Así conocemos el clima del pasado

Sabemos que el clima de la Tierra ha cambiado constantemente. En el Mesozoico (la era de los dinosaurios, hace entre 252 y 66 millones de años) apenas había hielo en los polos. Aragón o Castilla y León tenían playa, en una península ibérica que no era tal sino una isla tropical. Hace solo unos miles de años, ya con nuestra especie extendida por todos los continentes, el planeta se encontraba en una intensa glaciación.

Por ejemplo, saber que en algún momento del pasado ha habido más hielo que en la actualidad es relativamente sencillo: los glaciares esculpen valles en forma de U y dejan en ellos unos depósitos sedimentarios característicos, o pulen la roca (rocas aborregadas) y dejan arañazos en ella (estrías glaciares). A día de hoy encontramos muchos de estos valles sin hielo. Por tanto, si en el pasado había más hielo es probable que las temperaturas fuesen más bajas.

Vista del valle en U desde la laguna glacial de El Duque, cerca de El Barco de Ávila, provincia de Ávila (España). Imagen de Gabriel Castilla.

Pero… ¿Cómo saber cuáles eran las temperaturas o qué cantidad total de hielo había en el planeta? ¿Cómo podemos conocer el clima de hace millones de años?

De esto se encarga la ciencia de la Paleoclimatología, que utiliza indicadores o Datos Proxy que pueden ser de lo más variados. Y en esta entrada veremos un par de ejemplos: hielo y foraminíferos.

Un dato “Proxy” es un dato indirecto. Como no es posible medir directamente la temperatura o la precipitación del pasado, se utilizan registros de otras variables a partir de las cuales se pueden deducir las primeras, igual que en el ejemplo de los glaciares. La interpretación de estos datos “Proxy” está basada siempre en principios físicos, químicos o biológicos.

El registro paleoclimático más completo que existe abarca los últimos 65 Millones de años, y utiliza como Proxy los isótopos de Oxígeno (Zachos et al., 2001).

1. Los isótopos de Oxígeno y el hielo

La mayoría de átomos de oxígeno están formados por 8 protones y 8 neutrones en su núcleo, lo que conocemos como el isótopo “Oxígeno 16”. Sin embargo, existe una pequeña proporción de estos átomos que tiene 8 protones y 10 neutrones: el isótopo “Oxigeno 18”.

Dos isótopos de un mismo elemento, en este caso Oxígeno 16 y 18 tienen idénticas propiedades químicas al tener el mismo número de protones y electrones. Pero su diferente masa les hace tener comportamientos diferentes frente a procesos como la evaporación o la condensación.

Así, existen moléculas de agua (H2O) con Oxígeno 16 y otras con Oxígeno 18, y la proporción entre ellas nos permite deducir cambios climáticos gracias a una serie de procesos que denominamos “fraccionamiento isotópico”:

  • Las moléculas con O-16 se evaporarán con mayor facilidad por su menor masa. Así, las nubes tienen más O-16 que el agua del océano que las formó. Y el océano se verá enriquecido en O-18 por la pérdida de O-16.
  • Las moléculas de agua con O-18 se condensan con mayor facilidad (tienen mayor masa), por lo que el agua de lluvia tiene más O-18 que la nube que la formó.
  • Las nubes van perdiendo agua al enfriarse hacia los polos, por formación de lluvia y por la disminución de la evaporación en estas zonas. Por ello, cuanto más cerca de los polos nos encontremos y cuanto menor sea la temperatura, menor será la cantidad de O-18 en las precipitaciones.
  • La nieve que cae sobre los polos y forma el hielo del casquete glaciar tiene mucho O-16, pero esta señal isotópica cambia con los cambios en la temperatura a lo largo del tiempo en la zona. Por esto la señal isotópica de los hielos de Groenlandia o la Antártida nos permite reconstruir temperaturas para los últimos cientos de miles de años.
Fraccionamiento de los isótopos de oxígeno en el planeta. Distintos procesos hacen que cambie la proporción de átomos de Oxígeno-18/Oxígeno-16. Gracias a los registros marinos de conchas de microorganismos como los foraminíferos, y a los registros del hielo de los casquetes polares, podemos conocer estos cambios isotópicos que reflejan el clima del pasado. Gráfico: Javier Pérez Tarruella.

Como el hielo de los casquetes polares y glaciares acumula isótopos ligeros O-16 y el océano se enriquece en isótopos pesados O-18 durante las glaciaciones, los sedimentos de fondos oceánicos nos permiten conocer en qué momentos ha habido más o menos hielo en el planeta.

2. Foraminíferos, pequeños historiadores del clima

Los minerales que componen las partes duras de los organismos (especialmente conchas de organismos acuáticos) contienen oxígeno, y su proporción O-18/O-16 nos puede aproximar a la temperatura a la que se formaron. Cuando la temperatura es baja, las conchas asimilan más O-18 y viceversa.

Algunos de los organismos con concha más abundantes del planeta son los foraminíferos (imagen de portada). Son unicelulares y pertenecen al reino Protista. Muchos tienen aspecto de palomitas de maíz, miden menos de 1mm y fosilizan con facilidad, por lo que podemos encontrarlos en casi cualquier roca sedimentaria de origen marino.

Imagen SEM de muestras de diversos foraminíferos planctónicos. Tomado de Pados, T. (2014). Recent planktic foraminifera in the Fram Strait : ecology and biogeochemistry. (Autoría: Paul Pearson, Cardiff University).

El indicador que se utiliza para conocer los cambios de temperatura GLOBALES del pasado es la señal isotópica de la concha de foraminíferos que habitan en los sedimentos de los fondos profundos de los océanos (organismos bentónicos), pues la temperatura de las aguas profundas cambia muy lentamente y es un buen reflejo del clima global.

Otros foraminíferos, los planctónicos, viven en las aguas superficiales. Como el número de especies lleva sin cambios desde hace unos 500.000 años, podemos estudiar en qué condiciones de temperatura vive cada especie actualmente y qué agrupaciones de especies hay a diferentes temperaturas.

De esta forma, conociendo las diferentes especies que se encuentran en un sedimento antiguo y sus proporciones (cuáles son más abundantes), podemos conocer la temperatura del agua superficial en el momento en que vivieron. Esto es un buen ejemplo de la aplicación del Actualismo.

Sabías que… Para conseguir los preciados foraminíferos se utilizan grandes buques científicos especiales, equipados con una torre de perforación muy similar a la que se emplea en el mundo del petróleo. Así se obtienen sondeos del fondo marino donde se han ido enterrando los foraminíferos bentónicos que allí vivían. Los planctónicos que vivían en el agua superficial cayeron y se depositaron una vez muertos. Cuanto mayor haya sido esta acumulación y durante más tiempo se haya producido de forma continua, mejor será el registro climático que se podrá obtener.

Otros indicadores Proxy

Aunque sólo hemos hablado de hielo y organismos marinos, el clima del pasado se puede conocer a través de muchos otros indicadores Proxy: depósitos en lagos, espeleotemas en cuevas, estudios de pólenes en sedimentos, depósitos de turberas, estudios geoquímicos e isotópicos en dientes de mamíferos o incluso a través de los anillos de los árboles (Dendrocronología).

Referencias

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