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.

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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) la presión de vapor de agua; 2) la humedad relativa; 3) la humedad absoluta; 4) la relación de mezcla y 5) el 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

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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 2 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.

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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

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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

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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 H2

16O 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. 5 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.

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inicial; a la inversa, el agua remanente queda enriquecida en 18O. Durante la condensación, la presión de vapor más baja de H2

18O 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 H2

18O. 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 H2

18O.

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:

( ) ( )

( )SMOW

SMOWsample

OOoOOOO

O 1618

31618161818 %10×−

=δ (12)

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.

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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 =

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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.

Los anillos anuales son los indicadores de la edad de los árboles.

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 edad, disponibilidad de nutrientes del suelo y una completa multitud de factores climáticos. El

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.

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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

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edad. Esta cronología maestra aumenta la señal (clima) sobre el ruido de fondo (no clima);

3) construir cronologías de una red de emplazamientos para la región; 4) identificar relaciones estadísticas entre las series temporales cronológicas y

los datos climáticos instrumentales para el período reciente – el período de calibración;

5) usar estas relaciones para reconstruir información climática a partir de los períodos antiguos cubiertos por los datos de anillos de árboles, y;

6) 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).

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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

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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

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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

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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.

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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. 11Se denomina evaporitos a los depósitos formados por minerales disueltos en el agua cuando esta se evapora.

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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,

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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.

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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.

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