Unidad 3

Unidad 3 – Estudios empíricos del clima
3.1. Introducción
Para entender el clima actual y predecir el cambio climático futuro es necesario
considerar la teoría (unidades 1 y 2) y las observaciones empíricas. Cualquier
estudio del cambio del clima involucra la construcción (o reconstrucción ) de
series temporales de datos climáticos. La variación de estos datos climáticos a
lo largo del tiempo provee una medida (ya sea cualitativa o cuantitativa) del
cambio del clima. Los tipos de datos climáticos incluyen la temperatura, la
precipitación (lluvias), el viento, la humedad, la evapotranspiración, la presión
y la irradianza solar.
Durante la historia más reciente, los científicos han sido capaces de construir
series temporales del clima a partir de datos instrumentales observados
empíricamente. Aunque las más larga de estas series es un registro de
temperaturas del centro de Inglaterra que comienza en el siglo XVII, el período
tradicionalmente asociado con los registros instrumentales se extiende atrás
solo hasta mediados del siglo XIX. El análisis de los registros instrumentales es
el sujeto del cambio climático contemporáneo y es el foco de la unidad 6. Para
períodos previos a los registros de datos instrumentales, el cambio del clima de
ser reconstruido a partir de fuentes indirectas de información o “proxy”. Esta
es la disciplina de la Paleoclimatología y se trata en la unidad 5. En esta unidad
se examinan los métodos empíricos de las observaciones instrumentales y
proxy.
3.2. Reconstrucción climática a partir de datos instrumentales
El cambio climático contemporáneo puede estudiarse construyendo registros
de valores (diarios, mensuales y anuales) que se han obtenido con
equipamiento estándar. Los instrumentos deben ser instalados en forma
apropiada en lugares adecuados, cuidadosamente mantenidos y
concientemente observados. Los instrumentos deben ser expuestos de manera
tal de asegurar que se realice una medición representativa u homogénea del
clima en cuestión. El concepto de homogeneidad se discute más adelante, en
la sección 3.2.2. No es posible medir el clima per se, sino solo los elementos
individuales del clima. Un elemento climático es cualquiera de las diversas
propiedades o condiciones de la atmósfera que en conjunto especifican el
estado físico del clima en un lugar dado, para un período de tiempo particular.
El elemento medido más comúnmente es la temperatura.
42
3.2.1. Medición de los elementos climáticos
Las secciones 3.2.1.1 a 3.2.1.4 están dirigidas a proveer solo una visión
general de las prácticas de observación estándar de la recolección de datos
climáticos.
3.2.1.1. Medición de la temperatura
Muchos registros de la temperatura del aire de superficie se extienden hacia
atrás hasta mediados del siglo XIX. La medición de la temperatura del aire es
esencialmente realizada hoy como entonces, usando un termómetro de
mercurio en vidrio, que puede calibrarse exactamente y ser usado hasta
temperaturas tan bajas como –39ºC, el punto de congelamiento del mercurio.
Para temperaturas más bajas, el mercurio es normalmente sustituido por
alcohol. Las temperaturas máximas y mínimas medidas durante específicos
períodos de tiempo, normalmente 24 horas, proveen información útil para la
construcción y análisis de series temporales de temperatura. Los análisis
incluyen en el cálculo de promedios y varianzas de los datos y la identificación,
utilizando diversas técnicas estadísticas, de variaciones periódicas, persistencia
y tendencia en las series temporales. Esto es discutido con mayor amplitud en
la sección 3.2.3.
A fin de reconstruir las series temporales también son recolectadas
observaciones de la temperatura de la superficie de los océanos. En las
décadas recientes, se ha dirigido mucho esfuerzo hacia la medición de la
temperatura en diferentes niveles de la atmósfera. Hay hoy dos métodos de
medición de la temperatura a diferentes altitudes: la red convencional de
radiosondas; y las unidades de sondeos de microondas (MSU) de los satélites
de las series TIROS. Las redes convencionales se extienden hacia atrás hasta
1958 y las de MSU hasta 1979.
La temperatura es un elemento climático valioso en la observación del clima ya
que directamente provee una medida de la energía del sistema en inspección
(ver la ecuación 3, sección 1.2.3). Por ejemplo, una temperatura promedio
global revela información sobre el contenido de energía del sistema tierra–
atmósfera. Una temperatura más alta indica una contenido mayor de energía.
Los cambios en la temperatura indican cambios en el balance de energía, cuya
causa fue discutida en las unidades anteriores. Las variaciones en la
temperatura están sujetas a menos variabilidad que otros elementos como la
precipitación y el viento. Además, el análisis estadístico (ver sección 3.2.3) de
las series de temperatura es con frecuencia menos complejo que los que están
asociados con otras series. Tal vez lo más importante de todo es que nuestra
percepción del estado del clima está íntimamente ligada a la temperatura.
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3.2.1.2. Medición de la precipitación
La precipitación se mide más simplemente anotando periódicamente cuánto se
ha recogido un recipiente expuesto desde la última observación. Debe tenerse
cuidado en evitar subestimaciones de lluvia debido a la evaporación del agua
recolectada y los efectos del viento. Pueden construirse series temporales y
realizar su análisis de manera similar a las de la temperatura.
La medición de las precipitaciones globales ofrece una evaluación indirecta o
cualitativa de la energía del sistema tierra – atmósfera. El incremento del calor
almacenado aumentará la tasa de evaporación desde los océanos (debido a
mayores temperaturas superficiales). En consecuencia, el aumento de los
niveles de vapor de agua en la atmósfera intensificará la precipitación global.
La precipitación está, sin embargo, sujeta a la significativa variabilidad espacial
y temporal y su ocurrencia de extremos y, en consecuencia, el análisis de
series temporales es más complejo.
3.2.1.3. Medición de la humedad
La cantidad de vapor en el aire puede describirse en al menos 5 maneras, en
términos de:
1)
2)
3)
4)
5)
la
la
la
la
el
presión de vapor de agua;
humedad relativa;
humedad absoluta;
relación de mezcla y
punto de rocío
Se puede encontrar una completa definición de estos términos en la
bibliografía del curso de climatología. El instrumento estándar para la medición
de la humedad es el sicrómetro. Es un par de termómetros verticales idénticos,
uno de los cuales tiene el bulbo continuamente mojado por medio de una
muselina humedecida por una mecha sumergida en agua. La evaporación del
bulbo húmedo hace descender su temperatura debajo de la temperatura del
aire (medida por el termómetro de bulbo seco). La diferencia entre los dos
valores medidos es usada para calcular la presión de vapor del aire, a partir de
la cual pueden determinarse los otros índices de humedad.
3.2.1.4. Medición del viento
El viento se mide normalmente con un anemómetro a copelas que rota sobre
un eje vertical perpendicular a la dirección del viento. Es importante la
exposición del instrumento de viento; cualquier obstrucción afectará la
medición. La dirección del viento también se mide por medio de una veleta,
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balanceada exactamente respecto al eje vertical verdadero, de manera que no
se oriente a ninguna dirección particular durante las condiciones de calma.
3.2.2. Homogeneidad
Las influencias no climáticas – inhomegeneidades – pueden afectar y afectan
las observaciones climáticas. Cualquier analista que use datos climáticos
instrumentales debe primero evaluar la calidad de las observaciones. Se dice
que una serie numérica que representa las variaciones de un elemento
climático es homogénea si las variaciones son solo causadas por fluctuaciones
en el tiempo y el clima. Dejando de lado los malos registros de datos, las
causas de inhomogeneidades más importantes son:
1) cambios en instrumentos, exposición y técnicas de medición (por ejemplo,
cuando se introduce equipamiento tecnológicamente más avanzado);
2) cambios en la ubicación de la estación (p.ej. cuando el equipo es movido a
un nuevo lugar);
3) cambios en las horas de observación y métodos usados para calcular los
promedios diarios; y
4) cambios en el ambiente de la estación, particularmente urbanización (por
ejemplo, el crecimiento de una ciudad alrededor de una estación
meteorológica preexistente).
Cuando se evalúa la homogeneidad de un registro climático, hay tres fuentes
principales de información: las variaciones evidentes del registro mismo; la
historia de la estación; y los datos de estaciones cercanas. El examen visual y
el análisis estadístico de los registros de la estación pueden revelar evidencia
de cambios sistemáticos o inusuales comportamientos que sugieren
inhomogeneidad. Por ejemplo, puede haber un salto en la media, indicando un
cambio en la ubicación de la estación. Una tendencia constante puede indicar
un cambio progresivo en el ambiente de la estación, tal como la urbanización.
Un valor extremo puede ser debido a un error de tipeo.
Con frecuencia estas inhomogeneidades pueden ser difíciles de detectar y es
necesario otra evidencia para confirmar su presencia. Una fuente de evidencia
es la historia de la estación, referida como metadata. La historia de la estación
debe indicar los detalles de cualquier cambio de ubicación de la estación,
cambios en el instrumental o cambios en el horario y naturaleza de la
observación. Con mucha frecuencia, sin embargo, los factores reales de
corrección a los datos de observación que contienen inhomogeneidades
conocidas serán difíciles de calcular, y en estos casos, el registro podría ser
rechazado.
El tercer procedimiento para la homogeneización involucra las comparaciones
empíricas entre estaciones cercanas. Sobre las escalas temporales de interés
en los estudios de cambio climático, las estaciones cercanas (p.ej. dentro de
45
10 km de distancia) deben estar sujetas a cambios similares en el clima
mensual, estacional y anual. La única diferencia debe ser el azar. Cualquier
signo de comportamiento sistemático en las diferencias (p.ej. una tendencia o
salto) sugeriría la presencia de inhomogeneidades.
A la luz de la discusión anterior sobre homogeneidad, debe tenerse cuidadosa
atención a eliminar fuentes de error no climático cuando se construyen
registros de larga escala, tales como las series temporales de temperatura
global del aire en superficie. Estas y los registros similares incluyendo las
temperaturas de la superficie del mar, se basan en la colección de millones de
observaciones individuales de una enorme red compuesta por miles de
estaciones climáticas. Los efectos de urbanización (el calentamiento artificial
asociado con el crecimiento de los pueblos y ciudades alrededor de los lugares
de registro) fueron considerados la mayor de las fuentes de
inhomogeneidades, pero aun así, se concluyó, solo cuenta como mucho de
unos 0,05ºC de calentamiento (o 10% del calentamiento observado) de los
últimos 100 años.
Diversos autores (ver referencias) proveen útiles referencias para investigar
los problemas de homogeneidad y confiabilidad de los registros instrumentales
de datos climáticos.
3.2.3. Análisis estadísticos de registros instrumentales
Una vez que se han recolectado y corregido por las inhomogeneidades se necesitará
analizar los datos climáticos. El objetivo del análisis estadístico es identificar el
comportamiento sistemático en un conjunto de datos y de aquí mejorar la comprensión de
los procesos que actúan para cumplir la teoría. El análisis estadístico es una búsqueda de
una señal en los datos que pueda distinguirse del ruido de fondo (ver la discusión en la
sección 2.4). En la investigación del cambio climático esa señal será una variación periódica,
casi periódica, una tendencia, persistencia o evento extremo en el elemento climático bajo
análisis (Figura 3.1).
Antes de realizar un análisis estadístico de un elemento climático, deben
considerarse una serie de cuestiones sobre la tarea entre manos:
1. ¿Cuál es el propósito del análisis?
En su forma más simple, el análisis estadístico debe ser:
a) descriptivo; o
b) investigativo.
El análisis descriptivo está encaminado únicamente a documentar aspectos
particulares de las variaciones presentadas en la serie de datos (señal). Los
índices calculados incluirán la media y la varianza (o la desviación estándar).
También se notará la ocurrencia de eventos extremos, ciclos y tendencias. Para
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esta categoría de análisis es trascendente el muestreo (test) de significación. El
test de significación establece si la variación en consideración es diferente o no
de la que se esperaría surja de una serie temporal aleatoria.
El análisis investigativo se dirige a verificar hipótesis predefinidas. Las hipótesis
deben tener a priori una sólida base científica. Un ejemplo de una hipótesis
que podría ser investigada sería “¿La serie temporal contiene un ciclo El Niño?”
Figura 3.1. Variaciones climáticas típicas
2. ¿Cuál es el conjunto de datos más apropiado
Cualquier conjunto de datos usado para análisis estadístico debe ser:
a) representativo de los procesos físicos relevantes;
b) suficiente en cantidad para soportar el (los) método(s) estadístico(s)
usado(s); y
c) preciso y confiable (homogéneo).
Para investigar el impacto de El Niño sobre las sequías en el sector oriental de
Australia, es necesario primeramente identificar un indicador representativo de
El Niño, tal como la temperatura de la superficie del mar en el Pacífico SE. En
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segundo lugar, se requiere un indicador confiable de las sequías al este de
Australia, por ejemplo la precipitación. El conjunto de datos necesario debe
tener una longitud suficiente para permitir el testeo de la relación en la escala
de tiempo en consideración. Por ejemplo, ¿El Niño causa sequías en Australia
oriental? Dado que El Niño tiene una casi periodicidad de 2 a 5 años, se
requiere una longitud de las series de datos de al menos 7 a 10 veces este
valor (o sea, unos 50 años) para tener confianza en los métodos estadísticos.
Para investigar tendencias de largo plazo, el requerimiento de datos se vuelve
más riguroso.
3. ¿Cuál es la técnica más apropiada a usar y cuándo debe aplicarse?
Con frecuencia está claro cuál es el método estadístico requerido. Sin
embargo, su aplicación puede ser no tan simple. La naturaleza de los datos
puede determinar si una técnica en particular es válida o no (o, al menos la
forma en que se aplique la técnica). Por ejemplo, si los datos no están
normalmente distribuidos esto puede entonces invalidar las suposiciones sobre
las que está basada la técnica. Cualquiera sea la técnica usada, no se puede
dejar de decir que el testeo de significancia estadística debe ser un tema
crítico.
Antes de concluir esta sección, necesitamos ilustrar una serie de puntos.
Primeramente, mucho de lo dicho respecto del análisis estadístico de registros
instrumentales se aplica igualmente bien a los estudios de paleoclimatología y
a la reconstrucción de climas pasados a partir de datos proxy (discutido en la
próxima sección). En segundo lugar, el análisis estadístico de datos climáticos
sirve para cumplimentar y apoyar teorías desarrolladas para explicar la causas
(y efectos) del cambio climático. Las asociaciones estadísticas no proveen
causa y efecto pues ellas están únicamente basadas en las leyes de
probabilidad. Es necesario tener esto en consideración, al analizar e interpretar
datos climáticos con el fin de ayudar a entender las causas del cambio
climático.
3.3. Reconstrucción paleoclimática a partir de datos proxy
El clima varía a lo largo de diferentes escalas temporales, desde el año a cientos de millones
de años y cada periodicidad es una manifestación de separados mecanismos forzantes
(sección 2.4). Además, las diferentes componentes del sistema climático cambian y
responden a los factores de forzamiento a diferentes velocidades; a fin de entender el rol que
juegan dichos componentes en la evolución del clima es necesario tener un registro
considerablemente más largo que el tiempo que les toma a estos experimentar cambios
significantes.
La paleoclimatología es el estudio del clima y el cambio climático previo al período de
mediciones instrumentales. En el Apéndice 1 se provee una cronología geológica de la
historia de la tierra, que proveerá un esquema temporal útil para discutir el material tanto en
el resto del capítulo como en el capítulo 5.
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Los registros instrumentales se extienden solo sobre una pequeña fracción (<10–7) de la
historia climática terrestre y por lo tanto proveen una inadecuada perspectiva de la variación
climática y la evolución del clima actual y en el futuro. Por medio del estudios de los
fenómenos naturales que son climáticamente dependientes puede obtenerse una
perspectiva más larga sobre la variabilidad climática. Estos elementos proveen un registro
proxy del clima.
Muchos sistemas naturales son dependientes del clima y de aquí puede ser posible derivar
información paleoclimática a partir de ellos. Por definición, todos los registros proxy
contienen una señal climática, pero dicha señal puede ser débil y enclavada en una cantidad
de ruido de fondo (climático) aleatorio. En esencia, el material proxy ha actuado como filtro,
transformando las condiciones climáticas en el pasado en un registro relativamente
permanente. El descifrado de estos registro es con frecuencia un tema complejo.
Tabla 3.1. Fuentes principales de datos proxy para reconstrucciones paleoclimáticas
Glaciológicos (Testigos de hielo)
Isótopos de oxígeno
Propiedades físicas
Oligoelementos y concentraciones de micropartículas
Geológicos
A. Sedimentos
1. Marinos (testigos de sedimentos oceánicos)
i) Sedimentos orgánicos
Isótopos de oxígeno
Abundancia de fauna y flora
Variaciones morfológicas
ii) Sedimentos inorgánicos
Composición mineralógica y textura de superficie
Distribución de material terrígeno
Restos arrastrados por hielo
Geoquímica
2. Terrestres
Características periglaciales
Depósitos glaciales y elementos erosionales
Características glacioisostáticas1 (líneas de costa)
Depósitos eólicos (dunas de arenas)
Depósitos lacustres/varvas2 (de lagos)
B. Rocas sedimentarias
Análisis de facies3 (o análisis faciológico)
Análisis de fósiles / microfósiles
1
Variaciones en el nivel del mar durante las glaciaciones y los periodos interglaciales
Varva: depósito anual de sedimentos que forma una carga distinguible
3
Las facies sedimentarias, se pueden definir como el conjunto de sedimentos que pueden ser definidos y
separados de otros por su geometría, litología y estructura sedimentaria y fósiles asociados.
2
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Análisis minerales
Geoquímica isotópica
Biológicos
Anillos de árboles (espesor, densidad, análisis isotópico)
Polen (especie, abundancia)
Insectos
Históricos
Registros meteorológicos
Registros parameteorológicos (indicadores ambientales)
Registros fenológicos (indicadores biológicos)
En la Tabla 3.1 se listan los tipos principales de datos climáticos proxy
disponibles. Cada material proxy difiere de acuerdo a: a) su cobertura espacial;
b) el período al cual pertenece; y b) su capacidad de resolver eventos con
exactitud en el tiempo. Algunos registros proxy, por ejemplo los sedimentos
del lecho oceánico, revelan información sobre largos períodos de cambio y
evolución del clima (107 años), con una resolución de baja frecuencia (103
años). Otros, tal como los anillos de los árboles son útiles solo durante los
últimos 10.000 años como mucho, pero ofrecen una resolución de alta
frecuencia (anual). La elección del registro proxy (como la elección del registro
instrumental) depende mucho del mecanismo físico que se esté examinando.
Como fue notado, el clima responde a diferentes mecanismos de forzamiento y
sobre diferentes escalas de tiempo, y los materiales proxy contendrán la
información climática necesaria sobre este aspecto, en mayor o menor grado,
dependiendo de los tres factores mencionados.
Otros factores que tienen que ser considerados cuando se usan registros proxy
para reconstruir paleoclimas incluyen la continuidad del registro y la exactitud
con la cual puede ser datado. Los sedimentos oceánicos pueden proveer
registros continuos por sobre 1 millón de años (Ma) pero típicamente son
difíciles de datar usando las técnicas existentes. Normalmente hay una
incertidumbre de +/- 5% en la edad verdadera del registro. Los testigos de
hielo son más fáciles de datar pero se pueden perder capas de ciertos períodos
debido a la fusión y erosión del viento. Los depósitos glaciares son de carácter
altamente episódicos, y solo proveen evidencia de los eventos discretos en el
pasado. Diferentes sistemas proxy también tienen diferentes niveles de inercia
con respecto al clima, algunos de estos pueden varia exactamente en fase con
el clima mientras otros tienen un retardo posterior de hasta varios siglos.
Tal como la construcción del clima a partir de registros instrumentales, la
reconstrucción paleoclimática puede considerarse que avanza a través de un
número de estados. El primer estado es la recolección de datos proxy, seguido
por el análisis inicial y la medición. De esto resultan los datos primarios. El
próximo estado involucra la calibración de los datos con registros climáticos
modernos. En esto, se asume el principio de uniformidad, por el cual las
variaciones climáticas contemporáneas forman una analogía moderna de los
50
cambios paleoclimáticos. No obstante, es importante estar atento a la
posibilidad de que las condiciones paleoambientales pueden no tener analogías
modernas. La calibración puede ser solo cualitativa, involucrando evaluaciones
subjetivas, o puede ser sumamente cuantitativa. De aquí resultan los datos
secundarios que proveen un registro de las variaciones climáticas pasadas. El
tercer estado es el análisis estadístico de estos datos secundarios. El registro
paleoclimático es ahora descripto e interpretado estadísticamente, proveyendo
un conjunto de datos terciarios.
Obviamente, la Tabla 3.1 no es exhaustiva. En la bibliografía existen
excelentes revisiones de los diferentes métodos proxy y sobre las metodologías
empleadas para reconstruir los cambios paleoclimáticos del Cuaternario. En las
próximas sesiones se revisarán algunas de las técnicas proxy más
ampliamente usadas. En todos los casos, debe prestarse atención al tema de la
confiabilidad, la datación, la interpretación y el significado de todas las formas
de reconstrucción climática.
3.3.1. Registros históricos
Los registros históricos han sido usados para reconstruir climas datados hasta
miles de años atrás (es decir la mayor parte del Holoceno). Los datos
históricos pueden ser agrupados en tres categorías principales (ver Tabla 3.1).
La primera, son las observaciones de los fenómenos del tiempo de por si, por
ejemplo la frecuencia y ocurrencia de heladas o la ocurrencia de nevadas. En
segundo término, hay registros de fenómenos naturales o ambientales
dependientes del tiempo, denominados fenómenos parameteorológicos, tal
como sequías e inundaciones. Finalmente, hay registros fenológicos de
fenómenos biológicos dependientes del tiempo, tal como la floración de los
árboles, o la migración de los pájaros.
La mayoría de las fuentes de información paleoclimática incluyen: inscripciones
antiguas; anales y crónicas; registros públicos; registros de propiedades;
registros marítimos y comerciales; diarios y correspondencia; escritos
científicos o cuasi científicos; y antiguos registros instrumentales
fragmentados.
Hay un sinnúmero de dificultades para usar este tipo de información. En primer
lugar, es necesario determinar exactamente qué significó el autor al describir
un evento particular. ¿Cuánto de severa fue una “helada severa”? ¿Cuál es el
significado preciso del término sequía? El análisis de contenido – una técnica
histórica estándar – ha sido empleado para evaluar, en términos cuantitativos,
el significado de frases climatológicas claves en los registros históricos. Esta
metodología involucra la evaluación de la frecuencia del uso de ciertas palabras
o frases por un autor particular. No obstante, debe considerarse
cuidadosamente la subjetividad de cualquier registro particular. Muy
frecuentemente, los registros no fueron realizados para beneficio del futuro
lector, sino han servido a un fin independiente. Durante gran parte de la era
51
dinástica en China, por ejemplo, los registros de sequías e inundaciones
habrían sido mantenidos en forma ordenada para ganar exenciones de
impuestos en los momentos de adversidades climáticas.
Como segundo paso, debe ser evaluada la confiabilidad de los registros. Es
necesario determinar si los autores tuvieron o no una evidencia de primera
mano de los registros meteorológicos. En tercer lugar, es necesario datar e
interpretar la información precisamente. Se tiene que evaluar la
representatividad del registro. ¿Tuvo el evento una ocurrencia localizada o
puede definirse su extensión espacial refiriéndose a otras fuentes de
información? ¿Cuál fue la duración del evento? ¿un día? ¿un mes? ¿un año?
Finalmente, los datos deben ser calibrados, como todos los registros proxy,
con observaciones recientes y referidos en forma cruzada con datos
instrumentales. Esto puede realizarse mediante una construcción de índices
(por ejemplo, el número de registros de heladas por invierno) que puede
relacionarse estadísticamente a información análoga derivada de los datos
instrumentales.
3.3.2. Testigos de hielo
Según se acumula nieve y hielo sobre los casquetes y capas de hielo polar y
alpino, va depositándose un registro de condiciones ambientales en el
momento de su formación. La información concerniente a estas condiciones
puede extraerse del hielo y la nieve que ha sobrevivido el derretimiento de
verano por medios físicos o químicos. Cuando se produce la fusión, el
recongelamiento del agua derretida puede proveer una medida de las
condiciones de verano.
Se ha obtenido información paleoclimática a partir de testigos de hielo
mediante tres métodos (ver Tabla 3.1). Estos incluyen el análisis de: a)
isótopos estables de agua; b) materia disuelta y particulada en el firn4 y el
hielo; y c) las características físicas del firn y el hielo y de las burbujas de aire
atrapadas en el hielo. Cada método ha provisto también un medio de datación
del hielo en una profundidad particular en el testigo de hielo.
3.3.2.1. Análisis de isótopos estables
La base para interpretaciones paleoclimáticas de las variaciones en el
contenido de isótopos estables de las moléculas de agua es que la presión de
vapor del H216O es mayor que la del H218O5. La evaporación desde un cuerpo de
agua resulta entonces en un vapor con menos contenido de 18O que el agua
4
Se denomina “firn” al hielo producido por el endurecimiento de la nieve.
El oxígeno-18 es un isótopo más pesado del oxígeno que tiene dos neutrones más en su núcleo que el
oxígeno-16, el isótopo más frecuente.
5
52
inicial; a la inversa, el agua remanente queda enriquecida en 18O. Durante la
condensación, la presión de vapor más baja de H218O asegura que pase más
rápidamente al estado líquido que el vapor de agua compuesto por el isótopo
más ligero. Durante el transporte hacia del polo de vapor de agua, tal
fraccionamiento de isótopos continúa esta remoción preferencial del isótopo
más pesado, dejando al vapor de agua crecientemente reducido en H218O.
Debido a que la condensación es el resultado del enfriamiento, cuanto mayor
es la caída en la temperatura tanto menor será la concentración del isótopo
pesado. La concentración de isótopo en el condensado puede considerarse
entonces como una función de la temperatura a la cual ocurre la condensación.
Se encontrará entonces que el agua de la nieve polar es más reducida en
H218O.
Diferencias en las cantidades relativas de oxígeno-18 en el hielo continental y en el agua marina durante
los períodos interglaciales y glaciales. Se produce una menor evaporación relativa de las moléculas de agua
marina que contienen el isótopo pesado oxígeno-18 a medida que se agudiza el frío (el isótopo más normal
es el oxígeno-16).
La dependencia de la temperatura permite que el contenido de isótopo de
oxígeno de un testigo de hielo provea un registro climático proxy. Las
proporciones relativas de 16O y 18O en un testigo de hielo son expresadas en
términos de desviaciones, δ18O, del Agua Oceánica Media Estándar (SMOW –
Standard Mean Ocean Water), tal como:
δ 18 O =
(
18
O
16
O
)
sample
(
−
18
(
18
O
O
16
O
16
)
O
)
SMOW
× 10 3 %o
(12)
SMOW
Todas las mediciones son realizadas utilizando un espectrómetro de masa y los
resultados tienen normalmente una precisión de 0,1%o (parte por mil). Un
valor δ18O de –10% indica una muestra con una relación de 18O/16O de 1% o
10%o menor que el SMOW. Para la mayoría de las reconstrucciones
paleoclimáticas, los valores típicos de δ18O obtenidos a partir de testigos de
hielo varían entre –10 y –60%o.
53
Pueden llevarse a cabo estudios paleoclimáticos similares usando isótopos del
hidrógeno (1H y 2H – deuterio), pero estos son raros en la naturaleza y las
técnicas de laboratorio involucradas son más complejas.
3.3.2.3. Datación de testigos de hielo
Uno de los mayores problemas en cualquier estudio de testigos de hielo es
determinar la relación edad – profundidad. Se han utilizado diferentes métodos
y ahora está claro que pueden desarrollarse escalas temporales bastante
precisas para los últimos 10.000 años. Previo a estos, hay una creciente
incertidumbre en la edad del hielo. El problema surge del hecho que la edad –
profundidad es marcadamente exponencial y con frecuencia son necesarios
modelos de hielo para determinar las edades de las secciones más profundas
de los testigos de hielo. Por ejemplo, los 1000 metros superiores de un testigo
pueden representar 50.000 años, mientras que los últimos 50 metros pueden
abarcar un período de tiempo de otros 100.000 años, debido a la intensa
compactación, deformación y flujo de la capa de hielo en cuestión.
Para determinar la edad de los testigos de hielo, ha sido empleada la datación
radioisotópica usando 210Pb (plomo), 32Si (silicio), 39Ar (argón) y 14C (carbono)
en diferentes escalas de tiempo, con variados grados de éxito.
Ciertos componentes de testigos de hielo pueden revelar variaciones
estacionales bastante distintas que imposibilitan identificar las capas anuales,
proveyendo escalas temporales precisas para los últimos miles de años. Dichas
variaciones estacionales pueden encontrarse en los valores de δ18O,
oligoelementos y micropartículas.
Cuando es posible detectar capas características de edades conocidas las
mismas proveen valiosos marcadores cronoestatigráficos contra los que
pueden verificarse otros métodos de datación. A partir de las grandes
erupciones volcánicas explosivas han resultado los denominados horizontes de
referencia. Estas inyectan grandes cantidad de polvo y gases (principalmente
dióxido de azufre) en la atmósfera, donde son dispersados globalmente. Los
gases son convertidos en aerosoles (principalmente de ácido sulfúrico) antes
de ser limpiados en la precipitación. De aquí, después de las principales
erupciones, la acidez de las nevadas aumenta significativamente sobre los
niveles de fondo. Identificando capas de alta acidez (usando la conductividad
eléctrica) resultado de las erupciones de edad conocida, se dispone de un
excelente medio de verificación de cronologías de bases estacionales.
3.3.3. Dendroclimatología
El estudio del crecimiento anual de los árboles y la reunión consecutiva de
largas cronologías continuas para uso en la datación de madera es llamada
dendrocronología (del griego dendros = árbol, cronos = tiempo, logos =
54
conocimiento). El estudio de las relaciones entre el crecimiento anual de los
árboles y el clima es llamado dendroclimatología. La dendroclimatología ofrece
una forma de reconstrucción paleoclimática de alta resolución (anual) para la
mayor parte del Holoceno.
El crecimiento anual de los árboles es el resultado neto de muchos procesos
bioquímicos complejos e interrelacionados. Los árboles interactúan
directamente con el microambiente de las superficies de hojas y raíces. El
hecho de que existe una relación entre estas condiciones extremadamente
localizadas y parámetros climáticos de larga escala ofrece el potencial de
extraer alguna medición de la influencia general del clima sobre el crecimiento
de año a año. El crecimiento puede estar afectado por muchos aspectos del
microclima: la insolación, precipitación, temperatura, velocidad del viento y
humedad. Además de estos, hay otros factores no climáticos que pueden
ejercer una influencia, tales como la competencia, desfoliadores y las
características de las nutrientes del suelo.
Hay varios subcampos de dendroclimatología asociados con el procesamiento e
interpretación de diferentes variables del crecimiento de los árboles. Tales
variables incluyen el ancho de los anillos de los árboles (la fuente de
información más comúnmente explotada), parámetros densitométricos y
variables químicas o isotópicas.
Una sección transversal del tronco de la mayoría
de los árboles del bosque templado revelará una
alternancia de bandas claras y oscuras, cada una
de las cuales es normalmente continua alrededor
de la circunferencia del árbol. Estos son los
incrementos de crecimiento estacional producidos
por los tejidos meristemáticos6 en el cambium7 de
los árboles. Cada crecimiento estacional consiste
de un pareado de madera temprana (una banda
de crecimiento claro de la parte temprana de la
estación de crecimiento) y madera tardía más
densa (una banda oscura producida hacia el final
de la estación de crecimiento) y colectivamente
constituyen el anillo del árbol. El ancho medio del
anillo del árbol es una función de muchas
variables, incluyendo la especie del árbol, su
Los anillos anuales son los
edad, disponibilidad de nutrientes del suelo y una indicadores de la edad de los
completa multitud de factores climáticos. El
árboles.
6
Se denomina meristemas a las zonas especializadas de los árboles que permiten el crecimiento dimensional
de los mismos. Todos aquellos tejidos constituidos por células que poseen la capacidad de división reciben el
nombre de tejidos meristemáticos.
7
El tejido que permite el crecimiento en grosor de troncos y ramas se denomina cambium, y es una delgada
capa de células vivas que se encuentra formando un anillo. Esta estructura produce dos tipos de células, que
conforman tubitos conductores: el xilema hacia adentro, y el floema hacia afuera.
55
problema que enfrenta el dendroclimatólogo es extraer la señal climática que
esté disponible en el dato del anillo del árbol del “ruido” de fondo remanente.
Cada vez que el crecimiento del árbol está limitado directa o indirectamente por
alguna variable climática y la limitación puede ser cuantificada y fechada, la
dendroclimatología puede usarse para reconstruir alguna información acerca de
las condiciones ambientales pasadas. Solo para los árboles creciendo cerca de
las extremidades de su amplitud ecológica, donde están sujetos a estrés
climáticos considerables, es probable que el clima sea un factor limitante.
Comúnmente se reconocen dos tipos de estrés climático, el estrés de humedad y
el estrés de temperatura. Los árboles que crecen en las regiones semiáridas
están frecuentemente limitados por la disponibilidad de agua y los indicadores
dedroclimáticos reflejan primariamente esta variable. Los árboles que crecen
cerca de la línea arbolar latitudinal o de altitud están principalmente bajo las
limitaciones de crecimiento impuestas por la temperatura; de aquí que los
indicadores dendroclimáticos en dichos árboles contienen intensas señales de
temperatura.
Por otra parte, las condiciones climáticas previas al período de crecimiento
pueden preacondicionar los procesos biológicos dentro del árbol y de aquí influir
enérgicamente en el posterior crecimiento. En consecuencia, en el registro de
anillos de árbol pueden verificarse fuerte correlaciones seriadas o
autocorrelaciones. Un anillo de árbol específico contendrá información no solo de
las condiciones del clima de los años de crecimiento sino también información
sobre los meses y años precedentes.
Varias suposiciones sirven de base para la producción de reconstrucciones
climáticas cuantitativas. Primero, los procesos físicos y biológicos que conectan
el medio ambiente actual con las variaciones que hoy ocurren en el crecimiento
del árbol deben haber operado en el pasado. Este es el principio del
uniformismo. Segundo, las condiciones climáticas que producen anomalías en
los patrones de crecimiento de los árboles en el pasado deben tener su análogo
durante el período de calibración. Tercero, el clima es un continuo sobre las
áreas adyacentes al dominio de la red de anillos de árbol, permitiendo el
desarrollo de una función de transferencia estadística relacionando el
crecimiento en la red a la variabilidad del clima dentro y fuera de ella.
Finalmente, se asume que la relación sistemática entre el clima, como un factor
limitante y la respuesta biológica, puede aproximarse por una expresión
matemática lineal.
El método general usado en la reconstrucción dendroclimática es:
1) recoger datos (muestra) de un conjunto de árboles (dentro de una
población de árboles) que ha sido seleccionado sobre la base de que el
clima (por ejemplo, temperatura, humedad) debe ser un factor limitante;
2) reunir los datos en una cronología compuesta del lugar cruzando las series
individuales luego de remover mediante estandarización los efectos de la
56
3)
4)
5)
6)
edad. Esta cronología maestra aumenta la señal (clima) sobre el ruido de
fondo (no clima);
construir cronologías de una red de emplazamientos para la región;
identificar relaciones estadísticas entre las series temporales cronológicas y
los datos climáticos instrumentales para el período reciente – el período de
calibración;
usar estas relaciones para reconstruir información climática a partir de los
períodos antiguos cubiertos por los datos de anillos de árboles, y;
finalmente, chequear o verificar, el resultado de la construcción contra
datos independientes.
Existen una gran variedad de métodos de reconstrucción paleoclimática a partir
del análisis de anillos de árbol. Este procedimiento puede aplicarse a todas las
variables de crecimiento del árbol climáticamente dependientes, específicamente
al ancho de los anillos, pero también a la densidad de la madera y las
mediciones isotópicas. La madera tardía de un anillo de árbol es mucho más
densa que la madera temprana8 y las variaciones interanuales contienen un
intensa señal climática. Las variaciones de densidad son particularmente
valiosas en dendroclimatología debido a que no cambian significativamente con
la edad del árbol y pueden evitarse los procesos de estandarización (remover la
función de crecimiento).
El uso de mediciones isotópicas en dendroclimatología evita también la
necesidad de un proceso de estandarización. La premisa básica de la
dedroclimatología isotópica es que las variaciones 18O/16O y D/H
(deuterio/hidrógeno) en aguas meteóricas (atmosféricas) son una función de la
temperatura (ver también sección 3.3.2.1), el crecimiento que registra dichas
variaciones isotópicas debe preservar un registro de las fluctuaciones climáticas
pasadas. Desafortunadamente, los efectos de fraccionamiento isotópico dentro
del árbol, que son en si mismo dependientes de la temperatura, crearán
problemas asociados con esta técnica.
3.3.4. Sedimentos oceánicos
Miles de millones de toneladas de sedimentos se acumulan anualmente en las
cuencas oceánicas y estos pueden ser indicativos de las condiciones climáticas
cerca de la superficie del océano o en los continentes adyacentes. Los
sedimentos están compuestos por materiales biogénicos (orgánicos) y
terrígenos (inorgánicos). Los componentes biogénicos incluyen los restos de
organismos planctónicos (moradores en la superficie del océano) o bentónicos
(moradores en el agua profunda o el lecho del océano), que proveen un
registro de los climas pasados y la circulación oceánica. Dichos registros
8
La porción del anillo de crecimiento formada durante la parte temprana del crecimiento de temporada se
denomina madera temprana. Es normalmente menos densa, de color más claro, y mecánicamente más débil
que la madera tardía (latewood).
57
pueden revelar información sobre las temperaturas de la superficie del agua
pasadas, la salinidad, el oxígeno disuelto y las nutrientes disponibles.
Contrariamente, la naturaleza y abundancia de los materiales terrígenos
provee información sobre las variaciones de humedad-aridez y las intensidades
y direcciones de los vientos en los continentes. Los registros de sedimentos
oceánicos se han usado para reconstruir cambios paleoclimáticos sobre un
rango de escalas temporales, desde miles de años a millones o incluso decenas
de millones de años en el pasado.
3.3.4.1. Reconstrucción paleoclimática a partir de material biogénico
Los sedimentos biogénicos del fondo del mar son denominados “oozes” y
normalmente son de naturaleza calcárea o silícica. Los oozes calcáreos
consisten principalmente de ejemplares (esqueletos) carbonados de millones
de organismos marinos, mientras los oozes silícicos están compuestos de sus
correspondientes silicatos. A los fines paleoclimáticos, los materiales más
importantes son los ejemplares de foraminíferos (zooplancton calcáreo),
bentos (algas calcáreas) y diatomeas (algas silícicas).
La reconstrucción paleoclimática a partir de estudios de ejemplares calcáreos y
silícicos básicamente ha resultado a partir de tres tipos de análisis:
a) la composición isotópica del oxígeno del carbonato de calcio;
b) la abundancia relativa de especies de agua fría y de agua caliente;
c) las variaciones morfológicas en particular especies resultantes de
factores ambientales.
La mayoría del trabajo se ha concentrado en el estudio de los foraminíferos, en
particular el análisis isotópico de oxígeno.
Si el carbonato de calcio (de los organismos marinos) es cristalizado
lentamente en el agua, el 18O está ligeramente concentrado en el precipitado
relativo al que permanece en el agua. Este proceso de fraccionamiento es
dependiente de la temperatura, de forma que el efecto de concentrador
disminuye con el aumento de la temperatura. Cuando el organismo muere, el
ejemplar se hunde al lecho del océano y se deposita, con millones de otros
ejemplares, en forma de sedimento de fondo (ooze calcáreo) preservando así
una señal de la temperatura (en la forma de relación isotópica de oxígeno) de
la época en que el organismo vivía. Si se construye un registro de relaciones
de isótopos de oxígeno a partir de testigo de sedimentos oceánicos y los
mismos pueden datarse con precisión esto constituirá un método de
reconstrucción paleoclimática.
Como para las relaciones de isótopos de testigos de hielo, la composición
isotópica del oxígeno de una muestra está expresada generalmente como un
desvío δ18O de la relación 18O/16O de un estándar arbitrario 18O/16OSMOW (ver
ecuación 12, de la sección 3.3.2.1). El efecto de fraccionamiento es mucho
58
más pequeño que el que ocurre durante la evaporación/concentración del agua
y típicamente, los valores δ18O son no más que unas pocas partes por mil (%o)
por sobre o debajo la relación isotópica SMOW.
Estudios empíricos relativos a la composición isotópica del carbonato de calcio
depositado por los organismos marinos a la temperatura en el momento de
deposición han demostrado la siguiente relación:
T = 16.9 - 4.2 (δc - δw) + 0.13 (δc - δw)2
(13)
donde T es la temperatura del agua (ºC), δc es el desvío del SMOW de la
muestra de carbonato y δw es el desvío del SMOW del agua en el que precipitó
la muestra. Para análisis modernos, δw puede medirse directamente en
muestras de agua oceánica; en muestras fósiles, sin embargo, la composición
isotópica del agua de mar es desconocida y no puede asumirse que tenga la
misma de hoy. En particular, durante la eras glaciales, el agua de mar era
isotópicamente más pesada (o sea enriquecida con 18O) comparado a la de
hoy; grandes cantidades de agua isotópicamente más liviana fueron
conservadas en la tierra como enormes formaciones de capas de hielo. Por lo
tanto, el aumento esperado en δc debido a las temperaturas de la superficie del
mar más frías, es complicado por el aumento de δw en esas épocas.
Mediante el análisis de registros isotópicos de organismos de aguas profundas,
es posible resolver cuánto del aumento en δc por organismos de superficie fue
debido a incremento en la temperatura de superficie y cuánto debido a la
formación de capa de hielo continental. Se espera que las temperaturas del
agua de fondo (≈ -1ºC a 2ºC) ha cambiado muy poco desde las épocas
glaciales (el último máximo glacial fue hace 18.000 años) y el aumento en δc
para organismos de agua profunda solo reflejaría cambios en la composición
isotópica del océano glacial. Sobre esta base, se ha concluido que el 70% de
los cambios en la composición isotópica de organismos moradores de la
superficie fue debida a cambios en la composición isotópica de los océanos y
cerca del 30% debidos a variaciones de la temperatura.
Desafortunadamente, los cambios en la composición isotópica de los depósitos
oceánicos no son las únicas complicaciones que afectan una simple
interpretación de temperatura de las variaciones de δc. La suposición de que
los organismos marinos precipitan carbonato de calcio del agua de mar en
equilibrio es algunas veces inválida. Ciertos efectos vitales de los organismos
marinos, tal como la incorporación de dióxido de carbono producido
metabólicamente, pueden causar desvíos del equilibrio termodinámico de la
precipitación de carbonatos. Sin embargo, seleccionando cuidadosamente las
especies que no contienen efectos vitales o las que tienen efectos vitales que
pueden ser cuantificados, puede evitarse este problema.
Además del análisis de isótopos estables, la reconstrucción paleoclimática
puede realizarse también estudiando la abundancia relativa de las especies, o
colección de especies y sus variaciones morfológicas. En el último caso, la
59
verificación de la dirección de enrollado ( sea enrollado a la derecha – dextro –
o a la izquierda – siniestro) a menudo revela información proxy de utilidad
sobre las paleo temperaturas de los océanos. Otras variaciones incluyen
diferencias en el tamaño, forma y estructura superficial del ejemplar.
3.3.4.2. Reconstrucción paleoclimática a partir de material terrígeno
Los procesos de erosión y desgaste con el tiempo en diferentes zonas
climáticas sobre las masas de tierra continental pueden producir productos
inorgánicos característicos. Cuando estos son llevados a los océanos (por el
viento, los ríos o el hielo flotante) y depositados en el fondo del océano,
transportan información sobre el clima de sus orígenes o la ruta de transporte
en el momento de deposición.
Los detritos terrestres diluyen el influjo relativamente constante de carbonato
de calcio; la “pureza” de los sedimentos calcáreos muestra una relación inversa
con el influjo de material terrestre. Debido a que el influjo terrestre está
relacionado a factores climáticos, la pureza de los sedimentos calcáreos provee
por lo tanto un indicador paleoclimático. De aquí en momentos de alta
abundancia de carbonato indican bajo influjo terrestre, es decir, baja tasa
erosión continental.
3.3.5. Sedimentos terrestres
La variedad de estudios de sedimentos no marinos que provee información
paleoclimática relevante es vasta. Los depósitos eólicos, glaciales, lacustres y
fluviales son, en mayor grado, una función del clima, aunque con frecuencia es
dificultoso distinguir causas específicas de cambio climático. Los rasgos
erosionales antiguos como las líneas de costa marinas y lacustres, o as estrías
de glacial también revelan una señal paleoclimática. Varios de estos se
discutirá en las siguientes secciones
3.3.5.1. Características Periglaciales
Las características periglaciales son aspectos morfológicos que están asociados
con periodos continuos (permafrost) o discontinuos (congelamiento diurno o
estacional) de temperaturas bajo cero. Dichas características, sobre las que
pueden basarse inferencias paleoclimáticas, incluyen: cuñas de hielo fósil;
pingos9; arreglos poligonales; franjas de roca; e involuciones periglaciales.
Desafortunadamente, las reconstrucciones paleoclimáticas basadas en dichos
fenómenos están sujetas a un razonable grado de incertidumbre. Primero, la
ocurrencia de actividad periglacial durante el pasado solo puede indicar un
límite superior sobre las paleotemperaturas, no uno inferior. Segundo, las
9
Se denominan pingos a pequeños montículos circulares de hielo con una altura entre 3 y 70 m y un diámetro
entre 30 y 1000 m
60
características periglaciales son generalmente difíciles de datar con exactitud;
la datación de sedimentos con los que ellas están asociados solo provee una
estimación de edad máxima.
3.3.5.2. Fluctuaciones de glaciares
Las fluctuaciones glaciares resultan de los cambios en el balance de masa de
los glaciares; si la acumulación de nieve en la superficie pesa más que la
ablación glaciar, entonces el glaciar se hace más espeso y se produce el
avance del “hocico” del glaciar; recíprocamente, si la velocidad de ablación
supera la acumulación de nieve, el glacial adelgaza y retrocede. Estos
movimientos glaciales siempre están rezagados a los cambios en los factores
climáticos y diferentes glaciares tienen diferentes tiempos de respuesta a las
variaciones del balance de masa. Existe una complejidad adicional al
interpretar los movimientos glaciales en términos del cambio del clima debido
a que hay muchas combinaciones de condiciones climáticas que podrían
corresponder a fluctuaciones específicas del balance de masa. La temperatura,
precipitación y velocidad del viento son tres factores que debe ser
considerados.
Un registro de los movimientos del frente de los glaciares se deriva
generalmente de la morenas (amontonamiento de sedimentos transportado
por el avance de los glaciares y depositado cuando retroceden). Los períodos
de recesión glacial y la magnitud de la recesión, naturalmente son mucho más
difíciles de identificar. Además, movimientos glaciales repetidos pueden
destrozar la evidencia de avances anteriores, limitando así el período abierto a
la reconstrucción paleoclimática. La datación de los movimientos glaciales es
también propensa a errores considerables. El datado de radiocarbono sobre
material orgánico en suelos que se han desarrollado sobre morenas solo
provee una edad mínima del avance glacial, dado que puede existir un
considerable retraso entre la deposición de la morena y la formación del suelo.
La liquenometría (medición de líquenes) y la tefrocronología (flujos de lava)
algunas veces pueden ser usadas para ayudar en la datación de los eventos
glaciales, pero de nuevo, está restringida la confiabilidad.
3.3.5.3. Fluctuaciones del nivel de los lagos
En regiones donde la descarga de agua de superficie (a través de ríos y otros
cursos de agua) está restringida a cuencas interiores en lugar de océanos, los
cambios en el balance hidrológico puede proveer evidencia de fluctuaciones
climáticas pasadas. En estas cuencas terrestres cerradas, la pérdida de agua
es casi enteramente debida a la evaporación. Durante épocas de balances de
agua positivos (climas más húmedos) pueden desarrollarse lagos y expandirse
sobre grandes áreas; durante épocas de balances de agua negativos (climas
más secos) caen los niveles de los lagos y retrocede el área de extensión.
61
Dichos estudios paleoclimáticos son particularmente útiles en áreas áridas o
semiáridas.
Muchos factores influirán el balance hidrológico de un lago. Los factores que
afectan la tasa de evaporación incluyen la temperatura, la nubosidad, la
velocidad del viento, la humedad, la profundidad del lago y la salinidad. Los
factores que influyen la escorrentía de agua incluyen la temperatura del suelo,
la cobertura vegetal, el tipo de suelo, la frecuencia, intensidad y tipo (es decir,
lluvia, nieve, etc.) de precipitación, las pendientes del terreno y el tamaño y
número de brazos de agua.
Pueden identificarse episodios de crecimiento de lagos mediante líneas de
costas recortadas por las olas, depósitos de playa, deltas de ríos asentados y
sedimentos lacustres expuestos. Los episodios de retracción de lagos pueden
identificarse mediante testigos de sedimentos del lago o por paleosoles10 y
evaporitos11 sobre el lecho del lago expuesto. Para descifrar la historia del nivel
del lago puede usarse también el análisis de microfósiles, la estatigrafía y
geoquímica.
3.3.6. Palinología
Los granos de polen y esporas forman la base de otro importante aspecto de la
reconstrucción paleoclimática, generalmente referido como análisis de polen o
palinología. En donde el polen y las esporas se acumularon con el tiempo,
puede preservarse un registro de las vegetaciones pasadas de un área. Con
frecuencia, los cambios en la vegetación de una zona pueden ser debidos a los
cambios en el clima. La interpretación de las vegetaciones pasadas a través del
análisis de polen puede por lo tanto ofrecer una forma de reconstrucción
paleoclimática.
Los granos de polen y las esporas son extremadamente resistentes a decaer y
son producidos en enormes cantidades que se distribuyen extensamente a
partir de su fuente. Un género o especie particular de planta puede poseer
características morfológicas únicas para ayudar la reconstrucción de
ensamblajes de vegetaciones pasadas.
Las diferencias en la tasa de productividad y dispersión del polen expone un
problema significativo para la reconstrucción paleoclimática porque las
abundancias relativas de granos de polen en un depósito no pueden
interpretarse directamente en términos abundancia espacial en el área en
estudio. Por ejemplo, una comunidad de vegetación compuesta de 15% x,
35% y, y 50% z puede estar representada en un depósito por cantidades
10
Los paleosoles son capas antiguas de tierra enterradas a profundidad por debajo de los límites de la
actividad biológica.
11
Se denomina evaporitos a los depósitos formados por minerales disueltos en el agua cuando esta se
evapora.
62
aproximadamente iguales de polen para x, y, y z, debido a las diferencias
entre especies en la productividad y dispersión de polen. Para resolver esto es
necesario tener alguna función que relacione abundancia de polen y
distribución espacial para la frecuencia de especies. Los diversos métodos para
lograrlo han empleado el principio de uniformidad, esto es, “el presente es la
clave del pasado”, aunque la evidencia de la validez de esta suposición no es
por cierto concluyente.
Siendo el polen un sedimento eólico (soplado por el viento) se acumulará en
cualquier superficie tal como está. Se han tomado sedimentos que contienen
polen fosilizado a partir de turberas, lecho de lagos, depósitos aluviales, fondo
del océano y testigos de hielo. Cuando el polen se ha depositado en agua, se
debe tener cuidado en los efectos no climáticos que causan variación en el tipo
y abundancia de polen. Estos efectos incluyen asentamientos diferenciales,
mezclamiento turbulento y los efectos de enterramiento de organismos.
Desafortunadamente, las dificultades asociadas con el análisis de polen ha
significado que la mayoría de las reconstrucciones paleoclimáticas han
avanzado solo en una forma cualitativa – el clima fue más húmedo / más seco
o más cálido / más frío. Algunas veces es posible cuantificar las variaciones
paleoclimáticas no mediante el uso del ensamblaje total del polen, sino de
especies indicadoras individuales, plantas que pueden no ser abundantes pero
que se piensa que están limitadas por condiciones climáticas específicas
(ejemplo acebo (llex), hiedra (Hedera) y muérdago (Viscum)).
3.3.7. Rocas sedimentarias
Muchas de las técnicas usadas para la reconstrucción paleoclimática discutidas
en las secciones precedentes solo tienen abierta una limitada escala temporal
para su período de estudio. La mayoría de los testigos de hielo están
restringidos al último millón de años, mientras que el análisis de los anillos de
los árboles solo provee información climática proxy, como mucho, de los
últimos 10.000 años. Los sedimentos oceánicos proveen unos de los más
largos registros proxy disponibles y ofrecen una ventana en la datación de
paleoclimas que va hasta la edad de los dinosaurios, 100 millones de años
atrás. La mayoría de los sedimentos antiguos, sin embargo, habrán sido
subducidos debajo de placas tectónicas sobrepuestas a medida que los
continentes continúan derivando sobre la tierra. Para reconstruir los climas
más antiguos que estos, por lo tanto, es necesario mirar por evidencia en
alguna otra parte.
Los sedimentos extendidos debajo en el fondo del océano se van enterrando
por posterior transporte de restos desde los interiores continentales. Los
sedimentos enterrados en profundidad están sujetos a considerables presiones
de las capas superpuestas, y luego de decenas o centenas de millones de años,
63
son gradualmente litificados12, formando rocas sedimentarias. Si, a través de
movimientos tectónicos, estas rocas sedimentarias son elevadas y expuestas,
los científicos las pueden estudiar, como otra forma de evidencia para
reconstruir los climas pasados.
Para la reconstrucción paleoclimática son utilizadas numerosas técnicas de
análisis de rocas sedimentarias. Principalmente, el tipo de roca provee una
perspectiva valiosa en los climas pasados, por la composición de la roca se
revela evidencia del clima en el momento de la deposición del sedimento. No
obstante, los regímenes climáticos en la deposición varían no solo debido a los
cambios climáticos reales sino también debido a los movimientos
continentales. El carbón y la caliza carboníferos (evidencia de climas cálidos,
húmedos) del norte de Inglaterra (300 Ma), por ejemplo, fueron depositados
en el momento en que Gran Bretaña estaba ubicada cerca del ecuador,
mientras estaba ocurriendo la glaciación de gran escala en las altas latitudes
del hemisferio Sur (sección 5.2.2.2).
El estudio del tipo de roca es geológicamente conocido como análisis de facies.
El análisis de facies investiga como cambia la roca con el tiempo y provee por
lo tanto una herramienta potencial para investigar el cambio climático pasado.
Por ejemplo, una formación sedimentaria consistente de una capa de equisto
(piedras de barro de grano fino) interpuesta entre dos capas de piedra arenisca
(granulado grueso) provee evidencia de un cambio en el nivel del mar,
potencialmente vinculado a cambio climático (causado por epirogenia (sección
2.6.2) o por formación de hielo (sección 2.5.2.4)). Las piedras de arena se
depositan en las zonas costeras donde el agua es poco profunda, mientras que
las piedras de barro (equisto) son depositadas en aguas más profundas de la
región de la plataforma continental. Un cambio en el tipo de roca en la sección
transversal debe por lo tanto reflejar un cambio en el nivel del mar asociado
con movimientos de la línea de costa.
Otro tipo de rocas marcadoras de importancia son los evaporitos (depósitos de
sal litificados y evidencia de climas áridos secos), carbón (materia orgánica
litificada y evidencia de climas cálidos, húmedos), fosfatos y cherts (material
de silicio y fosfato litificados y evidencia de surgencia oceánica a vientos alisios
superficiales activos) y calizas de arrecife (arrecife de coral litificado y
evidencia de condiciones oceánicas superficiales cálidas).
Así como el análisis de facies, otras técnicas, incluyendo el análisis de tasas de
sedimentación, morfología granular de sedimentos y la composición química
proveen información sobre las condiciones climáticas prevalecientes en el
momento de la erosión de la roca madre. Además, algunos de los métodos
usados para reconstruir los climas pasados discutidos en las secciones
anteriores pueden ser igualmente aplicados a rocas sedimentarias. Por
ejemplo, el tipo y distribución los fósiles marinos y continentales dentro de las
12
Litificado significa hecho roca. La litificación es el proceso de consolidación de un sedimento hasta
convertirse en roca sólida.
64
rocas icnofósiles (principalmente calizas y piedras de barro, pero
ocasionalmente piedras de arena) son indicadores paleoclimáticos valiosos.
Puede también estudiarse el tipo, abundancia y morfología de microfósiles y
derivar paleotemperaturas a partir del análisis de sus isótopos de oxígeno
(sección 3.3.4.1)
3.4. Conclusión
La unidad 3 ha examinado las diferentes técnicas y métodos usados para
construir el clima contemporáneo a partir de registros instrumentales y
reconstruir paleoclimas a partir de fuentes de datos proxy. Siempre que se
elige un indicador para representar algún aspecto del clima, sea instrumental o
proxy, se debe estar seguro que existe una base física para la elección de ese
indicador, es decir, variaciones en el registro del indicador realmente reflejan
variaciones en el aspecto del clima que uno está intentando medir.
En todos los análisis climáticos y paleoclimáticos, debe ser el objetivo del
investigador maximizar la relación señal (climática) del ruido de fondo (no
climático), sin comprometer la validez del dato.
En la unidad 5 se discutirá el uso de métodos proxy para la reconstrucción
paleoclimática a través del tiempo geológico. Se toma particular atención a los
climas y cambios del clima del Cuaternario. Primero, no obstante, la unidad 4
investiga otra herramienta usada para asistir a los científicos en la
comprensión del cambio climático: la modelación del clima.
65