el inicio abrupto del interestadio Bølling-Allerød (BA) y el calentamiento en el núcleo de hielo NorthGRIP en Groenlandia hace 14.600 años calendario.[4]​ Durante el pulso 1A de agua de deshielo, se estima que el nivel del mar aumentó a un ritmo de 40-60 mm/año.[1]​ Esta tasa de aumento del nivel del mar fue mucho mayor que la tasa de aumento actual del nivel del mar, que se ha estimado en la región de 2-3 mm/año.[5]​[6]​

Fuentess) de pulso de derretimiento 1A

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La fuente de agua de deshielo para el pulso de derretimiento 1A y el camino que tomaron sigue siendo un tema de continua controversia. El debate se centra en si las adiciones predominantes al aumento del nivel del mar provinieron de la capa de hielo antártica,[7]​ la capa de hielo Laurentide,[8]​ o de las capas de hielo fennoscandinas y del mar de Barents.[9]​

Capa de hielo antártica

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La técnica de la toma de huellas dactilares del nivel del mar se ha utilizado para argumentar que la mayor contribución a este pulso de agua de deshielo provino de la Antártida.[10]​[7]​ La magnitud del aumento eustático del nivel del mar durante el pulso 1A de agua de deshielo es un indicador significativo de sus fuentes. Si el aumento eustático del nivel del mar fuera grande y cercano a 20 metros (65,6 pies) que las estimaciones más bajas, una fracción significativa del agua de deshielo que lo causó probablemente provino de la capa de hielo antártica.[11]​[12]​ Un aporte de alrededor de 2 metros (6,6 pies) en 350 años al pulso 1A de agua de deshielo de la capa de hielo antártica podría haber sido causado por el calentamiento del Océano Austral.[13]​

Con respecto a la capa de hielo antártica, la investigación de Weber y otros construyó un registro bien fechado y de alta resolución de la descarga de icebergs de varias partes de la capa de hielo antártica durante los últimos 20.000 años calendario. Construyeron este registro a partir de variaciones en la cantidad de escombros arrastrados por el iceberg con el tiempo y otros indicadores ambientales en dos núcleos tomados del fondo del océano dentro del Iceberg Alley del Mar de Weddell. Los sedimentos dentro del Iceberg Alley proporcionan una señal espacialmente integrada de la variabilidad de la descarga de icebergs en las aguas marinas por la capa de hielo antártica porque es una zona de confluencia en la que los icebergs desprendidos de toda la capa de hielo antártica derivan a lo largo de las corrientes, convergen y salga del mar de Weddell hacia el norte hacia el mar de Escocia.[14]​

Hace entre 20.000 y 9.000 años calendario, este estudio documentó ocho períodos bien definidos de aumento del desprendimiento y descarga de hielo de los icebergs desde varias partes de la capa de hielo antártica. El período más alto de descarga de icebergs registrado en ambos núcleos se conoce como AID6 (Antarctic Iceberg Discharge event 6). AID6 tiene un inicio relativamente abrupto hace unos 15.000 años. El intervalo máximo de mayor descarga y flujo de icebergs desde la capa de hielo antártica para AID6 es hace aproximadamente 14.800 y 14.400 años. A la descarga máxima le sigue una disminución gradual del flujo hasta hace 13.900 años, cuando termina abruptamente. El período máximo de descarga de icebergs para AID6 es sincrónico con el inicio del interestadio de Bølling en el pulso de derretimiento 1A del hemisferio norte. Weber y otros estimaron que el flujo de icebergs de la Antártida durante la AID6 contribuyó sustancialmente (al menos el 50%) al aumento medio global del nivel del mar que se produjo durante el pulso de derretimiento 1A .[14]​[15]​ Estos icebergs procedían del retroceso generalizado de la capa de hielo de la Antártida en ese momento, incluida la región de la Tierra de Mac Robertson de la capa de hielo de la Antártida Oriental; el sector del Mar de Ross de la capa de hielo de la Antártida Occidental; y la capa de hielo de la Península Antártica.[16]​

Capa de hielo Laurentino

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Por otro lado, otros estudios han argumentado que la capa de hielo Laurentino en América del Norte es la fuente dominante de este pulso de derretimiento.[17]​[18]​[8]​ Como se mencionó anteriormente, la fuente de la contribución al pulso del agua de deshielo se puede deducir de la magnitud del aumento del nivel del mar; un aumento eustático del nivel del mar de unos 10 metros (32,8 pies) podría explicarse plausiblemente únicamente por una fuente norteamericana.[19]​[20]​ El trabajo de modelado de la capa de hielo sugiere que la aparición abrupta del Bølling-Allerød (BA) puede haber desencadenado la separación de la capa de hielo de la Cordillera y la capa de hielo Laurentino (y la apertura del corredor libre de hielo), produciendo una importante contribución al pulso de derretimiento 1A de la capa de hielo de América del Norte.[21]​[22]​

Inundaciones de agua de deshielo del río Misisipi

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En el caso del río Misisipi, los sedimentos de la plataforma y el talud continental de Luisiana, incluida la cuenca de Orca, dentro del Golfo de México conservan una variedad de indicadores paleoclimáticos y paleohidrológicos.[23]​[24]​[25]​ Se han utilizado para reconstruir tanto la duración como la descarga de los eventos de agua de deshielo y las superinundaciones del río Misisipi durante los períodos glaciales tardíos y posglaciales, incluido el momento del pulso de agua de deshielo 1A.[26]​[27]​[28]​ La cronología de las inundaciones encontrada por el estudio de numerosos núcleos en la plataforma y el talud continental de Luisiana concuerda con la sincronización de los pulsos del agua de deshielo. Por ejemplo, el pulso de derretimiento 1A en el registro de corales de Barbados coincide bastante bien con un grupo de dos inundaciones de agua de deshielo del río Misisipi, MWF-3 (hace 12.600 años de radiocarbono); y MWF-4 (hace 11.900 años de radiocarbono). Además, el pulso de agua de deshielo 1B en el registro coralino de Barbados coincide con un grupo de cuatro superinundaciones del río Misisipi, MWF-5, que ocurrieron hace entre 9.900 y 9.100 años de radiocarbono. Se estima que la descarga de agua que fluye por el río Misisipi durante la inundación de agua de deshielo MWF-4 fue de 0,15 sverdrups (millones de metros cúbicos por segundo). Esta descarga equivale aproximadamente al 50% de la descarga global durante el pulso de derretimiento 1A . Esta investigación también muestra que la inundación de agua de deshielo del Mississippi MWF-4 ocurrió durante la oscilación de Allerød y se detuvo en gran medida antes del comienzo del estadio Dryas Reciente. La misma investigación encontró una ausencia de inundaciones de agua de deshielo que se descargan en el Golfo de México desde el río Misisipi durante un período de tiempo después de la inundación de agua de deshielo MWF-4, conocida como el evento de cesación, que corresponde con el estadio Younger Dryas.[23]​[24]​[27]​

Antes de la inundación de agua de deshielo del río Misisipi MWF-3, se reconocieron otras dos inundaciones de agua de deshielo del río Misisipi, MWF-2 y MWF-1. El primero de ellos, MWF-1, consta de tres eventos separados, pero estrechamente espaciados, que ocurrieron entre 16.000 y 15.450 (MWF-1a); 15.000 y 14.700 (MWF-1b); y hace 14.460 y 14.000 (MWF-1c) años de radiocarbono. Cada una de estas inundaciones tuvo una descarga de aproximadamente 0,08 a 0,09 sverdrups (millones de metros cúbicos por segundo). En conjunto, parecen estar asociados con el pulso 1A0 de agua de deshielo. Posteriormente, una de las mayores inundaciones de agua de deshielo del río Misisipi, MWF-2, ocurrió hace entre 13.600 y 13.200 años de radiocarbono. Durante sus 400 años de radiocarbono, se estima que la descarga máxima de la inundación de agua de deshielo del río Misisipi MWF-2 fue de entre 0,15 y 0,19 sverdrups. A pesar del gran tamaño de la inundación de agua de deshielo MWF-2 del río Misisipi, no se sabe que esté asociada con un pulso de agua de deshielo identificable en ningún registro del nivel del mar.[27]​

Capa de hielo euroasiática

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Aunque anteriormente se había considerado que la capa de hielo euroasiática era un contribuyente insignificante al pulso de derretimiento 1A, algunas investigaciones sugieren que puede haber contribuido a aproximadamente la mitad del aumento del nivel del mar. Un volumen de hielo de 4,5 a 7,9 metros equivalente al nivel del mar se perdió durante medio milenio durante la transición al interestadio de Bølling, y alrededor de 3,3 a 6,7 metros se perdieron de la capa de hielo durante el calentamiento máximo.[9]​ Otro estudio estimó que 4,6 metros de aumento del nivel del mar se debieron al derretimiento de la capa de hielo fennoscandina.[29]​

Véase también

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Referencias

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  1. ↑ a b c Cronin, T.M. (2012). «Rapid sea-level rise». Quaternary Science Reviews 56: 11-30. Bibcode:2012QSRv...56...11C. doi:10.1016/j.quascirev.2012.08.021. 
  2. ↑ Blanchon, P., and J. Shaw (1995) Reef drowning during the last deglaciation: Evidence for catastrophic sea-level rise and ice-sheet collapse. Geology. 23(1):4-8.
  3. ↑ a b Gornitz, Vivien (2009). Encyclopedia of paleoclimatology and ancient environments. Springer. p. 890 (Table S1). ISBN 978-1-4020-4551-6. 
  4. ↑ Blanchon, P. (2011) Meltwater Pulses. In: Hopley, D. ed., pp. 683-690, Encyclopedia of Modern Coral Reefs: Structure, form and process. Springer-Verlag Earth Science Series, Springer Science, New York. ISBN 978-90-481-2640-8
  5. ↑ Chambers, D. P.; Ries, J. C.; Urban, T. J. (2003). «Calibration and Verification of Jason-1 Using Global Along-Track Residuals with TOPEX». Marine Geodesy 26 (3): 305. doi:10.1080/714044523. 
  6. ↑ Bindoff, NL. Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Observations: Oceanic Climate Change and Sea Level. Cambridge University Press. Archivado desde el original el 13 de mayo de 2017. Consultado el 26 de junio de 2010. 
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