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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 si algún momento del pasado ha sido más frío más 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: isótopos 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

Las calcretas laminares de Viñegra de Moraña

Texto y gráficos – Alberto Martín. Imágenes – Gloria Martín Alonso

En regiones semiáridas, como lo fue La Moraña durante épocas pasadas, las plantas necesitan desarrollar mecanismos especiales para acumular nutrientes. Cuando las capas superficiales del suelo son permeables, el sustento que las plantas necesitan se acumula en los primeros metros, por lo que las raíces tratan de ocupar la mayor cantidad de superficie posible para conseguir alimento y agua.

En ocasiones podemos ver vestigios de cómo esos vegetales llevaron a cabo sus tácticas de supervivencia. En la localidad de Viñegra de Moraña encontramos un excepcional ejemplo.

Figura 1. Corte en la vía del tren donde se ven calcretas laminares.
Figura 1. Corte en la vía del tren.
Figura 2. Calcretas laminares.
Figura 2. Calcretas laminares.

En la segunda imagen se observan unas líneas blancas que se disponen de manera paralela al suelo. Son la evidencia que dejaron las raíces de las plantas que allí vivieron: los vegetales necesitaron disponer sus raíces de forma que ocuparan la máxima extensión posible; en este caso lo hicieron en forma de mallas para así impedir que los nutrientes escaparan tierra abajo.

Durante la vida de la planta, su raíz y los microorganismos asociados ayudan a la acumulación de carbonato en el entorno de la raíz y también en sus células. El proceso puede seguir después de la muerte de la planta. Esta acumulación de carbonato cálcico da lugar a lo que se conoce como calcretas.

Para ser más precisos, en el caso de Viñegra de Moraña hablamos de calcretas laminares (láminas de carbonato cálcico).

Si viéramos el corte donde se tomaron las fotografías de cerca, podríamos observar que alrededor de las calcretas principales aparecen unos hilos blanquecinos de menor tamaño. Esto indica que las raíces tenían una actividad fúngica a su alrededor. Estos hongos juegan un papel clave a la hora de fijar en las raíces el carbonato cálcico presente en el suelo.

Figura 3. Proceso de formación de calcretas.

Indicadores paleoclimáticos

Podemos encontrarnos calcretas con otras formas en la naturaleza, como nodulares, pulvurentas o muy compactas.

En regiones áridas, el polvo y las escasas precipitaciones realizan el aporte del carbonato cálcico. Por tanto, una calcreta es un excelente indicador paleoclimático, debido a que casi siempre se van a formar en zonas con precipitaciones muy bajas.

¿SABÍAS QUE…? El tiempo para que se forme un perfil de calcreta (sucesión vertical completa de los distintos horizontes o capas morfológicamente diferentes) depende de muchos factores: vegetación, clima y estadio de madurez. Puede darse una variación tan grande que pueden tardar entre 3.000 y 1 millón de años.

Para saber más sobre otros indicadores paleoclimáticos: Estudio de la evolución paleoclimática a partir de las turberas.

Actividades docentes relacionadas

RECURSO DIDÁCTICOA web tutorial for the petrographic analysis of carbonate rocks

Bibliografía

Reconstruyendo el paisaje a partir de un puñado de arena

Autores – Gabriel Castilla y Davinia Díez Canseco

Cuando nos detenemos a contemplar un paisaje, ya sea en el campo o en una fotografía, hay una pregunta que surge casi de manera espontánea: ¿cómo se formó el relieve que observamos? Intuimos que las llanuras, valles y montañas debieron originarse por la acción lenta pero continuada durante mucho tiempo del agua, el hielo o el viento; agentes que pueden arrancar materiales de un sitio para reubicarlos en otros. La experiencia nos induce a pensar que las rocas que configuraban el relieve primordial fueron disueltas o arrancadas, trituradas y transportadas lejos de allí.

La siguiente pregunta también surge por sí misma: ¿dónde fueron a parar todos estos materiales? Podemos deducir que viajaron hasta un lugar tranquilo donde el agua, el hielo o el viento perdieron su energía, depositándolos en forma de sedimentos (arcilla, limo, arena o grava) en una depresión del terreno o tal vez en el mar.

Y así, razonando paso a paso, construimos las nociones de erosión, transporte y sedimentación.

Figura 1. Cárcavas del río Adaja cerca de Blascosancho. En esta imagen se aprecian los tres procesos básicos que han modelado el paisaje: erosión, transporte y sedimentación. Foto: Gabriel Castilla.

Pero estas nociones son tan generales que apenas nos permiten conocer detalles sobre el tipo de rocas que formaban el relieve desaparecido, los procesos geológicos que actuaron o la distancia que recorrieron las partículas o clastos (minerales, fragmentos de roca y fósiles) antes de sedimentar. Para aclarar cómo se formó el paisaje y dónde fueron a parar los materiales que faltan es preciso detenerse antes en dos conceptos clave: selección y madurez.

Proceso de selección de materiales

Existe una relación directa entre los clastos que encontramos en un sedimento y la roca de la que proceden. En el caso del granito, la roca más abundante de la provincia de Ávila, tres son los minerales que lo constituyen: cuarzo, feldespato y mica.

Para saber más sobre el granito y su composición: Qué es el granito y cómo se forma.

Los tres minerales son liberados cuando el granito se ve alterado por procesos químicos (como la hidrólisis del feldespato) y físicos (fracturación por cambios de presión y temperatura).

Descubre más sobre la alteración del granito en: La formación de los suelos.

En los continentes la reubicación de estos minerales la realizan fluidos como el agua (ya sea líquida o en forma de hielo) y el viento. El viaje entre el lugar donde se produce la erosión y la zona de sedimentación puede ser muy agresivo, por lo que algunos minerales se pueden romper y alterar químicamente hasta desaparecer.

Figura 2. Arena próxima a la laguna de El Ejido, formada por la erosión del granito y el transporte del sedimento. Foto: Gabriel Castilla.

Los agentes de transporte realizan un doble proceso de selección:

  1. El primero tiene que ver con la composición, pues el agua altera y degrada químicamente el feldespato y la mica mientras que mantiene el cuarzo (por ser químicamente estable y mecánicamente resistente).
  2. El segundo es una selección por tamaños, pues cuanto más baja es la energía o la densidad del fluido (como el aire) su capacidad de erosión y carga es menor, por lo que solo puede transportar clastos de unos milímetros de grosor. Sin embargo, cuando la energía y densidad del fluido es alta (como le sucede al agua líquida, al hielo o al barro), su capacidad de transportar material de todos los tamaños es mayor. 
Figura 3. Tipos de selección en función de la capacidad de carga y del medio de transporte. La selección del viento es alta (dunas) mientras que la de los ríos es más baja. Gráfico tomado de Corbí, H. y Martínez-Martínez, J. (2015).

Madurez de los materiales

Los geólogos llamamos arena al sedimento formado por clastos de rocas disgregadas cuyo tamaño oscila entre los 0,06 y los 2 milímetros de diámetro.

Cuando el viaje de la arena ha sido largo solo sobreviven las partículas más duras, cuyos bordes se van desgastando. Podemos decir entonces que:

  • Una arena es madura cuando está formada por granos de cuarzo que presentan forma redondeada y un tamaño similar entre ellos.
  • Por el contrario, diremos que una arena es poco madura cuando contiene minerales blandos (micas y feldespatos), de aspecto anguloso y con tamaños muy desiguales.

Figura 4. El grado de redondez que muestran los granos de cuarzo son un indicador del desgaste que han experimentado durante su transporte. Gráfico extraído de Carta de sorting estándar. Australian Government, Geoscience Australia (www.ga.gov.au).

¿Qué información podemos deducir del estudio de la madurez de un sedimento?

  • Una arena madura nos habla de un relieve montañoso lejano, de llanuras y zonas tectónicamente tranquilas, de un transporte largo e intenso en el que pueden haber participado muchos procesos geológicos, entre ellos el viento.
  • Una arena poco madura nos habla de un relieve montañoso cercano y de un transporte enérgico pero corto, propio de zonas montañosas tectónicamente activas, donde son frecuentes los torrentes y pueden ocurrir episodios de alta energía como las llamadas “vejigas” (deslizamientos de ladera en zonas de alta pendiente).

Para saber más sobre las llamadas “vejigas” : Reconciliando la tradición oral de las “vejigas” con la geología y el estudio de los riesgos naturales parte 1 y parte 2 (el caso concreto de Venero Claro).

Figura 5. Muestra de arena, sobre papel milimetrado, tomada en una duna al Noroeste de El Oso. Podemos apreciar una selección media-alta con partículas finas, pero también cantos de unos 2 mm tanto de cuarzo redondeado como de feldespato anguloso. Podemos comparar esta muestra con arena del desierto del Sáhara que presenta clastos redondeados y sedimento con clastos angulosos de un río seco de Black Mountain en Alberta (Canadá). Foto: Gabriel Castilla.

De dónde viene la arena de las dunas de La Moraña

Las dunas de La Moraña están formadas por cuarzo (62,5%), feldespato (35%) y fragmentos de roca y micas (2,5%).  En algunas encontramos arena de grano muy fino y bien seleccionadas, mientras que en otras las arenas son más gruesas y están peor seleccionadas. Esto significa que el viento formó las dunas movilizando clastos de dos áreas de origen muy distintas:

  1. Las arenas maduras que se encontraban en las terrazas y llanuras de inundación de los ríos de la cuenca del Duero.
  2. Y los sedimentos menos maduros formados por la erosión rápida de relieves montañosos del Sistema Central.
Figura 6. Grano de cuarzo de una duna de la Moraña visto al microscopio electrónico de barrido (MEB) a diferentes escalas. Podemos apreciar bordes redondeados, escamas en la superficie y el “piqueteo” formado por el continuo choque con otros granos de cuarzo.
Fotos realizadas por Jaime Cuevas González en el MEB de la Universidad de Alicante.

Como hemos podido ver la arena tiene historias que contarnos, relatos que han quedado escritos en la composición, forma y selección de los granos que la conforman. Además, al observar detalladamente un grano de cuarzo de una de las dunas de La Moraña con un microscopio electrónico de barrido (MEB), podemos apreciar en su superficie rasgos producidos por la acción prolongada del viento que nos hablan de las condiciones climáticas de extrema aridez que azotaron esta región hace 11.600 años.

Para saber más sobre la evolución climática de La Moraña: Youger Dryas: cambios climáticos que condicionaron el paisaje abulense y la vida humana.

Completa lo que sabes sobre las dunas de La Moraña en: Un mar de dunas en La Moraña y Descubrir los cinturones de dunas de Ávila.

Fuentes de consulta

Estudio de la evolución paleoclimática a partir de las turberas

Autor – Pablo Melón Jiménez

Las turberas son humedales ácidos en los cuales se produce la acumulación de materia orgánica como turba.

La turba es un material de color pardo oscuro, aspecto terroso y poco peso, constituido por restos vegetales en estado de descomposición que se utiliza fundamentalmente como combustible y como abono orgánico.

Musgo Sphagnum sp. presente en las turberas

Las turberas son en realidad pequeñas cuencas lacustres de origen glaciar en las que la velocidad de acumulación de la materia orgánica es mayor que la velocidad de descomposición de la misma.

Este proceso condiciona que el agua que vierte en las lagunas no entre en contacto con la materia orgánica y de forma progresiva se produce una reducción en la concentración de oxígeno, dando lugar a zonas en las que se produce la descomposición de la materia orgánica por parte de bacterias anaeróbicas. Este proceso de anoxia produce una reducción importante de los nutrientes en la turbera, que es aprovechado fundamentalmente por los musgos del género Sphagnum sp., que proliferan en aguas pobres en nutrientes frente a otros organismos.

El polen: un registro de la evolución del clima y la vegetación

Desde la antigüedad, las turberas han servido como combustible (de hecho forman parte de la clasificación de los carbones; turba<lignito<hulla<antracita) y para fertilizar campos de cultivo.

Pero además, en los últimos tiempos, se ha comprobado la eficacia de este tipo de ambientes como guardianes del registro palinológico, es decir, del polen y esporas provenientes de distintas plantas y hongos. El estudio de este tipo de registros ha permitido en el caso de los castros vetones, y en particular del castro de Ulaca, hacer una aproximación a la evolución paleoclimática y de la vegetación de la zona en relación a sus pobladores. Los registros de sedimentos encontrados en vasijas y otros restos arqueológicos recuperados de los castros vetones han permitido analizar la evolución de los terrenos en que habitaron dichos pueblos, gracias también a la datación por carbono-14.

Para saber más del método de datación por carbono 14: Método de datación por radiocarbono (o carbono 14)

Los pueblos vetones emprendieron durante la Segunda Edad del Hierro (s. VI a I a.C.) un extenso proceso de explotación del paisaje que dio lugar, tras la deforestación continuada, a la generación de nuevas zonas de pastos y tierras de cultivo (Sáez, J.A.L., Merino, L.L., & Díaz, S.P., 2008).

Este registro se puede observar por la reducción de los pólenes de especies como la encina, el roble melojo y el fresno y el aumento progresivo de la presencia de algunos palinomorfos de carácter antrópico (condicionados por la presencia humana) como Cichorioideae y Cardueae, que explican la antropización del paisaje (la transformación que ejerce el ser humano sobre el medio).

Grano de polen observado en el Microscopio Electrónico de Barrido (SEM).

¿SABÍAS QUE…? La aparición de algunas esporas de hongos coprófilos (aquellos que tienen afinidad por los excrementos animales) indica no solo que los vetones eran un pueblo con amplia dedicación ganadera, sino que además convivían con el ganado in situ.

¿Quieres saber más sobre métodos de datación?