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Clima de Pangean
La paleogeografía ha sido reconocida como un control de primer orden sobre el clima. Durante el Paleozoico tardío y el Mesozoico temprano, los continentes se aglomeraron en el supercontinente Pangea. La configuración supercontinental tuvo grandes consecuencias para el clima de la Tierra. Las características típicas simuladas por los modelos climáticos incluyen la continentalidad extrema (es decir, un rango de temperatura estacional (> 45 C) que superó al de Eurasia moderna) como resultado de la pequeña capacidad de calor de la tierra (Crowley et al., 1989; Kutzbach y Gallimore, 1989; Kutzbach y Ziegler, 1993; Crowley y Baum, 1994; Wilson et al., 1994; Gibbs et al., 2002), sistemas monzónicos fuertes a lo largo de la costa de Tethyan (Kutzbach y Gallimore, 1989; Kutzbach y Ziegler, 1993; Wilson et al. ., 1994; Gibbs et al., 2002), y aridez intensa en interiores continentales debido al agotamiento de la humedad atmosférica en las largas trayectorias continentales (Kutzbach y Gallimore, 1989; Kutzbach y Ziegler, 1993; Wilson et al., 1994; Fawcett y Barron, 1998; Gibbs et al., 2002). Los cálculos bidimensionales de EBM predicen que las temperaturas de la superficie de Pangean se habrían visto muy influidas por los parámetros orbitales con un rango máximo de ~ 14–16 ° C entre los valores de insolación orbital máxima y mínima (según lo determinado por las fluctuaciones del Pleistoceno) (Crowley y Baum, 1992b) . Además, los experimentos de GCM atmosféricos utilizando una paleogeografía idealizada de Pangean indican que la precipitación y la escorrentía tropical y subtropical habrían variado en un 50% entre las fases extremas del ciclo precesional con una hidrología mejorada cuando el perihelio (afelio) ocurrió en verano (invierno) (Kutzbach, 1994).
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Las montañas y las mesetas pueden haber jugado un papel secundario importante en el control del clima de Pangean. La intensificación del calentamiento y enfriamiento radiativo sobre mesetas produjo sistemas más extremos de alta y baja presión, que actuaron con la topografía para guiar los vientos y enfocar la precipitación (Kutzbach y Ziegler, 1993; Otto-Bliesner, 1993, 1998; Wilson et al., 1994; Hay y Wold, 1998). Los efectos del levantamiento fueron mayores en las regiones de baja latitud debido a la influencia de las montañas en la posición de la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ) (Otto-Bliesner, 1998; Hay y Wold, 1998). Otto-Bliesner descubrió que la presencia de altas (1,000–3,000 m) montañas centrales de Pangean impidió la migración estacional hacia el norte de la ITCZ, mejorando la precipitación local en un 68% en julio y posiblemente explicando la extensa ocurrencia de carbones carboníferos tardíos tropicales.
Se ha hecho un esfuerzo considerable para evaluar, mediante la comparación con los representantes climáticos, la capacidad de los GCM atmosféricos para simular elementos del clima de Pangean (Kutzbach y Ziegler, 1993; Fawcett et al., 1994; Pollard y Schulz, 1994; Wilson et al. , 1994; Rees et al., 1999, 2002; Gibbs et al., 2002). En general, las simulaciones atmosféricas de GCM tienden a hacer un trabajo “de regular a bueno” al simular las condiciones necesarias para los indicadores climáticos litológicos (Pollard y Schulz, 1994; Wilson et al., 1994; Gibbs et al., 2002) y las estructuras sedimentarias generadas por mal tiempo (PSUCLIM, 1999a; PSUCLIM, 1999b). En comparación con el clima inferido de los datos paleobotánicos del Pérmico, un GCM atmosférico predice temperaturas demasiado frías en las altas latitudes del hemisferio sur (Rees et al., 1999, 2002). La ausencia de dinámica oceánica (particularmente la ausencia de corrientes polares cálidas, zonas de afloramiento y el cálculo explícito del transporte de calor oceánico) y la resolución del modelo grueso (particularmente la resolución deficiente o inexistente de cadenas montañosas, lagos y costas estrechas) Los GCM atmosféricos han sido implicados como posibles razones para las discrepancias entre las predicciones del modelo y los indicadores proxy (Pollard y Schulz, 1994; Rees et al., 1999, 2002; Gibbs et al., 2002).
Varios estudios de GCM atmosféricos se han centrado en el Jurásico (Chandler, 1994; Chandler et al., 1992; Moore et al., 1992; Valdes y Sellwood, 1992; Valdes, 1994), un intervalo geológico que vio la ruptura de Pangea. Los grandes bloques continentales compartieron muchas características con la de Pangea, incluyendo alta continentalidad, aridez continental intensa y sistemas monzónicos fuertes (Moore et al., 1992). Los últimos concluyen que el calor jurásico evidenciado por los indicadores climáticos puede explicarse por el elevado CO2 atmosférico. En contraste, Chandler et al. (1992) sugirieron que una simulación jurásica con TSM cálidas especificadas estaba en equilibrio energético sin un alto CO2 atmosférico, lo que implica que un clima jurásico cálido podría haber sido el producto de un mayor transporte de calor hacia los polos a través del océano. Sin embargo, en un experimento jurásico con un gradiente meridional específico reducido de la superficie del mar, el transporte de calor oceánico implícito fue mucho más pequeño que en una simulación actual, lo que sugiere que el transporte de calor oceánico mejorado puede no ser viable para el Jurásico (Valdés, 1994) . Una comparación de los climas jurásicos simulados usando diferentes GCM ha confirmado que el tratamiento del océano es una variable importante que probablemente explica las diferencias del modelo en la predicción climática de latitudes altas. Además, los modelos oceánicos de capa mixta sin transporte de calor hacia el polo exageran el gradiente de temperatura ecuador a polo, mientras que las TSM específicas pueden no ser sostenibles (Valdés, 1994).
Desde:
“MODELADO PALEOCLIMATE, PRE-CUATERNARIO” en Enciclopedia de Paleoclimatología y Entornos Antiguos (Gornitz 2009)
