Paleoclimatología

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Paleoclimatología y la Historia de las Eras Geológicas

La paleoclimatología es el estudio de los climas antiguos. El clima es la expresión a largo plazo del tiempo atmosférico; en el mundo moderno, el clima se expresa sobre todo en la vegetación, los tipos de suelo y las características de la superficie terrestre. Para estudiar los climas antiguos, los paleoclimatólogos deben estar familiarizados con varias disciplinas de la geología, como la sedimentología y la paleontología, y con la dinámica del clima, que incluye aspectos de la geografía y de la física atmosférica y oceánica. Existe una necesidad imperiosa de que las sociedades sean capaces de predecir el cambio climático. Comprender la historia del sistema climático de la Tierra mejora en gran medida la capacidad de predecir cómo podría comportarse en el futuro.

La información sobre los climas antiguos procede principalmente de tres fuentes: los depósitos sedimentarios, incluidos los suelos antiguos; la distribución de plantas y animales en el pasado, así como algunas características morfológicas como las formas de las hojas o los anillos de los árboles; y las composiciones químicas de ciertos fósiles y componentes de las rocas. Todos ellos se conocen como indicadores indirectos del clima (a diferencia de los indicadores directos, como la temperatura, que no pueden medirse en el pasado). Además, los paleoclimatólogos utilizan modelos informáticos del clima que han sido modificados para aplicarlos a las condiciones antiguas. Véase también: Historia del clima; Climatología; Geología; Geomorfología; Paleontología

Dinámica del clima

Al igual que los climatólogos modernos, los paleoclimatólogos se ocupan de las condiciones límite, el forzamiento y la respuesta. Las condiciones de contorno son los límites dentro de los cuales opera el sistema climático. Las condiciones límite que consideran los paleoclimatólogos dependen de la parte de la historia de la Tierra que se estudie. Para el pasado reciente, es decir, los últimos millones de años, se consideran las condiciones límite que pueden cambiar en escalas de tiempo cortas; por ejemplo, la química atmosférica. Para el pasado más lejano, los paleoclimatólogos también deben considerar las condiciones límite que cambian en escalas de tiempo largas. Las características geográficas -es decir, la posición de los continentes, la ubicación y orientación de las principales cadenas montañosas, la posición de las costas y la presencia o ausencia de vías marítimas epicontinentales (grandes áreas de los continentes inundadas durante las épocas de alto nivel del mar)- son importantes para comprender los patrones paleoclimáticos. Además, la constante solar y la velocidad de rotación de la Tierra han cambiado a lo largo del tiempo geológico y también deben tenerse en cuenta a la hora de estudiar los paleoclimas, sobre todo antes de hace unos 4 × 108 años (los fósiles gelatinosos aparecieron por primera vez en el registro hace unos 6 × 108 años). El forzamiento es un cambio en las condiciones límite, como la deriva continental, y la respuesta es la forma en que el forzamiento cambia el sistema climático. El forzamiento y la respuesta son la causa y el efecto del cambio paleoclimático. El cambio paleoclimático durante la historia de la Tierra ha tenido lugar en escalas de tiempo muy cortas (cientos de años) y muy largas (cientos de millones de años). Véase también: Deriva continental; Evolución de los continentes; Paleogeografía; Tectónica de placas; Constante solar

Modelización de los climas antiguos

El registro del clima en los sedimentos y las rocas es notable porque ilustra una multitud de cambios abruptos y lentos en el clima a lo largo de la historia de la Tierra. El registro también es incompleto. Muchas de las rocas más antiguas han sido sometidas a la erosión o al metamorfismo y, a medida que se retrocede en el tiempo, el registro es cada vez más escaso. Además, los paleoclimatólogos no disponen de verdaderos barómetros o termómetros “paleo”. El paleoclima se estudia más bien de forma indirecta a través de su huella en los sedimentos y los organismos. Por tanto, los climas antiguos no pueden reconstruirse completamente a escala global. Sin embargo, los datos disponibles son útiles si se modela el clima; los datos pueden entonces utilizarse para probar aspectos de las predicciones del modelo y, por tanto, el propio modelo.

Aunque se estudian activamente muchos aspectos del cambio paleoclimático, algunos temas son especialmente importantes porque los estudios desafían las ideas tradicionalmente aceptadas. Entre estos temas se encuentran el papel de las cadenas montañosas en la determinación de los patrones climáticos globales, los sistemas climáticos de los supercontinentes, los climas polares cálidos, el papel de la circulación oceánica en el clima global y el papel del dióxido de carbono en el cambio climático a largo plazo.

El estudio de los paleoclimas se ha beneficiado enormemente de la aplicación de modelos informáticos completos. El desarrollo de modelos atmosféricos y oceánicos basados en las leyes físicas fundamentales del movimiento de los fluidos, la energía y el impulso estuvo a la vanguardia de la investigación en las ciencias atmosféricas y oceánicas durante la década de 1980. El desarrollo de la capacidad de predicción de los modelos ha sido muy rápido gracias al aumento de la potencia de los superordenadores, los avances en la programación y el creciente inventario de observaciones sobre el sistema climático moderno. Véase también: Modelización del clima

Indicadores del paleoclima

Los indicadores indirectos del paleoclima son abundantes en el registro geológico. Muchos se descubrieron por primera vez durante el siglo XIX y ayudaron a los científicos y naturalistas a apreciar el dinamismo de la historia de la Tierra. Los fósiles de hojas de palmera y cocodrilos en las islas árticas canadienses y los gruesos filones de carbón en la Antártida son algunos de los muchos sucesos aparentemente anómalos que indican que el clima ha cambiado. Muchos de los cambios se explican por la deriva continental, pero otros representan diferencias fundamentales entre los patrones climáticos modernos y los antiguos.

Indicadores sedimentarios

Los indicadores sedimentarios importantes que se forman en la tierra son el carbón, la arenisca eólica (antiguas dunas de arena), la evaporita (sal), la tillita (antiguos depósitos glaciares) y los paleosuelos. El carbón puede formarse allí donde las condiciones eran favorables para el crecimiento de las plantas y la acumulación y preservación de la turba, condiciones que están controladas en parte por el clima, especialmente por la estacionalidad de las lluvias. La arenisca eólica y la evaporita son indicativas de climas áridos. Los paleosuelos registran los niveles de la capa freática y la intensidad de la meteorización, ambos dependientes de la temperatura o las precipitaciones. Los paleosuelos también proporcionan información importante sobre el tipo de vegetación (véase la siguiente sección). Algunos sedimentos marinos también proporcionan información importante sobre los antiguos patrones de circulación atmosférica y oceánica. Se trata del chert, que se forma a partir de las conchas silíceas de plantas y animales marinos microscópicos, y del fosfato, ambos formados en zonas de afloramiento, es decir, zonas de alta productividad biológica en los océanos.Entre las Líneas En la actualidad, estas zonas deben su distribución a los patrones de viento globales y, por tanto, las pruebas geológicas de afloramiento ayudan a interpretar la antigua circulación atmosférica. Los extensos depósitos de sedimentos ricos en sustancias orgánicas también proporcionan información sobre la productividad de los océanos. Además de los tipos específicos de roca sedimentaria, los patrones de sedimentación también proporcionan información sobre los paleoclimas. La estratificación en los depósitos lacustres, por ejemplo, puede estar controlada por los cambios estacionales que, a su vez, están controlados por el clima. Gran parte de los conocimientos sobre el cambio climático más reciente se han obtenido a partir de estos depósitos. Véase también: Carbón; Laterita; Geología marina; Sedimentos marinos; Paleosol; Evaporitas salinas; Sedimentología; Estratigrafía; Sistemas y ambientes de depósito; Afloramiento

Indicadores fósiles

Los fósiles proporcionan información sobre el clima principalmente por su distribución (paleobiogeografía), aunque varios tipos específicos de fósiles pueden ser indicativos de determinadas condiciones climáticas. Los patrones paleobiogeográficos suelen seguir gradientes climáticos como la temperatura y la pluviosidad; son útiles cualitativamente, y a veces cuantitativamente, para delinear esos gradientes.

Además de las especies indicadoras y los patrones paleobiogeográficos, los fósiles, en particular las plantas, suelen mostrar características morfológicas relacionadas con el clima. La morfología de las hojas de las angiospermas leñosas (plantas con flor) está controlada por la temperatura media anual, el rango medio anual de temperatura, la precipitación media anual y la estacionalidad. El grosor y la estructura de la cutícula (capa exterior cerosa) de las angiospermas y otros tipos de hojas dependen en parte del suministro de agua. Además, la cutícula contiene un registro del tipo y la densidad de los estomas (poros a través de los cuales se intercambia gas entre la atmósfera y el interior de la hoja). Los estomas tienen formas diferentes según la aridez del clima, pero lo más importante es que la densidad de los estomas en algunas plantas es sensible a la cantidad de CO2 en la atmósfera. El análisis del margen de la hoja de las angiospermas ha proporcionado una herramienta cuantitativa para la estimación de varios parámetros climáticos. Por ejemplo, la proporción de hojas con márgenes lisos frente a hojas con márgenes dentados está altamente correlacionada con la temperatura media anual. Los anillos de crecimiento de la madera fósil son sensibles a las heladas, a las precipitaciones y a la temperatura durante la estación de crecimiento. Véase también: Biogeografía; Dendrocronología; Fósil; Paleobotánica

Indicadores geoquímicos

El tercer tipo de información disponible para documentar las pautas y los cambios paleoclimáticos es la geoquímica de isótopos estables de los fósiles y de ciertos tipos de rocas sedimentarias, así como otros parámetros geoquímicos como las proporciones de los elementos. Muchos de los elementos que utilizan los organismos para fabricar conchas, dientes y tallos se presentan de forma natural en varias formas diferentes, conocidas como isótopos. Los isótopos más útiles desde el punto de vista climático son los del oxígeno (O) y el carbono (C). La mayor parte del oxígeno se presenta como 16O, un átomo con ocho protones y ocho neutrones en el núcleo; sin embargo, parte del oxígeno se presenta como 18O, que tiene dos neutrones adicionales. La velocidad con la que los dos isótopos circulan por los océanos y la atmósfera y son absorbidos por los organismos varía en función de una serie de factores, como la temperatura; la biología de los organismos también tiene un gran efecto.Entre las Líneas En los océanos, los organismos que viven en aguas tropicales tienen una mayor proporción de 16O en sus caparazones en comparación con los que viven en aguas polares. Además, las proporciones de los dos isótopos disponibles en los océanos dependen de la cantidad de hielo en la superficie de la Tierra. Aunque los efectos del cambio de temperatura y del cambio del volumen de hielo pueden ser difíciles de distinguir, el análisis de los isótopos de oxígeno en los fósiles marinos ha proporcionado una poderosa herramienta cuantitativa para el estudio tanto del cambio de temperatura a largo plazo como de la historia de los casquetes polares.

En los continentes, las proporciones de 18O a 16O en los fósiles y las rocas están controladas principalmente por la composición isotópica original del agua, la precipitación y o la evaporación, que puede variar ampliamente en diferentes áreas. La cartografía de las variaciones puede permitir analizar el movimiento de las masas de aire, el tipo de precipitación (por ejemplo, las aguas derivadas del deshielo suelen ser mucho más ricas en 16O que las derivadas de la lluvia), etc. Los cambios en las relaciones isotópicas a lo largo del tiempo pueden revelar patrones de estacionalidad, así como un cambio climático a largo plazo.

Los isótopos del carbono son el 12C y el 13C (el 14C, que es radiactivo y se utiliza en la datación, no se utiliza para los estudios climáticos). La materia orgánica (los tejidos blandos de los organismos) es rica en 12C en comparación con la mayoría de los demás materiales que contienen carbono. Los cambios en las proporciones de 12C y 13C, especialmente en fósiles y rocas marinas, pueden ser indicativos de cambios en la productividad biológica y en el enterramiento de la materia orgánica (el enterramiento a gran escala de la materia orgánica secuestra el 12C en la roca). Dado que la composición isotópica del carbono de la atmósfera y de las raíces de las plantas es tan diferente, la composición de los nódulos de los paleosuelos, especialmente los nódulos de calcita (caliche), puede reflejar la cantidad de CO2 en la atmósfera. Véase también: Caliche; Termometría geológica; Isótopos

Causas de los cambios paleoclimáticos

El más raro de los cambios paleoclimáticos es el que puede atribuirse con seguridad a una sola causa. Se ha dedicado una gran cantidad de investigación en paleoclimatología a entender las causas del cambio climático y la conclusión principal es que cualquier cambio en la historia paleoclimática de la Tierra fue provocado por múltiples factores que operaron de forma concertada. No obstante, se han identificado algunos factores de forzamiento especialmente importantes. Los factores más importantes para la variación paleoclimática son los cambios en la paleogeografía y la química atmosférica y las variaciones en los parámetros orbitales de la Tierra.

El forzamiento paleogeográfico opera en escalas de tiempo relativamente largas, de millones a decenas de millones de años, y se produce de diversas maneras. Los cambios en las posiciones continentales pueden cerrar o abrir nuevas rutas para las corrientes oceánicas, lo que puede cambiar la distribución de la temperatura en la superficie de la Tierra. Por ejemplo, la apertura del paso de Drake entre Sudamérica y la Antártida se considera un factor que contribuye a la formación de la capa de hielo antártica. Mientras existió la conexión terrestre entre los dos continentes, la corriente circumpolar se desvió hacia el ecuador a lo largo del lado occidental de la costa, mientras que el agua relativamente cálida se desvió hacia el polo a lo largo del lado oriental. Sin embargo, con la apertura del Paso de Drake, la corriente circumpolar se hizo continua, aislando a la Antártida de las aguas cálidas de baja latitud. Aunque el cambio paleogeográfico que provocó este aislamiento -el alejamiento de la Antártida y Sudamérica- se produjo lentamente, el cambio climático resultante fue relativamente rápido. Este es un ejemplo de umbral paleoclimático; el sistema climático parece resistirse al cambio hasta que finalmente el forzamiento es demasiado grande y entonces el ajuste se produce rápidamente.

Los cambios en el nivel del mar también pueden haber provocado cambios paleoclimáticos. El nivel del mar está controlado en parte por los cambios en el volumen de hielo en los polos y, por tanto, a veces puede ser un efecto, más que una causa, del cambio climático. Sin embargo, el nivel del mar también cambia en respuesta a la actividad de construcción de montañas y a la deriva continental, y estos cambios pueden ser factores que forcen el cambio paleoclimático.Entre las Líneas En general, las épocas de alto nivel del mar fueron épocas de calor. Sin embargo, este patrón no es necesariamente cierto en detalle, lo que indica que otros factores también deben desempeñar un papel. Entre estos factores se encuentran la ubicación, el tamaño y la orientación de las montañas y las vías marítimas epicontinentales.

La mayor parte de la investigación paleoclimatológica sobre la química atmosférica se ha dirigido a modelar las variaciones del contenido de dióxido de carbono en la atmósfera. El dióxido de carbono es bien conocido como un gas de efecto invernadero que atrapa el calor en la superficie de la Tierra. El contenido de dióxido de carbono ha variado en el pasado y se han reunido pruebas sólidas de tales variaciones durante el pasado reciente (los últimos miles de años) mediante el uso de registros detallados de burbujas atmosféricas en núcleos de hielo e isótopos estables. Además, el ciclo del carbono es relativamente bien conocido y los cambios en el contenido de dióxido de carbono en la atmósfera deben haber tenido lugar, ya que se observan grandes fluctuaciones en el registro fósil para otros depósitos de carbono. Por último, los cambios en el dióxido de carbono parecen ser el único mecanismo que puede explicar algunos cambios de la temperatura global. Sin embargo, el efecto no es necesariamente lineal. Algunas épocas de calentamiento global fueron épocas de menor dióxido de carbono en la atmósfera, lo que ilustra la complejidad del sistema climático. Otro gas de efecto invernadero importante es el metano, que tiene un efecto invernadero mucho más fuerte que el dióxido de carbono. El metano está muy enriquecido en 12C y hay numerosos registros a lo largo del tiempo geológico de aumentos repentinos de ese isótopo en rocas y fósiles. Estos aumentos repentinos se proponen a veces como prueba de la liberación repentina de grandes cantidades de metano de los sedimentos oceánicos o de los pantanos. Es de esperar que tales liberaciones tengan un fuerte efecto perturbador sobre el clima. Véase también: Dióxido de carbono; Biogeoquímica; Química atmosférica; Efecto invernadero; Metano

Las características de la órbita de la Tierra alrededor del Sol varían con regularidad y dan lugar a variaciones cíclicas en la cantidad y distribución de la radiación solar que llega a la Tierra. Las tres características más importantes para los estudios paleoclimáticos son la precesión, la oblicuidad y la excentricidad. La precesión de los equinoccios determina el momento del año en que la Tierra está más cerca del Sol; en la era geológica actual, esto ocurre en enero. La precesión varía con un periodo de unos 19.000-23.000 años. La oblicuidad es la inclinación del eje de la Tierra con respecto al plano de la órbita terrestre alrededor del Sol; en la actualidad, la oblicuidad es de unos 23,5°. La oblicuidad varía con un periodo de unos 41.000 años. La excentricidad es la forma de la órbita de la Tierra alrededor del Sol, que varía de circular, lo que permite que el aporte solar sea constante durante todo el año, a ovalada, lo que crea una fuerte variabilidad anual. La excentricidad varía con un periodo de unos 100.000 años. Se conocen como ciclos de Milankovitch, en honor al astrónomo yugoslavo que desarrolló modelos matemáticos de los ciclos. Dado que los distintos ciclos poseen períodos diferentes, la respuesta paleoclimática a la ciclicidad de Milankovitch ha sido complicada. No obstante, se ha descrito la ciclicidad de Milankovitch a partir de rocas sedimentarias de muchas partes de la historia de la Tierra. Véase también: Rotación de la Tierra y movimiento orbital; Precesión de los equinoccios

Historia del paleoclima

La historia paleoclimática de la Tierra puede dividirse en varias etapas, basadas en los acontecimientos y en la creciente resolución del registro geológico hacia el presente. Véase también: Escala de tiempo geológico

Clima pre-fanerozoico

La historia del paleoclima antes de la aparición de los primeros fósiles gelatinosos es poco conocida, ya que muchos de los tipos de pruebas más sólidas para el estudio del paleoclima no existen en las rocas pre-fanerozoicas. Sin embargo, está claro que el intervalo estuvo salpicado de extensas glaciaciones, como indica la abundancia de tillitas.

Paleozoico pre-franquista

Durante la primera parte del Fanerozoico, la tierra estaba formada por Gondwana, que más tarde se dividiría en los modernos continentes del hemisferio sur y en trozos del sur de Asia y numerosos pequeños continentes, que se convertirían en los modernos continentes del hemisferio norte. El nivel del mar era alto y las temperaturas eran generalmente cálidas durante gran parte del intervalo, aunque el nivel del mar y las temperaturas eran bajas al principio del intervalo y se formaron grandes capas de hielo cerca del Polo Sur al final del período Ordovícico y de nuevo durante el Carbonífero temprano. Los arrecifes se extendieron desde el Ordovícico hasta el Devónico y los pantanos de turba se extendieron durante el Carbonífero. Véase también: Pantano; Carbonífero; Devónico; Ordovícico; Turba; Arrecife; Fanerozoico

Clima del Pangeo

A finales del Paleozoico, casi todos los continentes se habían unido para formar el supercontinente Pangea. Al mismo tiempo, el clima mundial cambió drásticamente. Existen abundantes pruebas de aridez o de precipitaciones fuertemente estacionales. Estos cambios se produjeron por la influencia que la gran masa de tierra tenía en la circulación atmosférica, creando un clima intensamente estacional. El nivel del mar era muy bajo en esta época, lo que aumentaba el tamaño del continente expuesto y aumentaba su influencia climática. La temperatura es quizás la más difícil de determinar para esta época porque los patrones biogeográficos, tan útiles en el intervalo anterior, son extremadamente débiles y las determinaciones isotópicas de oxígeno de las paleotemperaturas son todavía poco fiables. Véase también: Paleozoico

Clima del Mesozoico tardío al Terciario temprano

Con la ruptura de Pangea, el nivel del mar subió y el clima volvió a cambiar, volviéndose más húmedo en muchas partes del globo y probablemente más frío. El análisis de los márgenes de las hojas es posible a partir de esta época, ya que las plantas con flores han evolucionado y se han dispersado por todo el mundo; y los análisis de isótopos de oxígeno, relativamente fiables y abundantes, también empiezan a ser posibles aproximadamente en la misma época. El período comprendido entre el Cretácico Medio y el Terciario Temprano fue cálido en comparación con los paleoclimas posteriores, pero estuvo salpicado de fenómenos de enfriamiento. Además, el carbón, el fosfato y las rocas marinas ricas en sustancias orgánicas fueron abundantes en varios momentos de este intervalo. Especialmente impresionante fue un episodio de corta duración pero extremadamente intenso de deposición de rocas ricas en sustancias orgánicas en todo el mundo. Véase también: Cretácico; Mesozoico; Terciario

Terciario tardío

El clima se enfrió sustancialmente en varios pasos durante la última parte del Terciario. Se formaron capas de hielo en ambos polos, primero en el hemisferio sur. Se produjeron cambios rápidos y significativos en los patrones biogeográficos oceánicos y se establecieron las bases de los patrones de vegetación modernos.

Cuaternario

El periodo cuaternario incluye las principales glaciaciones del hemisferio norte de los últimos 2 × 106 años. Aunque no hay ninguna razón para considerarlas diferentes de las épocas glaciares anteriores de la historia de la Tierra, la proximidad de estos acontecimientos a la actualidad ha permitido a los paleoclimatólogos estudiarlos con mucho más detalle que los acontecimientos anteriores. Gran parte de la comprensión de la dinámica de las glaciaciones continentales y del paleoclima ha surgido del estudio de los patrones globales del Cuaternario. Véase también: Historia de los glaciares; Cuaternario

Aplicaciones prácticas de la investigación sobre el paleoclima

Entender el paleoclima es importante para dos preocupaciones humanas: la exploración de recursos y la predicción del cambio climático futuro. La distribución de muchos recursos energéticos e industriales (como el carbón, el petróleo, el fosfato, el manganeso, etc.) está relacionada, al menos en parte, con el clima de la época en que se formaron. Conocer los patrones climáticos del pasado ayuda a la exploración de nuevos recursos. El sistema climático de la Tierra ha sufrido muchos cambios extremos, algunos muy superiores a los previstos para el futuro cambio climático antropogénico. Hay indicios de que los modelos que utilizamos para predecir el futuro cambio climático, que se basan en nuestra comprensión del clima en el presente y en el pasado reciente (los últimos 10.000 o 2 millones de años), pueden no ser suficientes para comprender estos estados más extremos. Al estudiar toda la gama de cambios climáticos en la historia de la Tierra, comprendemos mejor cómo responderá el clima a los posibles forzamientos. Véase también: Predicción climática; Exploración geofísica

Datos verificados por: Thompson
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Paleoclimatología

La paleoclimatología es el estudio de los climas terrestres del pasado lejano. El clima de la Tierra ha cambiado muchas veces durante sus 4.540 millones de años de existencia como planeta. Muchos tipos de materiales en la superficie de la Tierra e incrustados en el subsuelo proporcionan pistas sobre el pasado de la Tierra. Entre ellos se incluyen rocas, anillos de árboles, núcleos de hielo, fósiles y sedimentos de océanos y lagos. Los paleoclimatólogos utilizan diversas técnicas para evaluar estas sustancias y aprender sobre los climas del pasado de la Tierra.

ROCAS Y FÓSILES
Las rocas son los objetos más antiguos de la Tierra, y los únicos objetos que aún permanecen del primer período de la historia de la Tierra. Esto las convierte en la única buena fuente de información sobre el clima durante los primeros mil millones de años de existencia de la Tierra. Los fragmentos de roca más antiguos que se han encontrado son cristales de circonio encontrados en Australia; los científicos han determinado que tienen unos 4.400 millones de años de antigüedad. Algunas rocas antiguas encontradas en el noroeste de Canadá, cerca del Gran Lago del Esclavo, tienen unos 4.000 millones de años. Las rocas que se formaron más recientemente son fuentes de información sobre el clima aún más valiosas porque hay más de ellas y se han deteriorado menos.

Datación de las rocas Para determinar la edad de las rocas, los paleoclimatólogos utilizan dos técnicas principales, la estratigrafía (pronunciada stra-TI-gra-fee) y la datación radiométrica. La estratigrafía es el estudio de las capas de las rocas o de los objetos incrustados en esas capas. Este método se basa en la suposición de que las capas más profundas de roca se depositaron antes en la historia de la Tierra y por lo tanto son
más antiguo que las capas que están por encima de ellas. Las capas sucesivas de roca representan intervalos sucesivos de tiempo.

Basado en la experiencia de varios autores, mis opiniones, perspectivas y recomendaciones se expresarán a continuación (o en otros lugares de esta plataforma, respecto a las características en 2026 o antes, y el futuro de esta cuestión):

La presencia de fósiles en ciertas capas puede ayudar a que esta técnica de datación sea más precisa, ya que se sabe que determinados organismos sólo vivieron en determinados momentos. La presencia de animales fosilizados llamados trilobites, por ejemplo, indica que una capa de roca debe haberse depositado durante el tiempo en que vivieron los trilobites, entre 521 y 250 millones de años atrás. Los científicos han identificado unas 17.000 especies de trilobites que vivieron en diversas épocas durante esos 271 millones de años, lo que hace que la datación sea aún más precisa.

La datación radiométrica puede proporcionar información más exacta sobre la edad de las rocas. La desintegración radiactiva es el proceso en el que una forma radiactiva de un elemento se convierte en otro elemento a un ritmo regular, emitiendo radiación a medida que se transforma. Cada elemento decae a su propio ritmo. El tiempo que tarda la mitad de una cantidad dada de un elemento en decaer se llama su vida media. Midiendo la cantidad de átomos originales y transformados en un objeto, los científicos pueden determinar la edad de ese objeto.

La datación radiométrica puede realizarse en rocas que contienen elementos radiactivos, como el uranio, el radio y el potasio. Para la datación de rocas muy antiguas, los científicos utilizan elementos con largas vidas medias; el uranio-238, por ejemplo, tiene una vida media de 4.500 millones de años. (La parte numérica del nombre del elemento está determinada por su número de protones; el número indica el número total de protones y neutrones en su núcleo). Para datar los materiales más recientes, especialmente los organismos vivos, los científicos utilizan el carbono-14, que tiene una vida media de 5.730 años.

Las rocas y el clima. Una vez que los científicos han establecido la edad de una muestra, pueden estudiarla para obtener pistas sobre el clima en ese momento.Entre las Líneas En primer lugar, la forma de una roca les dice sobre el medio en el que la roca existió una vez. Las rocas con superficies redondeadas probablemente existieron una vez en un cuerpo de agua, y las rocas con superficies erosionadas probablemente estuvieron una vez cubiertas por glaciares. Las rocas erosionadas de la misma edad que se encuentran en lugares lejanos sugieren que una era de hielo estaba en progreso. Si se encuentran rocas redondeadas del mismo período en toda la Tierra, se puede suponer que la temperatura media en ese momento estaba por encima del punto de congelación. (Tal vez sea de interés más investigación sobre el concepto). La presencia de agua en la superficie también indica la existencia de alguna forma de atmósfera, sin la cual el agua se evaporaría rápidamente.

La evidencia de organismos primitivos comienza a aparecer en rocas de hace unos 4.000 millones de años. El estudio de los fósiles proporciona información sobre la progresión de las formas de vida en diferentes períodos y sobre el clima. Por ejemplo, las rocas formadas durante épocas más frías, como las edades de hielo, tienen pocos o ningún fósil incrustado en ellas. Las rocas que se formaron durante épocas más cálidas contienen fósiles en un número mucho mayor.

La presencia de animales marinos en una determinada capa indica que la región estuvo alguna vez cubierta de agua. [rtbs name=”crisis-del-agua”] Estudiando la composición química de las conchas fosilizadas, que están compuestas principalmente de carbonato de calcio, los científicos pueden determinar el calor relativo del agua. [rtbs name=”crisis-del-agua”] El oxígeno en el carbonato de calcio existe en dos formas: oxígeno-16, que es con mucho el más abundante, y oxígeno-18. Durante los períodos de glaciación, la concentración de oxígeno-18 aumenta en los océanos.

Una Conclusión

Por lo tanto, la relación entre el oxígeno-18 y el oxígeno-16 en las conchas fosilizadas puede utilizarse para estimar la temperatura del agua.

NÚCLEOS DE HIELO
Las capas de hielo y los casquetes polares que cubren las regiones polares se establecieron durante cientos de miles de años. Cada año se formó más hielo, y el polvo y los productos químicos se congelaron con él. La capa de hielo de la Antártida comenzó a formarse hace 45,5 millones de años, y sus capas de hielo proporcionan información que puede describir las condiciones ambientales hace mucho tiempo. La capa de hielo mucho más joven de Groenlandia contiene algo de hielo que se formó hace unos 18 millones de años, aunque la mayor parte de su hielo comenzó a formarse hace unos 110.000 años.

Las capas de hielo contienen muchos tipos de pruebas climáticas, todas perfectamente preservadas. El grosor de una capa dice cuánta precipitación cayó durante un año determinado. Eso, a su vez, da información sobre la temperatura, porque los mayores niveles de precipitación caen durante las épocas más cálidas. Las cantidades relativas de dióxido de carbono y oxígeno en el hielo indican los niveles de esos gases en la atmósfera cuando se formó el hielo.

El polvo sopla en todo el mundo; el polvo presente en una capa de hielo proporciona información sobre los patrones de viento.

Detalles

Las erupciones volcánicas emiten polvo y ácidos que se conservan en las capas de hielo. Probablemente se formó una capa llena de polvo volcánico el mismo año de una erupción volcánica masiva.

SEDIMENTOS DE OCÉANOS Y LAGOS
Los sedimentos recogidos en los fondos de los océanos y los lagos contienen información sobre el clima mundial (o global) que se remonta a millones de años. El sedimento se acumula en capas, muy parecidas a las formaciones rocosas y el hielo.

Los fósiles de pequeños organismos marinos que han evolucionado y se han extinguido con el tiempo están incrustados en las capas de sedimento. Cada especie se adaptó sólo a un estrecho rango de temperaturas del agua, por lo que la presencia de una especie en una determinada capa de sedimento revela la temperatura del océano en ese momento.

El polen también se ha asentado en capas en el fondo del océano y de los lagos. El polen proporciona pistas sobre las condiciones del pasado porque cada especie de planta requiere un conjunto particular de condiciones para sobrevivir. El primer paso en el análisis del polen es identificar la especie de planta que lo produjo. El siguiente paso es determinar su edad encontrando la edad del sedimento circundante.

El estudio de los tiempos en que determinadas especies de plantas habitaron un lugar determinado da a los científicos información sobre la historia climática de ese lugar. Por ejemplo, un estudio de una ciénaga en el norte de Minnesota identificó polen de 14 tipos de plantas que datan de 11.000 años.Entre las Líneas En la capa más antigua, la mayor concentración de polen era el abeto. Como los abetos habitan en climas fríos, se podría inferir que las condiciones eran frías hace 11.000 años. La siguiente capa produjo principalmente polen de pino. Como los pinos crecen en regiones más cálidas que los abetos, las condiciones debieron ser más cálidas entonces.Entre las Líneas En la siguiente capa, fechada hace 8.500 años, el polen de roble estaba muy extendido. El roble crece en condiciones más secas que el abeto o el pino, lo que significa que las condiciones deben haber sido más secas en ese momento. Examinando el polen de cada capa, los científicos construyeron una historia climatológica de la ciénaga.

Anillos de árboles La dendrocronología es el estudio del crecimiento anual de los anillos de los árboles. Los árboles son los organismos vivos más antiguos de la Tierra. Algunos pinos de púas que todavía están vivos hoy en día se remontan a la época de Julio César (100 a.C.-44 a.C.).

A medida que los árboles crecen, añaden nuevas células al centro de su tronco cada año. Estas células fuerzan el crecimiento de los años anteriores hacia afuera, formando anillos concéntricos con el anillo más antiguo en el borde exterior. El material leñoso de un árbol actúa como una biblioteca de datos climáticos, creando un registro para cada año de su vida. Esta información se puede encontrar en árboles vivos, árboles muertos (pero no podridos) y tocones de árboles.

Los dendrocronólogos miden el ancho del anillo de crecimiento de un año determinado para evaluar las condiciones generales de ese año.Entre las Líneas En los años cálidos y húmedos, los árboles crecen más y tienen anillos de crecimiento más anchos que en los años frescos y secos.

Datos verificados por: Marck

Recursos

Véase También

Historia del clima; la historia de la Tierra

Cambio climático, Ciencia, Ciencias de la Tierra, Ciencias naturales y aplicadas, Desarrollo sostenible, Destacado, Guía de Cambio Climático, Medio Ambiente, Medio natural, Meteorología, Recursos Naturales, Sostenibilidad

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