Reconstrucción histórica do clima (Datos instrumentais)

No momento de reconstruír as variacións climáticas que afectan ou afectaron a un territorio concreto o máis adecuado é recompilar e analizar series instrumentais representativas que inclúan diferentes variables climáticas (precipitación, temperatura, ventos, días de xeada etc); e canto máis longas e numerosas sexan as series, a reconstrución será máis precisa. Desgraciadamente, os rexistros instrumentais máis antigos existentes en localidades puntuais de Europa non abarcan máis aló dos últimos 300 anos; e os máis longos do NW Ibérico apenas se estenden ata as primeiras décadas do século XX.
 
Ademais, nun bo número de casos, a utilidade dos rexistros máis extensos vese á súa vez mermada pola menor periodicidade coa que se realizaba antigamente a toma de datos, o limitado número de variables rexistradas e a previsible falta de fiabilidade dalgúns resultados obtidos, xa sexa por deficiencias de tipo instrumental ou de tipo metodolóxico. Por tanto, na práctica, o percorrido do método instrumental queda case limitado ao estudo das variacións climáticas ocorridas desde a segunda metade do pasado século.

Proxy data

A alternativa á medida directa das diferentes variables climáticas (datos instrumentais) son os proxy data: datos recompilados polos paleoclimatólogos a partir de rexistros naturais da variabilidade climática, e que abarcan desde datos de tipo histórico (por exemplo, a partir de arquivos da produción anual ou dos cambios nos tipos de cultivos, pódense reconstruír cambios na temperatura media dun territorio), ata rexistros isotópicos procedentes de arrecifes de coral, (a partir dos cales se poden reconstruír variacións relativas da temperatura da auga), pasando polo estudo dos aneis de crecemento das árbores, a análise do aire, o po e os isótopos de osíxeno atrapados nos xeos permanentes (xa sexa en glaciares de montaña ou en casquetes polares), ou o estudo dos sedimentos mariños ou de tipo continental (que entre outros restos poden incluír pole fósil, diatomeas, dinoflaxelados, chironómidos, coleópteros, outros pequenos invertebrados, moluscos, etc).
 
Os datos paleoecolóxicos válidos para a reconstrución da dinámica climática dun territorio concreto poden proceder por tanto de múltiples disciplinas: paleobotánica, paleozooloxía, sedimentoloxía, geocronoloxía, química ambiental, arqueoloxía, etc. De todas elas, o estudo de restos vexetais pode proporcionar unha das reconstrucións máis completas dos ecosistemas e da súa dinámica. Os cambios dos biomas reflicten a inercia climática dun territorio concreto de forma menos confusa que o mero estudo dos restos pertencentes a grupos de animais, que moitas veces poden ter a habilidade de adaptarse a un rango amplo de ambientes ecolóxicos, ou capacidades migratorias notables.
 
A dispoñibilidade de información específica para o maior número de localidades posibles, ben sexan datos climáticos ou proxy data, resulta determinante para a reconstrución dos cambios globais, xa que se se parte de poucos datos, ou se abusa de referencias nesgadas ou pouco representativas, ben por estar confinadas a áreas xeográficas moi concretas, ou por proceder de ambientes con características moi particulares, que non cabería xeneralizar a un contexto máis amplo, os modelos e as predicións acerca dos cambios globais poden resultar confusos. De aí os esforzos desenvolvidos durante as últimas décadas, patrocinados por gobernos, organismos e institucións diversas, para potenciar a recollida de datos útiles e estendela a todos os confíns do planeta, un requisito indispensable para xerar modelos globais máis robustos.

Datacións relativas

O estudo dos xacementos e dos materiais atopados neles permítenos atribuírlles unha idade relativa. En xeoloxía, esta atribución realízase aplicando os principios de superposición, horizontalidade orixinal, principio de intersección, inclusións ou incrustacións, discontinuidades estratigráficas e correlación de capas rochosas.

Datacións absolutas

O físico neozelandés Ernest Rutherford [1871,1937] suxeriu a posibilidade de datar minerais pola reactividade, calculando a relación entre a cantidade de elementos radioactivos (chamados elementos primarios ou primarios) e as substancias derivadas (chamadas elementos fillos ou radioxénicos). O primeiro método de datación absoluta que se normalizou foi o do Carbono 14.

Os diferentes métodos de datación absoluta, tamen designados como datación radiométrica, datación radioactiva, datación por radioisótopos, varían segundo a escala temporal na que son precisos e os materiais aos que se poden aplicar.

 

Elemento primario	Elemento secundario	Vida media (anos)	Materiais
Samario 147	Neodimio 143	105.000 x 10^6	Rochas metamóficas moi antigas
Rubidio 87	Estroncio 87	47.000 x 10^6	Todo tipo de rochas
Uranio 238	Plomo 206	4.510 x 10^6	Rochas. Método maís preciso
Potasio 40	Argón 40	1.300 x 10^6	Rochas. Método maís común
Uranio 235	Plomo 207	713 x 10^6	Rochas. Método maís preciso
Berilio 10	Boro 10	1.5 x 10^6	Rochas sedimentarias
Cloro 36	Argón 36	301.000	Rochas 60 ka - 1 Ma
Borio 230	Radio 226	75.000	Sedimentos mariños < 1 Ma
Protactinio 231	Actinio 227	34.300	Sedimentos mariños < 1 Ma
Carbono 14	Carbono 12 / Carbono 13	5.730	Materiais orgánicos < 60 ka
Argón 39	Potasio 39	269	Auga o xelo <1 ka
Tritio	Helio 3	12.430	Auga o xelo < 50 anos

O método de datación isotópica máis habitual é o baseado no Carbono 14, cunha taxa de desintegración natural a Carbono 12, fixada en 5.730 anos, o que permite determinar idades que oscilan entre uns poucos centos de anos e 60.000 anos. O marco temporal do Carbono 14, e a natureza das mortas, determina o uso doutros métodos de datación isotópica con períodos de desintegración moito máis curtos ou moito máis longos que o Carbono 14, como ocorre coa medición da relación Potasio-Argon (K/Ar), Uranio-Chumbo (Ou/Pb), Rubidio-Estroncio (Rb/Sr) e Samario-Neodimio (Sm/Nd), Cloro36.

Ciclos Orbitais do Planeta

O astrofísico serbio Milutin Milankovitch [1879,1958] relacionou os movementos do planeta Terra cos cambios climáticos que se producen nel durante longos períodos de tempo. Segundo Milankovitch, son tres os factores orbitais que afectan ao clima do planeta: Excentricidade orbital: a forma da órbita terrestre varía entre unha elipse e unha forma máis circular en ciclos duns 100 mil anos. Movemento oblicuo ou inclinación axial: o eixe de rotación da Terra está lixeiramente inclinado con respecto ao Sol e o plano orbital varía entre 22,5° e 24,5°. Precesión axial: o eixe de rotación da Terra tamén oscila entre unha dirección que apunta cara á estrela Vega e outra cara á estrela Norte ou Polar.
 

Ciclos orbitales de Milankovitch (800-0 BC & 0-800 AD), publicado por G.I. Lastra et al. (2016).

En último termo, son os cambios orbitais os que regulan a cantidade total de insolación que recibe o planeta; e o que é máis importante, determinan como ha de repartirse esta por toda a súa superficie. Así, a cantidade de radiación que reciben os polos é mínima durante os longos períodos glaciares e só increméntase de forma considerable durante as fases interglaciares, moito máis breves. Estas variacións provocan modificacións nos circuítos naturais de redistribución da enerxía, as correntes oceánicas e os sistemas atmosféricos asociados; e esas anomalías son as que terminan conferíndolle un carácter ‘global’ aos grandes cambios climáticos. En definitiva, é a regularidade dos ritmos orbitais o que determina que os cambios climáticos naturais sigan unha dinámica caracterizada polo retorno periódico a condicións ambientais parecidas. Con todo, é necesario resaltar que tanto os mecanismos de redistribución enerxética como algúns factores rexionais (o contexto xeográfico, a orografía, a altitude etc) poden contribuír a diversificar as consecuencias dos cambios climáticos globais, amplificándolos ou minimizándoos en función das particularidades de cada territorio, e mesmo investindo os seus efectos ‘globais’ a nivel rexional.

Secuencias climáticas clásicas

A principios do século XX establecéronse as primeiras periodizacións para o Cuaternario a partir de criterios xeomorfolóxicos deducidos dos grandes glaciares alpinos. Inicialmente, distinguíronse catro períodos de condicións glaciares (glaciacións), que recibiron o nome dos ríos alpinos (Günz, Mindel, Riss e Würm). A este modelo de 4 glaciacións sumáronse outras dúas (Biber, Donau, Günz, Mindel, Riss, Würm) consideradas como Pleistoceno ou situadas ao final do Terciario (Neoxenus). Entre os diferentes períodos glaciares hai períodos de mellora climática, que implican o retroceso das frontes glaciares, e que reciben o nome de interglaciais. O modelo de glaciación "alpino" (glacial/interglacial) correlaciona co existente no norte de Europa, Rusia e o continente americano. Pola contra, nas zonas máis próximas ás rexións tropicais, e en consecuencia afastadas dos casquetes de xeo, o modelo glacial-interglacial correlaciona coa sucesión de fases húmidas (pluviais) alternadas con fases áridas (interpluviais).

Secuencias climáticas globais

A obtención das secuencias climáticas globais realízase a partir de sedimentos mariños procedentes de testemuñas (cores) obtidos en áreas mariñas profundas. Estas testemuñas obtéñense mostras secuenciais que son obxecto de distintas determinacións analíticas. Nas distintas mostras recupéranse os pequenos caparazóns de carbonato cálcico de organismos bentónicos e planctónicos para determinar a relación na concentración entre os isótopos de osíxeno (Osíxeno 18 / Osíxeno 16). As variacións das concentracións de O18/O16 ao longo das testemuñas de sedimentos (cores) poden ser correlacionables coas variacións previstas de insolación prognosticadas pola teoría de Milankovitch en relación cos parámetros orbitais (precesión, oblicuidade, excentricidade), e inferir finalmente as temperaturas no pasado da Terra, así como identificar os cambios no volume de xeo en casquetes polares. Estes rexistros isotópicos adquiren un valor cronoestratigráfico ao construírse modelos de idade mediante a combinación de datacións isotópicas (C14, series de Uranio, para os estadios isotópicos máis recentes), determinacións paleomagnéticas e o seu axuste astronómico.

Os casquetes de xeo, formados pola precipitación de neve sobre extensas rexións case chairas, con temperaturas medias anuais negativas, conservan a estratificación vertical, aínda que o espesor das capas anuais diminúe coa profundidade, sobre todo, por mor do proceso de compatación, que fai que a neve se transforme primeiro en xeo granular e posteriormente en xeo compacto. Relaciónelas Osíxeno18 / Osíxeno16 e Hidróxeno2 / Hidróxeno1 nas precipitacións dependen en gran medida da temperatura da súa formación: unha menor temperatura de formación provoca precipitacións isotópicamente empobrecidas.

En latitudes medias e altas, onde as variacións estacionais das temperaturas son considerables, prodúcense variacións estacionais paralelas na composición isotópica das precipitacións, que se traducen nunha concentración de isótopos pesados maior no verán que no inverno. O casquete de xeo conserva estas variacións isotópicas estacionais ata unha profundidade considerable (entre 1 e 1,5 km), a pesar de que a difusión tende a atenuar as diferenzas. O reconto dos ciclos isotópicos anuais ao longo dun perfil vertical constitúe un método de datación do xeo e de avaliación da taxa de acumulación.

A correlación entre temperatura e composición isotópica tamén permite identificar o xeo depositado durante os períodos glaciais, debido a que ten unha concentración moi reducida de isótopos pesados en relación coa precipitación de épocas máis recentes. De feito, isto foi observado en todas as perforacións profundas realizadas nos casquetes de xeo ata a data. As variacións no contido de Osíxeno 18/16 e Hidroxeno 2/1 a través de mostras de xeo fixeron posible a reconstrución detallada das paleotemperaturas de altas latitudes durante o último ciclo glacial/interglacial. (Rozanski & Gonfiantini, 1990). Nas testemuñas de xeo quedaron ademais atrapadas burbullas formadas polos gases presentes na atmosfera no momento do seu deposición. A partir destas pequenas burbullas pódese obter información sobre as concentracións de CO2, metano e outros gases de efecto invernadoiro.

 

Ciclos orbitales de Milankovitch y estadios glaciar-interglaciar entre 0 -1.000 ky BP.

En 1947, o químico Harold Clayton Urey [1839,1981] descubriu que a proporción de isótopos O18/O16 na calcita, o principal compoñente químico das cunchas e outras partes duras dos organismos mariños, variaba dependendo da temperatura da auga no momento en que se formou a calcita. Urey e os seus discípulos aplicarían estas técnicas para deducir a temperatura durante o Cretácico. Máis tarde, o xeólogo Cesare Emiliani [1922,1995] aplicou a determinación de O18/O16 a cunchas de foraminíferos dos sedimentos do fondo oceánico na década de 1950 e concluíu que as augas oceánicas profundas foran moito máis cálidas a principios do Terciario que na actualidade.

En 1967, o xeólogo inglés Nicholas Shackleton [1937,2006] suxeriu que as flutuacións ao longo do tempo nas proporcións dos isótopos mariños que se obtiveran a partir de diferentes secuencias sedimentarias do fondo do mar non se debían tanto a cambios na temperatura da auga, como pensaba Emiliani, senón principalmente a cambios no volume das capas de xeo, que cando se expandían máis lixeiramente en lugar de iso.

Novas investigacións permitiron establecer unha secuencia de "etapas de isótopos de osíxeno", que alternan períodos cálidos e fríos no paleoclima terrestre. Os modelos de maior resolución de etapas de isótopos de osíxeno (OIS) derívanse dos fondos mariños profundos, e estas etapas foron designadas agora como etapas de isótopos de osíxeno mariños (M-OIS) ou preferiblemente como etapas de isótopos mariños (MIS). As etapas pares teñen altos valores de O18 e reflicten períodos fríos, mentres que as pares teñen valores baixos de O18 e representan intervalos interglaciares de maior termidade.

As secuencias MIS cubren actualmente a totalidade do Cuaternario, desde o MIS 1 (0-14.000 BP) que representa o actual interestadial, o Holoceno, ata o comienzo do Pleistoceno (2,59 Ma) que se corresponde co MIS 103. Estas etapas se correlacionan con outras secuencias paleoambientais, especialmente con outro tipo de secuencias (proxies) como as polínicas que reflejan a dinámica do clima a escala regional, subregional ou local.

 

MIS	Idade	Referencia
MIS 1	14.000 BP.	Inicio Holoceno (Dryas antiguo)
MIS 2	29.000 BP.	Estadial Würmiense Final
MIS 3	57.000 BP.	Interestadio Würmiense
MIS 4	71.000 BP.	Estadial Würmiense Inicial
MIS 5a	82.000 BP.	Prewürm
MIS 5b	87.000 BP.	Prewürm
MIS 5c	96.000 BP.	Prewürm
MIS 5d	109.000 BP.	Prewürm
MIS 5e	123.000 BP.	Eemien
MIS 6	191.000 BP.	Estadial (Saalian)
MIS 7	243.000 BP.	Intreglaciar (Aveley)
MIS 8	300.000 BP.	Estadial (Wolstamian)
MIS 9	337.000 BP.	Interglaciar (Pirfleet)
MIS 19	790.000 BP.	Inversión magnética Brunhes-Matuyama
MIS 22	1.030.000 BP.	Pleistoceno Inicial
MIS 103	2.588.000 BP.	Inicio Pleistoceno / Final Plioceno