¿Cómo se miden los terremotos?

En los años 30, el sismólogo estadounidense Charles Francis Richter (26 de abril de 1900 – 30 de septiembre de 1985), del Instituto Tecnológico de California (Caltech), buscaba dar solución a una cuestión pendiente en el estudio de los terremotos: cómo compararlos entre sí según un método estandarizado. La escala de intensidad de Mercalli, empleada entonces, se regía por los niveles de destrucción observados tras un seísmo; era útil como aproximación grosera, pero subjetiva y de escaso valor científico.

Richter pensó en utilizar los valores de amplitud de los movimientos sísmicos registrados por la pluma del sismógrafo sobre el papel. Para ello se basó en un trabajo de 1928 del japonés Kiyoo Wadati, quien había representado las oscilaciones en relación a la distancia al epicentro (el punto de la superficie directamente encima del foco del terremoto). Inspirándose en la escala de magnitudes empleada por los astrónomos para determinar el brillo aparente de las estrellas desde la Tierra, Richter fijó un valor mínimo de base al que se referirían las máximas amplitudes de cada seísmo, para dar así un valor de magnitud a cada temblor.

Un terremoto medido por un sismómetro. Crédito: DarTar

Un terremoto medido por un sismómetro. Crédito: DarTar

Pero surgió un problema: al relacionar los diferentes valores con el de referencia, la diferencia en las proporciones entre los seísmos fuertes y los débiles era tan abismal que resultaba impracticable situarlos en una misma escala lineal. La ayuda llegó de su colega y mentor en Caltech, Beno Gutenberg, quien propuso convertir la tabla lineal en otra logarítmica de base diez. Para Richter, las escalas logarítmicas eran “un invento del diablo”, pero funcionó: el sistema permitía colocar todos los terremotos en una misma escala, teniendo en cuenta que un aumento de un entero suponía multiplicar por diez la violencia del temblor.

Un estándar con evidentes limitaciones

La escala de Richter y Gutenberg, desarrollada en 1935 y originalmente llamada de Magnitud Local (ML), sirvió durante décadas como el estándar para calificar la potencia de los seísmos. Pero tiene evidentes limitaciones, ya que se basaba en los primitivos sismógrafos de la época. Los diferentes modelos respondían de manera distinta a un mismo temblor y sólo podían registrar movimientos cercanos. Como es lógico, también las oscilaciones de la pluma eran mayores o menores según la proximidad de la estación sismográfica al epicentro.

Charles Richter con sus sismógrafos. Crédito: USGS.com

Charles Richter con sus sismógrafos. Crédito: USGS.com

Para fijar estándares, Richter eligió un modelo determinado de sismógrafo, el Wood-Anderson de torsión, y una distancia concreta al epicentro como referencia, 100 kilómetros. Pero incluso con esto, los seísmos se transmiten de diferente manera en cada terreno.Según expone a OpenMind el sismólogo Mitch Withers, del Center for Earthquake Research and Information (CERI) de la Universidad de Memphis (EEUU), “Charles Richter desarrolló la escala de magnitud local para el sur de California; técnicamente sólo se aplica allí”. Sin embargo, añade Withers, pueden aplicarse conversiones para otras ubicaciones y tipos más modernos de sismómetros.

Con el paso de los años y el desarrollo de nuevas técnicas de medición y computación, los sismólogos comenzaron a buscar un nuevo sistema que pudiera expresar un parámetro físico más objetivo, la energía liberada por el terremoto. Así, en los años 70 se introdujo la escala de Magnitud de Momento (MW), basada en el momento sísmico definido en 1966 por Keiiti Aki, del Instituto Tecnológico de Massachusetts, y que considera la tensión, la deformación y el desplazamiento de las rocas en la falla.

Aunque el momento sísmico no mide directamente la energía, ésta puede estimarse gracias a otros parámetros incluidos en el cálculo. Al igual que en la escala de Richter, un aumento en un dígito de magnitud corresponde a una cantidad de energía liberada que es superior en un factor de diez elevado a 1,5, o unas 32 veces mayor.

La escala de intensidad de Mercalli se regía por los niveles de destrucción observados tras un seísmo. Crédito: UN Photo/Logan Abassi

La escala de intensidad de Mercalli se regía por los niveles de destrucción observados tras un seísmo. Crédito: UN Photo/Logan Abassi

Para evitar una multiplicidad de valores, la escala de magnitudes de momento se elaboró de modo que coincidiera con la de Richter. Pero aunque ninguna de las escalas tiene un límite máximo teórico (aunque sí físico, que se estima en 12), la de Richter se satura a valores elevados, por lo que la equivalencia sólo se aplica a los temblores más leves. “MW es preferible cuando está disponible porque refleja más fielmente la liberación de energía del terremoto y no se satura”, apunta Withers. El sismólogo añade que existen ecuaciones para convertir otras escalas a MW, de modo que se pueda mantener un registro histórico continuo y consistente.

Así pues, ¿la escala de Richter ha sido abandonada? No por completo: el problema con la magnitud de momento es que no siempre se conoce. Según explica a OpenMind el sismólogo José J. Martínez Díaz, de la Universidad Complutense de Madrid (España), “es muy difícil calcular el momento sísmico de los terremotos pequeños”. Para estos casos se emplean las mediciones de los sismógrafos cercanos al epicentro, y por tanto los valores se registran en escalas como la de Richter u otras variaciones.

En la práctica, esto significa que hoy la escala de Richter y otras similares continúan utilizándose sólo para los seísmos más débiles, en torno a un valor máximo de magnitud 4, que son también los más frecuentes. En este rango, señala Withers, “las distintas medidas son estimaciones perfectamente válidas de la magnitud”. Por el contrario, para terremotos grandes y distantes el estándar dominante es la escala MW.

Una escala obsoleta para el mundo científico

Pero dado que las informaciones en los medios de comunicación generalistas únicamente suelen cubrir los temblores más potentes y devastadores, la consecuencia de lo anterior es que en general ninguno de estos seísmos se mide en la escala de Richter. Entidades de vigilancia global como el US Geological Survey miden estos grandes terremotos en Magnitud de Momento MW. Es por ello que Martínez Díaz, al igual que otros sismólogos, opta por calificar la escala de Richter como “obsoleta”. “En el mundo científico no se usa”, añade.

Y pese a todo, en las noticias de los medios es frecuente seguir encontrando referencias a la escala de Richter en casos en que no se aplica. Para evitar caer en este error sin riesgo de incurrir en otros, la recomendación de los expertos es clara: tanto Withers como Martínez Díaz aconsejan a los medios y el público en general no mencionar la escala de Richter, pero tampoco entrar en mayores detalles sobre el sistema de medición utilizado en cada seísmo. “Creo que es mejor decir simplemente magnitud, y dejar que los sismólogos debatan qué medida es preferible”, concluye Withers.

Javier Yanes

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La Geología Histórica (primera parte)

Una entrevista exclusiva a la PhD. en Ciencias Geológicas Susana Ester Damborenea. Entre los temas tratados se encuentran: una breve reseña de la Geología Histórica, los materiales: tipos de rocas, la estructura del planeta Tierra, la tectónica de placas, el paleomagnetismo, el tiempo en Geología, la Bioestratigrafía, los métodos de datación, la escala temporal geológica, el Precámbrico, el Fanerozoico: las eras Paleozoica, Mesozoica y Cenozoica, las grandes extinciones y sobre sus trabajos de investigación en la actualidad.
ver la segunda parte
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Introducción

Desde su formación hasta el presente la Tierra ha sufrido continuos cambios, transformaciones que la han llevado de ser un lugar completamente inhóspito al mundo que hoy día conocemos. A pesar de que algunos acontecimientos sucedieron hace miles de millones de años, los científicos han conseguido desvelar la cronología de los eventos más destacados del planeta a través de la Geología Histórica.

Para darnos una explicación más detallada de esta disciplina, Magazine de Ciencia se reúne con la Dra. Susana Ester Damborenea, quien se licenció en Ciencias Geológicas en el año 1973 en la Universidad Nacional de La Plata, Argentina; y se doctoró en la misma institución en el año 1983.

En 1990 se desempeña como investigadora becada por la Royal Society of New Zealand, en Nueva Zelanda y en 1991 obtiene su grado de Philosophiae Doctor en la University of Wales, en Gran Bretaña. Desde 1988 es profesora e investigadora en el Museo de Ciencias Naturales de La Plata y participa como Profesora Invitada en 2007 en la Universidad de Valencia, España. Entre 1999 y 2001 fue Presidente de la Asociación Paleontológica Argentina.

Ha sido galardonada con las siguientes distinciones: Premios Florentino Ameghino (1979), Osvaldo Reig (2012) y al Mérito Paleontológico (2015) de la Asociación Paleontológica Argentina. Premio Germán Burmeister (2000), de la Academia Nacional de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. Premio al Mérito Institucional (2001), de la Asociación Geológica Argentina; y Premio Konex 2013 al Mérito en Ciencia, Tecnología y Ciencias de la Tierra, por la fundación Konex.

En la actualidad es investigadora Principal del CONICET en Ciencias de la Tierra, del Agua y de la Atmósfera, en la especialidad Paleontología y Estratigrafía.

Transcripción de la entrevista

Breve introducción histórica

Al principio hubo grandes controversias como siempre, así dicotómicas entre dos ideas totalmente opuestas. Por ejemplo había un grupo de investigadores, de geólogos, que pensaban que todas las rocas se habían formado en el fondo de los mares, eran los Neptunistas, con el alemán Werner a la cabeza; y por otro lado estaban los ingleses: Hutton, Hall, que pensaban que algunas rocas por lo menos se habían formado por enfriamiento en la superficie de la Tierra, por enfriamiento de rocas volcánicas o de lavas; esos eran los Plutonistas. Era una controversia entre dos escuelas que como sucede mucho a veces en ciencia ninguno de los dos tenía toda la razón y los dos tenían algo de la razón; esa fue la primera gran controversia.

También hubo otra controversia acerca de cómo se había formado la Tierra. Lyell en 1830 más o menos publicó un libro fundamental que se llama “Principios de Geología” que fue donde él propuso que los procesos que están actuando hoy en día en la Tierra, la erosión, la depositación y demás, actuaron también en el pasado en la misma medida. Ese sería un criterio uniformista o uniformitarista se llamó en su momento. Y por otro lado estaban los catastrofistas, los que pensaban que la Tierra se formó por catástrofes sucesivas y que desde la última catástrofe prácticamente no hubo cambios en la Tierra, esa fue la siguiente controversia. Un catastrofista por ejemplo fue Cuvier. Con el tiempo obviamente los uniformistas predominaron.

Y mas o menos por esa misma época en 1800 y poco, un ingeniero inglés que hacia canales, William Smith, se le ocurrió mapear la superficie de Inglaterra de acuerdo a la antigüedad relativa de las capas, e hizo el primer mapa geológico realmente; fue un mapa geológico de Inglaterra hecho por este señor William Smith, donde las distintas unidades corresponden a las distintas capas sucesivas; él vió que estaban caracterizadas por distintos fósiles y descubrió cuáles eran más antiguas y cuáles eran más modernas y las mapeó. Ese fue un avance fundamental.

A fines del siglo XIX, principios del XX, estuvo la gran controversia sobre la edad de la Tierra, eso duró bastantes años. Los geólogos sobre todo uniformistas que pensaban en los procesos más o menos lentos que llevan formar la Tierra y demás, decían que la Tierra tendría que haber tenido millones de años y ahí se desató la controversia: primero con los que leían la Biblia ultraliteralmente que decían que en 4000 años se tendría que haber formado la tierra y los científicos; y ahí se metieron también los físicos. Es famosa la controversia de Kelvin contra Rutherford. Kelvin calculó la edad de la Tierra sobre la base de cuánto hubiera tardado la Tierra en enfriarse y le da una cifra muy pequeña; en su estimación más alejada le daba unos 400 millones de años, o sea hasta ahí llegó y los geólogos decían no, eso no alcanzaba. Después de esa controversia se metió también Rutherford, que era un físico Neozelandés, que él apoyaba a la idea de los geólogos. Definitivamente esa controversia se zanjó cuando apareció la capacidad de fechar radimétricamente las rocas. En la época de Kelvin y Rutherford los geólogos pensaban que por menos la Tierra tendía que tener unos 2.000 millones de años de antigüedad. Hoy en día se sabe que tiene poco más de 4.500 millones de años de antigüedad, gracias a las dataciones.

Y en el siglo XX lo que sucedió con relación a la historia de la Geología Histórica, fue el desarrollo de una teoría unificadora que es la tectónica de placas, esa teoría es muy reciente no tiene ni 100 años y es la que explica o puede explicar prácticamente todos los fenómenos geológicos y también la formación de la tierra.

Los materiales

Los materiales que están en la Tierra son las rocas, minerales y rocas. Las rocas hay muchas maneras de clasificarlas pero la clasificación básica es en sedimentarias, ígneas y metamórficas. Ahí ya hay otra pista de la importancia de la historia, porque las rocas no se clasifican por sus propiedades físicas sino que se clasifican en realidad por la historia que tienen.

Las rocas sedimentarias son aquellas rocas que se han formado en el fondo de de cuencas, en el fondo de un lago, del mar, por partículas separadas como pueden ser el barro, arena, un conglomerado, y se han solidificado después. Las rocas ígneas son las que se han formado por enfriamiento del magma ya sea dentro de la corteza, serían las rocas ígneas intrusivas, o fuera, por enfriamiento del lava, por ejemplo, que son las rocas ígneas extrusivas. Las rocas metamórficas son las que son el producto de transformaciones producidas por grandes presiones o grandes temperaturas sobre cualquiera de los otros grupo de rocas.

Y esto es un ciclo, las rocas sedimentarias pueden estar formadas por clastos producidos por destrucción de cualquiera de los otros dos tipos de rocas y así sucesivamente. Pueden fundirse y pasar al magma y pueden volver a enfriarse y así sucesivamente, eso sería lo básico; pero como se ve en la definición entra la historia.

La estructura del planeta Tierra

Es interesante ver cómo es la Tierra, cómo está compuesta hoy en día, independientemente de la historia previa, qué tenemos hoy? la Tierra está compuesta por tres capas básicas que son: la corteza, el manto y el núcleo. La corteza es muy delgadita, muy delgada, está compuesta por rocas livianas, con alto contenido de sílice, se llaman rocas félsicas y rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas pero livianas, más livianas que las que componen el manto. El manto está compuesto también por rocas, el manto también es sólido, está compuesto por rocas con menos contenido de sílice que se llaman rocas máficas o ultramáficas; y dentro de todo eso, en el centro está el núcleo de la Tierra. El núcleo de la Tierra está compuesto por dos capas, curiosamente la capa externa es liquida y fluida, y la capa interna, el núcleo interno, es sólido, y está compuesto básicamente por hierro y algo de níquel tal vez.

Ahora, cómo sabemos esto? porque realmente nosotros sólo tenemos acceso a la parte superior de la corteza no sabemos cómo llegar a esas capas internas, ahí es donde entra la geofísica; y nos ayudan los terremotos o las explosiones que hay sobre la corteza que transmiten ondas, ondas que van, algunas van por la superficie, en un terremoto hay ondas que van sobre la superficie que son las que producen los destrozos, en un terremoto las que producen los tsunamis, etc, y hay ondas que atraviesan la Tierra.

Esas ondas que atraviesan la Tierra son de dos tipos: ondas P y S. Las P son ondas compresivas o longitudinales, las S son ondas transversales o de Shear; y esas ondas S y P son captadas por sismógrafos en todo el mundo; o sea, el terremoto se produce en un punto y las ondas son transmitidas a través de toda la Tierra y llegan a sismógrafos de todo el mundo, las ondas P y S. Las ondas P siempre van más rápido que las ondas S y las ondas S no pueden transmitirse en líquidos; entonces esa combinación de esas dos cosas nos permiten saber dónde están las discontinuidades dentro de la Tierra, o sea perfectamente podemos saber dónde está el núcleo fluído porque las ondas S ahí no cambian, no se reflejan, no se refractan. En cambio en los otros medios sólidos las ondas se reflejan, se refractan, cambian sus velocidades y nos pueden decir dónde están las discontinuidades; o sea el interior de la Tierra se conoce por geofísica básicamente. Una cosa que se hace hoy en día que es muy interesante es la tomografía sísmica. La tomografía sísmica es esto mismo, estudiar cómo se reflejan las ondas en distintas discontinuidades de la Tierra de manera que no solamente podamos saber dónde está la discontinuidad sino que podemos hasta mapearla, podemos hacer un mapa de la superficie del núcleo de la Tierra por ejemplo, o un mapa de una superficie interna de discontinuidad cualquiera, por ejemplo, ahora cuando hablemos de tectónicas de placas, cuando las placas subductan debajo de otra hay una línea de discontinuidad que se puede mapear perfectamente, seguir perfectamente mediante la tomografía sísmica, que es una técnica geofísica muy actual.

La Corteza de la Tierra está formada por Corteza Continental que es donde están los continentes, ahí la Corteza es más espesa, tiene entre 30 y 50 km de espesor y está formada por rocas bien livianas, y la Corteza Oceánica, que es más delgada entre 5 y 10 km de espesor, y está formada por rocas un poquito más pesadas, más densas. Pero para ver un poquito la dinámica de la Tierra también nos interesa el concepto de Litosfera, o sea tanto la Corteza Continental como la Corteza Oceánica forman junto con la capita mas superficial del Manto lo que se llama Litosfera ¿y por qué es importante la Litosfera? porque las placas que forman la Tierra, de las cuáles vamos a hablar después, no están formada solo por Corteza, son placas de Litosfera; o sea abarcan la Corteza más la capita mas superior del Manto. Y entre la Litosfera y la aparte por debajo, esa parte se llama Astenosfera, ahí está la discontinuidad sobre la cual las placas se deslizan.

La tectónica de placas

El que lo formuló realmente como un tema y lo estudió en detalle fue un alemán, meteorólogo, Alfred Wegener, en 1915 aproximadamente publicó en alemán un trabajo sustancioso donde hablaba de la deriva de los continentes sobre la base, no solamente de esa coincidencia de contorno de las costas ambos lados del Atlántico, sino que él agregó otras pruebas. Su teoría fundamental era que en algún momento del pasado y él lo ponía más o menos, todavía no hablamos de los periodos, pero lo ponía más o menos en el Carbonífero-Pérmico, él decía que todos los continentes habían estado unidos en un gran continente que él llamó Pangea. Y se basaba primero en la coincidencia de los contornos de las costas pero también tenía evidencias paleoclimáticas, por ejemplo él estudió las glaciaciones de pasado y vió que por ejemplo que había glaciaciones en América del Sur y en África del Sur y por la dirección de los hielos eso encajaba muchísimo mejor si los dos continentes estaban unidos. También usó evidencias paleontológicas: la distribución de organismos en América del Sur y en África, o sea, había organismos que estaban en ambos continentes y los límites coincidían exactamente si uno encajaba los dos continentes, y así varias pruebas. Obviamente su trabajo no fue recibido con mucho entusiasmo porque realmente él no propuso ningún mecanismo para explicar cómo se podía producir semejante cambio en la corteza de la tierra. Él solamente expuso los hechos, dijo que había en el pasado un súper continente que él llamó Pangea y nada más, no explicó cómo. Igual tuvo bastante difusión su trabajo porque fue traducido a distintos idiomas, al inglés al ruso, o sea, se conocía. Pero ahí justamente surgió otra divergencia entre los geólogos, entre los fixistas, que pensaban que los continentes siempre estuvieron en el mismo lugar en que están hoy, y los movilistas, que serían los que apoyaban a Wegener.

Eso quedó más o menos en suspenso, había controversia, pero nadie le prestó demasiada atención a Wegener, hasta que sucedió o se desarrolló la segunda pata de la teoría, que es la expansión de los fondos oceánicos. Wegener solamente tenía datos de los continentes, de la Tierra, él desconocía a pesar de que le hubiera interesado pero no tenía medios de conocer qué pasaba en los fondos oceánicos. Después de la segunda guerra mundial con el desarrollo del sonar y de otras técnicas para mapear los fondos oceánicos, se pudo realmente hacer un mapa de los fondos oceánicos y todo el mundo pensaba que lógicamente las mayores profundidades iban a estar en el centro de los fondos oceánicos, y no. No fue así, oh sorpresa! en el centro por ejemplo del Atlántico, más o menos paralelas a las costas de ambos lados del Atlántico hay una dorsal, una dorsal es una elevación, que en realidad está compuesta por un valle central y dos elevaciones paralelas a lo largo de todo el océano Atlántico y lo mismo pasa en el océano Pacífico.

Ese mapa se complementó inmediatamente después con el estudio de paleomagnetismo. Por esa misma época se estaban desarrollando los estudios del paleomagnetismo del que ya vamos a hablar luego y se vio que había momentos de la historia de la Tierra en que los polos estaban como están en la actualidad y momentos en que los polos se revertieron. Haciendo un estudio del paleomagnetismo de las rocas de los fondos oceánicos perpendicularmente a la dorsal, se vió que las rocas mas cercanas a la dorsal tenían un magnetismo coincidente con el actual, luego había una faja de magnetismo reverso, otro de magnetismo normal; pero además eso era simétrico con relación a las grandes dorsales oceánicas, o sea que ambos lados de la dorsal las bandas de magnetismo normal y reverso eran totalmente simétricas. Y eso permitió pensar que lo que estaba sucediendo era que las rocas que estan en el centro de la dorsal son las más modernas y a medida que nos alejamos de la dorsal tenemos las rocas más antiguas; y nos está dando una idea de que el fondo oceánico se expandió o se abrió, se expandió básicamente y que el magma está surgiendo por el centro de esas dorsales, se solidifica, y se va expandiendo, moviendo, alejándose de las dorsales paulatinamente. Esa es la teoría que propuso Hess: “La expansión de los fondos oceánicos” y luego solamente quedaba juntar la deriva de los continentes y llegar a la teoría de la tectónica de placas.

La teoría de la tectónica de placas basicamente así en pocas palabras y fáciles es: la Litosfera de la Tierra está fragmentada en placas discretas, y que esas placas se mueven relativamente unas con respecto a las otras. Hay lugares, márgenes de las placas, donde se produce o crece la placa por producción de nueva corteza, que sería en las dorsales oceánicas, y hay lugares donde las placas se chocan de distinta manera, pueden chocar y crear cadenas montañosas como por ejemplo el Himalaya, que está formado por un choque de placas, o pueden lo más común chocar y una de las placas meterse debajo de la otra, subductar se llama. Esto también tiene todo un desarrollo reciente, además, un dato más, es que hoy en día se puede realmente medir por láser satelital, por GPS y demás, cuánto se están moviendo las placas hoy en día. Y las placas hoy en día se están moviendo a razón de milímetros o centímetros por año, muy poco pero se están moviendo. Y haciendo una extrapolación de las distancias, se vió que efectivamente se puede ver que se están moviendo a la velocidad adecuada para que en el Carbonífero-Pérmico, todos los continentes hubieran estado unidos en una Pangea; con lo que se reivindicó perfectamente la teoría de Wegener ya con conocimientos y técnicas modernas.

El tiempo en Geología

El tiempo es fundamental para poder realizar una historia de la Tierra; y en la Tierra cómo medimos el tiempo? Hay dos maneras básicas que son lo que llamamos la cronología relativa que es: ver los distintos fenómenos, las distintas cosas que van pasando en su orden relativo, qué fue antes que otra cosa o qué fue simultánea a otra cosa? Y así en realidad esa fue la única cronología que se supo hasta hace 150 años cuando se empezaron a datar las rocas por radimetría; antes de eso no se podía poner una fecha a los acontecimientos, pero si se podía saber qué acontecimiento era anterior a otro, posterior a otro o simultáneo con otro. Ese trabajo de armar esa cronología relativa que es un trabajo de detective realmente llevó dos siglos prácticamente de Geología armarlo con datos de toda la Tierra, es lo que terminó siendo el cuadro geocronológico que usamos los geólogos para referirnos a la antigüedad de las cosas. Cuando decimos Carbonífero nos estamos refiriendo a una parte del tiempo, del pasado, de tiempo relativo. Ahí los fósiles son fundamentales porque los fósiles nos van a apoyar cualquier inferencia que hagamos sobre las antigüedades relativas de las cosas.

Y la otra cronología es lo que llamamos cronología absoluta. La cronología absoluta son modos de datación para poner una fecha concreta al acontecimiento. En realidad el término absoluto no quiere decir que estemos hablando de una cronología exacta, sino que es un término que es para oponerlo a relativo, o sea, es una cronología que nos fecha las cosas, nos da una fecha. Hay distintos métodos de cronología absoluta pero el que más se utiliza, el más utilizado en Geología son todos los métodos basados en el decaimiento radimétrico.

El esquema de tiempo geocronológico que usamos los geólogos es todavía el basado en la cronología relativa. Lo que se hace con la cronología absoluta es tratar de datar los límites entre las distintas unidades de tiempo que nosotros reconocemos y esas dataciones son objeto de mucha revisión porque los métodos de datación radimétrica van mejorándose con el tiempo, se van ajustando, se van proponiendo nuevas técnicas, y entonces esa parte es la que se ajusta, lo que realmente históricamente tiene solidez es la escala de tiempo geológico de la cronología relativa.

La Bioestratigrafía

Para poder obtener la escala geocronológica relativa que es la que usamos los geólogos actualmente, sobre todo para la parte del fanerozoico, ya vamos a ver después que es la última parte de la escala, nos basamos en los fósiles. Los fósiles son restos de organismos que vivieron en el pasado y fueron sujetos como mencioné a la evolución que es un fenómeno irreversible, se produjo una vez con un sentido y podemos seguirla paso a paso y son ideales para hacer dataciones relativas. ¿Cómo funciona el método? Los fósiles están encerrados en rocas ¿cualquier fósil nos sirve para esto, para establecer una escala de tiempo relativo? No, no nos sirve cualquier fósil; nos sirven aquellos que tuvieron una tasa de evolución relativamente rápida, que cambiaron las especies en tiempos cortos. Las tasas de evolución son intrínsecas de cada organismo. Hay organismos que tienen tasas de evolución muy lentas que podemos encontrarlos por millones y millones de años exactamente iguales con las mismas características indistinguibles, por lo tanto como paleontólogos pensamos que son lo mismo, y hay otros que no, que cambian con el tiempo relativamente rápido; eso por un lado.

Por otro lado qué otra característica tendrían que tener estos fósiles para que nos sirvan, para establecer una escala? Tienen que tener alguna distribución geográfica grande. Si yo tengo un grupo de fósiles que tiene una tasa evolutiva muy rápida pero está limitada nada más que a una cuenca pequeña, en realidad no me sirve para hacer lo que pretendemos hacer que es una escala geocronológica internacional mundial, global; entonces no son todos los fósiles los que nos sirven, nos sirven algunos fósiles. En general esto se ha hecho mucho más con fósiles de ambientes marinos ¿por qué? porque los ambientes marinos tienen una distribución global o pueden tener los organismos una distribución global y además son muchísimo más abundantes que los fósiles de ambientes continentales; a veces también se usan fósiles de ambientes continentales, pero en general la escala está basada en fósiles de ambientes marinos, y en general en invertebrados, o sea fósiles del tipo de los moluscos, del tipo de los artrópodos, distintos grupos.

Estos grupos justamente los que reunían esas condiciones han variado también con el tiempo, por ejemplo si yo quiero hacer dataciones del principio de la historia de la vida de la parte más vieja del Fanerozoico, ahí son útiles por ejemplo los Trilobites. Los Trilobites son unos artrópodos, es un grupo extinguido, no tenemos Trilobites en la actualidad, no sabemos bien cómo vivían y cómo eran, pero sí los tenemos en las rocas, podemos reconstruir mucho de su vida y también podemos reconstruir su sucesión, cómo se sucedieron en el tiempo. En otros momentos, por ejemplo en el Mesozoico, los que reúnen esas condiciones son los Ammonites. Los Ammonites son moluscos cefalópodos del grupo del Nautilus o de los Calamares que tienen una conchilla y que también tenían una tasa de evolución sumamente rápida. También es un grupo extinguido, no los podemos usar. Y así en cada momento usamos algún grupo en particular.

Y cómo se va construyendo la escala? primero, tenemos las observaciones locales, o sea en una cuenca determinada vemos cómo se suceden los distintos fósiles de un grupo determinado en un intervalo de tiempo determinado; después comparamos esas escalas locales con las de otras regiones cercanas para establecer correlaciones a ver si realmente lo que yo veo en mi cuenca es general o es simplemente algún fenómeno local. La Bioestratigrafía se nutre de muchas observaciones, cuanto más observaciones en distintos puntos de la Tierra, mejor. Es más sólida la Bioestratigrafía, no se puede hacer Bioestratigrafía en una localidad, o sea decir: este fósil está arriba del otro, entonces yo digo esta es la zona tal o cual, no, porque eso puede ser un artefacto de esa localidad; pueden ser dos fósiles que yo los veo sucesivos, pero que en realidad coexistieron, solamente se preservaron, tenemos que acordarnos que la preservación de los fósiles en la Tierra es una infinitésima parte de la cantidad de organismos que realmente vivieron. Entonces tenemos muchas limitaciones, tenemos que conseguir organismos que cumplan con esas condiciones que además se hayan preservado; entonces la única manera de contrarrestar todo eso es hacer muchísimas observaciones en todo el mundo. Y vamos desde las observaciones locales a las regionales y a las globales.

Entonces todo eso se fue construyendo a lo largo del tiempo. Desde la época de William Smith, de 1800 hasta ahora, unos 200 años no mucho mas. Y se ha visto que los fósiles nos ayudan realmente a establecer, correlacionar en el tiempo, ahí sí cuando decimos correlacionar estamos estableciendo la equivalencia en el tiempo, de cosas que pueden estar tan lejos como acá y en Europa; podemos realmente establecer que un depósito del Jurásico de acá fue depositado aproximadamente, obviamente siempre hay un margen de error no es un método exacto, fue depositado aproximadamente al mismo tiempo que en Europa se estaba depositando un deposito que tenía el mismo fósil o un fósil que puede llegar a correlacionarse. Es un trabajo realmente de detectives, o sea es un trabajo donde hay que poner en una historia coherente una infinidad de observaciones; o sea hay muchísima información y hay que encontrarle cuál es la narrativa de esa información.

Incluso la bioestratigrafía se empezó a desarrollar antes de la formulación de la teoría de la evolución. Darwin, que dicho sea de paso, Darwin era un geólogo, la persona que formuló la teoría básica de la Biología era un geólogo y realmente ser geólogo le ayudó a ver a los organismos como entes que transcurrieron en el tiempo. Antes que Darwin formulara la teoría de la evolución ya los geólogos trabajaban con Bioestratigrafía porque habían visto que los fósiles se sucedían en el tiempo de determina manera, un determinado orden en distintos lugares del mundo.

Y uno de los que más contribuyo a eso fue d’Orbigny, un científico francés que también viajo por todo el mundo, más o menos contemporáneo, un poquito anterior a Darwin, y reunió información de todo el mundo, y entonces él tuvo la capacidad de darse cuenta que realmente los fósiles contenidos en la rocas nos pueden ayudar a datar las rocas. Y él desarrolló lo que se llama el concepto de Zona o Biozona, nuevamente una palabra del lenguaje normal que se usa en Geología; cuando nosotros hablamos de Zona en Geología o Biozona mas correctamente, nos referimos a un conjunto de estratos que contienen un determinado conjunto de fósiles. Sin entrar en principio con el concepto de tiempo, lo que pasa es que esas Biozonas, si nosotros le agregamos el concepto de tiempo y decimos: son las rocas que contienen un determinado grupo de fósiles y que se depositaron simultáneamente, esas Biozonas pasan a ser Cronozonas; esas Cronozonas se pueden reconocer en distintos lugares del mundo y son las base del cuadro geocronológico que conocemos. Se reúnen varias Cronozonas en Pisos, esos varios Pisos se reúnen en Series, esas varias Series se reúnen en Sistemas, hay como una jerarquización siempre basadas en la Bioestratigrafía. Por eso no es de extrañar que cuando nosotros vemos el cuadro geocronológico que utilizamos los geólogos todos los días, y ya vamos a hablar después de las extinciones, las extinciones siempre coinciden con límites de ese cuadro; pero es que es al revés, o sea el cuadro se construyó sobre la base de la evolución y las extinciones eran lógicamente periodos de discontinuidad que se eligieron para establecer las divisiones entre las distintas categorías de ese tiempo geológico relativo.

Los métodos de datación absoluta

En realidad los métodos fundamentales para datar en geología son los métodos radimétricos, que se basan en el decaimiento radiactivo. Hay muchos elementos que tienen isótopos, con el tiempo se transforman uno en otro, tienen distintas vidas medias, y nosotros podemos conocer ese ritmo de transformación de un isótopo en otro, y en algunos casos, y ahí está el porque no podemos usar cualquier isótopo, en algunos casos podemos saber cuál era la composición inicial, o sea, antes de que pongamos en marcha el reloj.

Los métodos de datación radiativa son muchos, se han elaborado a través del tiempo varios de ellos, Potasio-Argón fue de los primeros, Argón-Argón, Rubidio-Estroncio. Hay distintos y siempre se hablan de pares de isótopos que son, hay un isótopo padre que con el tiempo en una roca se va transformando en ciertas cantidades en un isótopo hijo, así a grandes rasgos. Todos estos métodos se basan en saber que cuando una roca se forma cuál es la cantidad relativa de los isótopos que hay.

El Potasio-Argón por ejemplo es sencillamente, en muchas rocas que tienen Potasio, el Potasio tiene sus isótopos 40 básicamente el 39, pero se sabe que esos minerales contienen solamente Potasio, pero con el tiempo el Potasio 40 y el Potasio 39 pueden derivar en Argón. El Argón es un gas, nunca forma parte del mineral original, entonces ahí sabemos cuál es el punto de partida: el punto de partida es cero Argón. Hay toda una formulación matemática en la cual entran en juego varias cosas, pero cuando medimos el contenido de Argón de la muestra de roca que queremos datar podemos calcular su antigüedad en relación a la cantidad relativa de Argón que tiene con relación al Potasio.

Por ejemplo uno de los métodos más utilizados en la actualidad es el Uranio-Plomo, en zircones. Los zircones son silicatos de zirconio y el Uranio muchas veces reemplaza al zirconio, puede remplazar al zirconio en la formación de ese mineral, pero el Plomo no, el Plomo nunca lo reemplaza pero en los zircones que encontramos en la actualidad, en algunos zircones encontramos Plomo, y el Plomo que encontramos en esos zircones nos están ayudando a datar la antigüedad de la roca. Los zircones tienen otras propiedades que son interesantes, por ejemplo son comunes en las rocas ígneas de todo tipo inclusive en las rocas ígneas extrusivas, los basaltos, las tobas, sobre todo la ceniza volcánica, y la ceniza volcánica es muy común que esté intercalada con sedimentos clásticos normales que contienen fósiles, entonces ahí tenemos un elemento ideal para ajustar la escala de tiempo relativo, basado en básicamente en los fósiles; porque tenemos dataciones de algo que está intercalado entre capas que tienen distintos fósiles, por eso se usan mucho los zircones. Los zircones también tienen la particularidad de que son bastante estables.

O sea, que las dataciones radimétricas son las que proveen realmente la fecha para ubicar todas las divisiones de tiempo relativo que tenemos en nuestra escala geocronológica.

ver la segunda parte

El gran cementerio de medusas de España

Eduardo Mayoral

Creyeron que eran marcas de hombres prehistóricos, pero resultó ser uno de los yacimientos de medusas más grandes y raros del mundo: murieron en masa.

Los cuerpos de las medusas quedaron enterrados, según el catedrático de Paleontología de la Universidad de Huelva, Eduardo Mayoral, en una playa y tras un episodio tormentoso, hace más de 500 millones de años.

Fuente: ##//www.juntadeandalucia.es/medioambiente/web/Bloques_Tematicos/Patrimonio_Natural._Uso_Y_Gestion/Espacios_Protegidos/publicaciones_renpa/investigacion_cientifica_s_norte/05_medusas.pdf##Junta de Andalucía##

Fuente: ##//www.juntadeandalucia.es/medioambiente/web/Bloques_Tematicos/Patrimonio_Natural._Uso_Y_Gestion/Espacios_Protegidos/publicaciones_renpa/investigacion_cientifica_s_norte/05_medusas.pdf##Junta de Andalucía##

La explosión de la vidaEl estrato geológico de Constantina (Sevilla) tiene unos 540 millones de años de antigüedad. Corresponde al inicio del Periodo Cámbrico, un momento extraordinario en que se diversificó la vida en la Tierra en poco tiempo. Es la “explosión cámbrica de la vida”.

Aparecieron, sin que haya precedente, casi todos los grandes grupos biológicos actuales. El yacimiento de medusas podría arrojar luz sobre este periodo excepcional.

Los fósiles alcanzan los 550 millones de años de antigüedad. El yacimiento de Constantina, municipio sevillano, ha registrado incluso marcas del oleaje. Se llaman ripples de oscilación. Los ripples y los enormes fósiles de medusas dan cuenta de un mundo desaparecido y fascinante.

La Capilla Sixtina de la Paleontología

La prensa llamó al lugar la Capilla Sixtina de la Paleontología. No es una exageración: en Constatina hay 90 ejemplares de hasta 88 cm de diámetro. Eran medusas enormes. El hallazgo es único en Europa y sólo comparable en el mundo con otros dos situados en China y Estados Unidos.

El interés del yacimiento “radica en el tamaño anómalo de las medusas, el número de ejemplares [una de las mayores concentraciones del mundo] y la singularidad de su morfología”, según el doctor Eduardo Mayoral, catedrático de Paleontología en la Universidad de Huelva.

La Piedra Escrita de Constantina

Las marcas circulares de Constantina se interpretaron como símbolos escritos de los hombres primitivos. Eran los primeros años de los noventa. Los vecinos llamaron al lugar “La Piedra Escrita”. Algunos incluso lo relacionaron con fenómenos paranormales.

Fuente: ##//www.juntadeandalucia.es/medioambiente/web/Bloques_Tematicos/Patrimonio_Natural._Uso_Y_Gestion/Espacios_Protegidos/publicaciones_renpa/investigacion_cientifica_s_norte/05_medusas.pdf##Junta de Andalucía##

En junio de 1990, Eduardo Mayoral y Eladio Liñán visitaron por primera vez el yacimiento. Las marcas se reconocieron como impresiones de organismos blandos, tipo medusoide. Una rareza.

El yacimiento está en Constantina, municipio de Sevilla, a 2 km del Cerro de la Víbora y en una finca privada denominada “El Revuelo”.

Es uno de los lugares más famosos del Geoparque de la Sierra Norte. Es más: el yacimiento fue decisivo para la calificación de Geoparque europeo.

El profesor Eduardo Jesús Mayoral Alfaro lamenta el estado de conservación del yacimiento: “Aunque se hizo una limpieza hace años, la desidia por parte de la Junta ha sido manifiesta y con el paso del tiempo se va degradando poco a poco”, señala Mayoral.

El esfuerzo del académico y otros voluntarios comprometidos ha mejorado las condiciones del lugar. “Existe desde hace varios años un proyecto de limpieza, mejora y accesibilidad al yacimiento para su visita al público en general”.

Se prevé declarar el yacimiento como Monumento Natural. Los estudios del catedrático Eduardo Mayoral comenzaron en 1992. Los fósiles pudieron permanecer más de 500 millones de años, pero quizás no soporten un siglo más desatendido.

Más información | Medusas del Cámbrico inferior de Constantina (.pdf)

Descubren las huellas más antiguas de vida sobre tierra firme

Han encontrado fósiles de microorganismos que vivieron hace 3.480 millones de años en aguas termales. Solo se conocen seres vivos más antiguos entre los que vivieron en océanos.

  • Crestas en el cratón de Pilbara, al oeste de Australia, donde se han encontrado los restos
Crestas en el cratón de Pilbara, al oeste de Australia, donde se han encontrado los restos – Kathleen Campbell

Parece que una carambola milagrosa permitió que hace unos 4.000 millones de años la vida apareciera en la Tierra, cuando el Sistema Solar estaba recién nacido y apenas tenía 500 millones de años. Las condiciones químicas y físicas del planeta eran las adecuadas, y la vida se apañó para sobrevivir al Gran Bombardeo de asteroides que asoló la superficie. Parece también que otros lugares del Sistema Solar, como Marte, no fueron tan afortunados y que el agua se evaporó, pero en nuestro planeta azul la semilla de la vida germinó.

Desde entonces, el Sol ha vivido casi la mitad de su vida, y continentes enteros de la Tierra se han movido y hasta han desaparecido de la superficie. Aún así, los científicos saben que en algunos lugares muy concretos hay rocas excepcionalmente antiguas, que esconden en su interior los secretos de formas de vida que vivieron hace miles de millones de años. En un estudio publicado recientemente en la revista Nature Communications, los investigadores han informado del hallazgo de las huellas dejadas por una forma de vida primitiva que vivió hace 3.480 millones de años, y que se ha convertido en el ser vivo terrestre más antiguo descubierto nunca. Solo le superan en edad fósiles de formas de vida que vivieron en los océanos primitivos.

«Nuestro descubrimiento no solo aumenta la antigüedad de la vida de las aguas termales (“hot springs” en inglés), además indica que la vida estaba presente sobre la superficie terrestre mucho antes de lo que se pensaba, en concreto unos 580 millones de años antes», ha dicho Tara Djokic, estudiante de doctorado en la Universidad de Nueva Gales del Sur (Australia) y primera autora del estudio. De hecho, hasta ahora los restos más antiguos de vida en tierra firme eran los que están en Sudáfrica y tienen entre 2.700 y 2.900 millones de años.

La investigadora Tara Djokic en el cratón de Pilbara
La investigadora Tara Djokic en el cratón de Pilbara– Dale Anderson

La importancia de esto radica en que la hipótesis más aceptada sobre el origen de la vida en la Tierra plantea que los primeros microorganismos se desarrollaron o aparecieron en los océanos, en concreto junto a chimeneas hidrotermales. Pero al encontrar formas de vida tan antiguas sobre tierra firme, gana peso la idea de que quizás fuera allí donde ocurriera antes, en opinión de Djokic. Eso o que aparecieran simultáneamente en ambos lugares.

Los investigadores examinaron depósitos muy antiguos, de cerca de 3.500 millones de años de edad, situados en la Formación Dresser, en pleno cratón de Pilbara, uno de los lugares del mundo donde se pueden encontrar las rocas más antiguas. La región se encuentra al noroeste de Australia, y junto al cratón de Kaapvaal, permite obtener muestras de rocas que pertenecen al eón Arcaico, con una antigüedad de hasta 3.600 millones de años.

Cratón de Pilbara (coloreado en rojo), al noroeste de Australia
Cratón de Pilbara (coloreado en rojo), al noroeste de Australia– HESPERIAN/WIKIPEDIA

Hasta ahora, se pensaba que esos depósitos se habían formado bajo el agua del océano. Pero al analizar la acumulación de un mineral vinculado con la actividad hidrotermal en la superficie terrestre, la geiserita, los autores concluyeron que estos depósitos estaban emergidos hace 3.500 millones de años y que formaban parte de una formación de aguas termales.

Aparte de esto, los autores encontraron unas burbujas y texturas en empalizada, formadas por micoorganismos, en el interior de las rocas de este depósito. Estas huellas se encontraron dentro de unos estromatolitos, unas estructuras fósiles que se asemejan a rocas compuestas por la acumulación de múltiples capas al estilo de una cebolla. Estas rocas se forman gracias al crecimiento de comunidades de microorganismos, que van creciendo hacia arriba y apilándose unos sobre otros, y a causa de un proceso de fosilización.

Burbujas acumuladas en los depósitos del cratón de Pilbara. Evidencia más antigua de vida primitiva en tierra firme
Burbujas acumuladas en los depósitos del cratón de Pilbara. Evidencia más antigua de vida primitiva en tierra firme– UNSW

«Esto muestra que una diversa variedad de vida existió ligada al agua dulce, en tierra, muy al comienzo de la historia de la Tierra», ha dicho Martin Van Kranendonk, coautor del estudio y también investigador en la Universidad de Nueva Gales del Sur.

En opinión de Ricardo Amils, catedrático de microbiología de la Universidad Autónoma de Madrid, este trabajo «contribuye a romper el dogma sobre el origen de la vida en los océanos». Sin embargo, ha recordado que hay otras opciones sobre el origen de la vida, relacionadas con la aparición de la vida en el subsuelo de la Tierra, «asociada a minerales, protegida de impactos meteoríticos y radiación ultravioleta y que posteriormente colonizó otros ambientes».

De la Tierra a Marte

Las repercusiones de este trabajo no solo se quedan en la Tierra. Los autores también han explicado que este descubrimiento tiene implicaciones para la búsqueda de vida más allá de la Tierra. Si la vida estaba presente en aguas termales hace 3.480 millones de años en la Tierra, ¿podía estar presente en Marte en el mismo momento, antes de que el planeta rojo perdiera su atmósfera y el agua líquida de su superficie?

«Los depósitos de Pilbara tienen la misma edad que gran parte de la corteza de Marte, lo que convierte a las regiones donde hubo aguas termales en el planeta rojo en un objetivo muy interesante en nuestra misión de buscar vida allí», ha explicado Kranendonk. De hecho, la misión Mars2020 de la NASA tiene entre sus próximos puntos de aterrizaje posibles los montes Columbia, una zona en la que se cree que pudo haber aguas termales en el pasado.

TORRE DEL DIABLO

 (Devils Tower, Wyoming. EUA.) Esta geoforma mesetiforme es emblemática del estado de Wyoming y hace más de 100 años fue declarada Monumento Nacional. En ella se filmó una parte esencial de la película “Encuentros Cercanos del Tercer Tipo.” Tiene más de 260 metros de altura desde su base y es un “cuello volcánico” (también llamado “pitón”, o “neck”, en inglés.) Está formado por rocas originadas en un magma que no alcanzó a salir a la superficie y se enfrió dentro del conducto o chimenea volcánica. En esas condiciones, el magma protegido por la aislación térmica que generó la “roca de caja” (roca en la cual existió la fisura que ofició de conducto volcánico), pudo enfriar tan lentamente como para que la pérdida de volumen por enfriamiento ( = contracción térmica) se resolviese en un sistema de fracturas poligonales. Esas fracturas dividen el conjunto de la roca en una serie de columnas muy regulares, extremadamente largas con relación al diámetro de cada columna. Las columnas más frecuentes son de rocas básicas como los basaltos, aunque en este caso particular están formadas por una roca denominada fonolita porfirica, cuya antigüedad es del Cenozoico temprano (Paleoceno.) Luego del enfriamiento del magma, posteriores procesos erosivos eliminaron la “roca de caja”, quedando como remanente este relleno del conducto volcánico.

Máximo térmico del Paleoceno-Eoceno

La gráfica muestra la evolución del clima durante los últimos sesenta y cinco millones de años. El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno está remarcado en rojo y probablemente se encuentra subestimado en un factor de entre 2 y 4 a causa de una vaga estimación en el muestreo de datos.

El Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (MTPE, PETM en inglés), llamado también Máximo Térmico del Eoceno Inicial, o Máximo Térmico del Paleoceno Superior,1 fue un brusco cambio climático que marcó el fin del Paleoceno y el inicio del Eoceno, hace 55,8 millones de años. Se trata de uno de los períodos de cambio climático más significativos de la era Cenozoica, que alteró repentinamente la circulación oceánica y atmosférica, provocando la extinción de multitud de géneros de foraminíferos bentónicos, y causando grandes cambios en los mamíferos terrestres que marcaron la aparición de los linajes actuales.

En apenas 20 000 años, la temperatura media terrestre aumentó en 6 °C, con un correspondiente aumento del nivel del mar, así como un calentamiento de los océanos.2 A pesar de que el calentamiento pudo desencadenarse por multitud de causas, se cree que las principales fueron la fuerte actividad volcánica y la emisión de gas metano que se encontraba almacenado en los clatratos de los sedimentos oceánicos, y que pudieron intensificar el calentamiento al liberar a la atmósfera grandes cantidades de carbono empobrecido en el isótopo carbono-13. Además, las concentraciones atmosféricas de CO2 aumentaron de forma significativa, perturbando su ciclo y causando la elevación de la lisoclina, y una escasez de oxígeno en las profundidades oceánicas que, a la postre, provocó la mayoría de las extinciones marinas.

Escenario[editar]

Nombre[editar]

En un primer momento, y a falta de dataciones precisas, el MTPE se ubicó a finales del Paleoceno,3 denominándose Máximo Térmico del Paleoceno Superior (LPTM en inglés).1 4 5 6 Sin embargo, posteriormente, el nombre que adoptaron la mayoría de los textos fue el de Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno, ya que el límite entre ambas épocas fue definido oficialmente coincidiendo con el instante de mayor aumento de carbono-12, siendo este hecho la causa del suceso climático en cuestión.7 8 No obstante, en otras publicaciones creen más conveniente utilizar el nombre de Máximo Térmico del Eoceno Inicial, ya que las temperaturas máximas absolutas se alcanzan al inicio de este período, con posterioridad a la liberación de carbono-12 a la atmósfera.9 10 11

Escenario temporal[editar]

Teniendo en cuenta las incertidumbres en la datación radiométrica, el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno tuvo lugar entre 55,8 y 55,0 millones de años antes de nuestra era.8 12 13 14 15 16 Duró aproximadamente 20 000 años, y vino precedido de un período más amplio de seis millones de años de calentamiento global gradual que se inició a mediados del Paleoceno,17 y llegó a su máxima expresión en el denominado «Óptimo Climático del Eoceno» (varios millones de años después del MTPE). Sin embargo, durante este período, existieron también varios eventos de enfriamiento, como el evento Elmo (en:Eocene Thermal Maximum 2). Durante los primeros 1000 años del MTPE, se estima que fueron liberadas en los océanos y en la atmósfera entre 1500 y 2000 gigatoneladas de carbono (–2 Gt/año), tasa de emisión cuatro veces menor que la emitida en 2005 por la actividad humana (7,8 Gt/año).18

Disposición terrestre[editar]

Durante el Eoceno, la disposición del planeta era significativamente diferente. El istmo de Panamá no ejercía todavía de puente entre América del Norte y América del Sur, permitiendo el tránsito de aguas entre el océano Atlántico y el Pacífico. Por otra parte, el pasaje de Drake se obstruyó, impidiendo el aislamiento térmico de la Antártida. Este hecho, junto con los altos niveles de CO2, indican que no había importantes capas de hielo, por lo que el planeta carecía de hielo, por aquel entonces, casi en su totalidad.17

Evidencias y cronología[editar]

La prueba más sólida para ratificar la existencia del cambio climático es proporcionada por la variación negativa en el registro del carbono-13, el isótopo más común del carbono, con una excursión negativa, súbita y pronunciada de entre –2 ‰ y –3 ‰.13 Esta inyección masiva de carbono empobrecido en carbono-13 implica la liberación de grandes cantidades de carbono-12, como mínimo 6800 gigatoneladas sobre la atmósfera y los océanos durante los 20 000 años que se prolongó.19

La cronología de la disminución relativa de carbono-13 en el MTPE se ha calculado de dos maneras distintas, complementarias entre sí. La más importante de ellas es la ODP Core 690 (realizada en el mar de Weddell), pues el período está casi exclusivamente basado en este registro, aunque inicialmente fue calculado mediante una aproximación tomando en cuenta una tasa constante de sedimentación.20 Más tarde surgió otro modelo distinto, asumiendo que el flujo del helio-3 es constante, pues este isótopo del helio es producido por el Sol constantemente, y no hay razones para creer que se produjeran grandes cambios en las fluctuaciones del viento solar durante aquel breve período.21 Ambos modelos tienen sus carencias, pero coinciden en las cuestiones más importantes. Entre los puntos en los que coinciden, cabe destacar que ambos están de acuerdo en que la liberación del carbono se produjo en dos etapas, cada una con una duración aproximada de 1000 años, separadas por un período de unos 20 000 años. Los modelos divergen, sobre todo, en las estimaciones del tiempo de recuperación, que oscilan entre los 150 000 para el primero,20 y 30 000 años para el segundo modelo.21 Otras teorías sugieren que el calentamiento tuvo lugar 3000 años antes de la liberación del carbono-12, aunque las causas iniciales continúan siendo inciertas.22 Se han realizado estudios en el Pirineo español que confirman el aumento de CO2 durante el MTPE.23

 Gráfico que muestra el registro de temperaturas del fondo oceánico. El máximo térmico del Paleoceno-Eoceno está representado mediante las siglas MTPE.

La temperatura media del planeta aumentó en 6 °C de forma drástica, en un período de apenas 20 000 años. Este cálculo se basa en los valores de magnesio/calcio y en la concentración del isótopo oxígeno-18, que es el recurso más utilizado para calcular temperaturas en el Eoceno, ya que debido al escaso hielo los cálculos ganan en seguridad, al permanecer constante la concentración de oxígeno-18 oceánico.24 Otros análisis, centrados en la composición de la flora, así como de la forma y tamaño de sus hojas, arrojan un resultado similar: aumento de 5 °C, además de revelar que, al inicio del MTPE, las precipitaciones fueron escasas pero que, con el tiempo, fueron aumentando progresivamente.25 Debido al ascenso de las temperaturas, los escasos hielos comenzaron a derretirse, provocando la reducción del albedo, lo que a su vez produjo un ascenso de las temperaturas en un proceso de retroalimentación positiva. Esto causó que el incremento de temperatura fuera mayor en los polos, alcanzando temperaturas medias anuales de entre 10 y 20 °C.26 El calentamiento del agua de la superficie del océano Ártico fue tal, que llegó a albergar formas de vida propias de los trópicos, como los dinoflagelados, alcanzando temperaturas mayores a 22 °C.27

No sólo aumentó la temperatura, sino que también lo hizo la humedad, debido al incremento de la tasa de evaporación, más acusada en los trópicos. Un isótopo del hidrógeno, el deuterio (2H), revela que esta humedad fue transportada hacia los polos, explicando así las intensas lluvias que tuvieron lugar en el océano Ártico.28

Océanos[editar]

Debido al escaso hielo, el nivel del mar ascendió significativamente debido al incremento de la temperatura. Prueba de ello es el desplazamiento de los palinomorfos (partículas del tamaño de un grano de polen) del océano Ártico, que reflejan una disminución de la materia orgánica terrestre en comparación con la materia orgánica marina.27

A comienzos del MTPE, el patrón de la circulación oceánica cambió radicalmente en un período inferior a 5000 años. La dirección de la circulación se revirtió, causando por ejemplo que en el océano Atlántico la corriente del fondo fluyera desde el norte hacia el sur, cuando siempre había ocurrido a la inversa. Estos efectos perduraron, al menos, durante 40 000 años. Este cambio en el flujo de agua caliente a las profundidades oceánicas agravó el calentamiento. La composición química de los océanos también se vio alterada enormemente.29

En varias partes de la mayoría de los océanos, especialmente en el norte del océano Atlántico, la bioturbación (la reexposición de material, generalmente tóxico, que se encuentra almacenado bajo los sedimentos) resultaba casi inexistente. Esto podría deberse al cambio de la circulación oceánica, que causó que el fondo oceánico aumentase su temperatura, y con ello que apenas albergara oxígeno (anoxia). Sin embargo, en algunos lugares de los océanos la bioturbación no cesó.30

Otro efecto del MTPE sobre el medio oceánico fue la elevación del límite de la lisoclina.31 La lisoclina indica la profundidad a la cual se disuelve espontáneamente el carbonato en los océanos. Hoy en día, dicho límite se encuentra a 4 km por debajo de la superficie oceánica, cifra muy similar a la media de profundidad de los océanos. Esta profundidad depende, entre otros factores, de la temperatura y de la cantidad de CO2 disuelto, por lo que ambos factores elevaron la lisoclina cada vez más hacia la superficie oceánica, provocando la disolución de los carbonatos de las aguas profundas.32 Esta acidificación de las aguas profundas se puede observar en los estratos del suelo oceánico (si la bioturbación no ha sido especialmente activa, ya que en ese caso las pruebas se destruirían), pues muestra un cambio bastante acusado, pasando desde carbonatos con un color grisáceo, a carbonatos rojizos y arcillosos, para después volver de nuevo a los grisáceos.33 Estas evidencias se muestran mucho más claras en el norte del océano Atlántico que en cualquier otro, de lo que se deduce que la acidificación fue mucho más acusada allí. En algunas zonas del sureste del Atlántico, la lisoclina llegó a elevarse 2 km en tan sólo unos miles de años.30

Flora y fauna[editar]

Vista al microscopio del foraminífero bentónico Ammonia tepida. Este grupo de organismos fue perjudicado durante el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno.

El MTPE produjo la extinción del 35-50 % de los foraminíferos bentónicos en un lapso de 1000 años, porcentaje más elevado que en la extinción masiva del Cretácico-Terciario acontecida unos 10 millones de años antes. En contraposición, los foraminíferos planctónicos se diversificaron, y los dinoflagelados y mamíferos prosperaron. También cabe destacar el auge de las bacterias.22

Es difícil dar una explicación de las extinciones de los organismos del fondo marino, ya que muchas de ellas fueron solamente regionales, afectando principalmente a aquellos distribuidos al norte del océano Atlántico. Esto significa que, al contrario que la temperatura, no se pueden formular hipótesis generales de la reducción del oxígeno, o de la corrosividad del carbono debido a los carbonatos insaturados de las profundidades oceánicas. El único factor global es el aumento de la temperatura, y parece que toda la culpa recae sobre este elemento. Las extinciones regionales del Atlántico norte son atribuidas, en general, al alto nivel de anoxia en las profundidades de sus aguas.19 34

El incremento de los niveles de CO2 produjo una acidificación de las aguas superficiales, lo que resultó extremadamente nocivo para los corales.35 Se ha demostrado experimentalmente que también resulta muy perjudicial para el plancton calcáreo.36 Sin embargo, los ácidos usados en el laboratorio para simular el aumento natural de la acidez que resultarían del aumento de las concentraciones de CO2 podrían haber arrojado resultados engañosos. Prueba de ello son los cocolitóforos (al menos Emiliania huxleyi), los cuales se volvieron más abundantes en aguas acidificadas.37 Curiosamente, al nanoplancton calcáreo no se le atribuye ningún cambio en su distribución por la acidificación durante el MTPE, como sí ocurrió con los cocolitóforos.37 La acidificación, en cambio, dio lugar a un importante aumento de algas calcificadas,38 y también, aunque en menor medida, de foraminíferos calcáreos.39

El aumento de los mamíferos es otro aspecto interesante. No se han hallado pruebas de ningún aumento en la tasa de extinción entre los organismos terrestres. Muchos de los principales órdenes de mamíferos, incluyendo los artiodáctilos, los caballos y los primates, surgieron rápidamente y se propagaron por todo el planeta entre 13 000 y 22 000 años después del inicio del MTPE.40 41 Esta diversificación y dispersión de los primates fue un aspecto clave para la evolución humana.

Existen multitud de causas que pudieron provocar o intensificar el MTPE, por lo que resulta complicado averiguar claramente cuáles de ellas tuvieron mayor repercusión. Las temperaturas globales aumentaron a un ritmo constante en todo el planeta, provocando una serie de sucesos agravados por mecanismos de retroalimentación positiva. Para poder determinar estos factores, se ha recurrido al balance de masa del isótopo del carbono, pues el carbono puede variar su ciclo en períodos relativamente cortos. La concentración relativa de carbono-13 descendió entre –2 ‰ y –3 ‰, y analizando las reservas de carbono, se puede considerar qué masa de la reserva sería necesaria para producir el efecto. El único supuesto del que se parte es que la masa de carbono contenida tanto en la atmósfera como en los océanos durante el Paleógeno era la misma que la actual, algo que resulta verdaderamente difícil de confirmar.

Para que se produjera dicha perturbación en la concentración de carbono-13, según esta teoría los volcanes deberían haber expulsado cerca de 1500 gigatoneladas de carbono durante los dos períodos de 1000 años. Para una visión más comprensible de esta cifra: se trata de una tasa 200 veces superior a la del resto del Paleógeno, aunque dicha suma es improbable, pues no se han encontrado indicios de una actividad volcánica de tal magnitud en toda la historia de la Tierra. Sin embargo, cerca de un millón de años antes del MTPE, una importante actividad volcánica comenzó a asolar el este de Groenlandia, aunque por sí sola no puede explicar la rapidez con la que tuvo lugar el calentamiento. Incluso en el caso de que las 1500 gigatoneladas hubiesen sido expulsadas repentinamente de una sola vez, se necesitarían otros factores que hubiesen dado lugar a mecanismos de retroalimentación positiva para producir la alteración que se ha observado en el isótopo del carbono.

Por otra parte, se ha sugerido que los aumentos repentinos de la actividad volcánica estuvieron asociados a la actividad del rift continental oceánico, que expulsó magma caliente sobre los sedimentos ricos en carbono, lo que hubiera desencadenado la liberación del metano.42 Otras fases mucho más tardías de la actividad volcánica habrían causado la expulsión de mayor cantidad de gas metano, provocando otros períodos de calentamiento global durante el Eoceno, como el ETM2 (siglas inglesas de Máximo térmico del Eoceno 2, comúnmente evento Elmo).19

Liberación de gas metano[editar]

Clatratos de metano en plena combustión. En ella se produce agua y dióxido de carbono en abundantes cantidades, siendo con toda probabilidad una de las causas principales del MTPE.

Ninguna de las teorías permite explicar, por sí sola, la excursión del isótopo carbono-13 y el calentamiento que tuvo lugar durante el MTPE. El mecanismo de retroalimentación positiva que pudo amplificar más la perturbación inicial fueron los clatratos, según la llamada hipótesis del fusil de clatratos. El metano, que se acumula de forma continua en los sedimentos de los fondos oceánicos debido a la descomposición orgánica, es estable en el agua a cierta presión y temperatura, formando cúmulos en estado sólido. A medida que la temperatura se incrementa, la presión que se ejerce decae, la configuración deja de ser estable, y los clatratos se disocian, causando la liberación del gas metano a la atmósfera. Dado que los clatratos en sí mismos poseen un –60 ‰ en la concentración de carbono-13 con respecto a la atmósfera, pequeñas cantidades de estos materiales podrían producir grandes variaciones relativas de carbono-13. Además, el metano es un potente gas invernadero, unas ocho veces más eficaz que el dióxido de carbono, por lo que, al ser expulsado hacia la atmósfera, pudo causar un gran calentamiento global que, a su vez, calentara los océanos y diera lugar a más emisiones de metano, desestabilizando el sistema. Se ha calculado que el océano habría tardado unos 2300 años en alcanzar la temperatura que permitiera disociar los clatratos de su fondo, aunque este cálculo está basado en una serie de supuestos.43

Para que esta hipótesis sea válida, los océanos deberían mostrar signos de calentamiento antes de la excursión del isótopo del carbono, pues el metano tarda un tiempo hasta que logra incorporarse a la atmósfera. Hasta hace relativamente poco tiempo, las pruebas mostraban que ambos picos eran simultáneos, restando apoyo a la teoría. Sin embargo, estudios recientes han logrado detectar un breve lapso de tiempo entre el calentamiento inicial y la disminución relativa de carbono-13.44 Algunos paleotermómetros, como el TEX86, también coinciden en que el calentamiento sucedió unos 3000 años antes de la disminución relativa del isótopo del carbono.22 Sin embargo, el agua oceánica más profunda no parece evidenciar este intervalo de tiempo.

Los análisis de estos registros revelan otro hecho interesante: los foraminíferos planctónicos grabaron pequeños cambios en los valores de los isótopos antes que los foraminíferos bentónicos, que habitan en los sedimentos de los océanos. Los caparazones de estos organismos recogen estas variaciones al oxidarse, por lo que una liberación gradual de gas metano en el fondo oceánico tendría que haber oxidado primero los caparazones de los foraminíferos bentónicos. El hecho de que los foraminíferos planctónicos fueran los primeros en mostrar estos signos de oxidación se debe a que el metano fue liberado tan rápidamente que su oxidación agotó todo el oxígeno del fondo oceánico, permitiendo que, después de esto, el metano alcanzase la atmósfera sin oxidarse, donde reaccionaría con el oxígeno atmosférico. De este análisis se deduce que el proceso de liberación del metano duró aproximadamente 10 000 años.44

Impacto de cometa[editar]

Las variaciones orbitales muestran la relación entre la excentricidad orbital (azul) y las temperaturas (negro). Una teoría propone esta relación como una de las causantes del MTPE.

Otra teoría afirma que un cometa rico en carbono-12 impactó sobre la superficie terrestre e inició el calentamiento global.45 Incluso suponiendo que el tamaño del cometa se encontrara en el límite para que la catástrofe no dejara huella sobre el planeta (según la teoría unos 10 km), y que después del suceso se produjeran procesos de retroalimentación, todavía serían necesarias 100 gigatoneladas de carbono extra que tendrían que provenir de actividades terrestres. Sin embargo, esta teoría todavía posee algunas cuestiones sin resolver y no explica al detalle todo lo acontecido. Según la teoría, el cometa habría causado la formación de una capa arcillosa de 9 metros de espesor tremendamente magnetizada, pero otras fuentes creen que esta capa se formó a un ritmo demasiado lento como para que fuera consecuencia del impacto, atribuyendo su creación a las bacterias, que prosperaron durante el calentamiento.22 Por otra parte, la anomalía del iridio (indicador fiable de impactos sobre el planeta) que se ha observado en España es demasiado reducida como para confirmar el impacto del cometa.46

Ciclos orbitales[editar]

Debido a la existencia de otros cambios climáticos de escala global, como el ETM2 (evento Elmo), se ha formulado la hipótesis de que estos cambios se repiten de forma regular, y que son consecuencia de las variaciones orbitales en la excentricidad de la órbita terrestre. La proximidad al Sol hizo que la radiación solar aumentase, y con ello la temperatura, traspasando así el umbral para dar rienda suelta a los diversos procesos de retroalimentación positiva.15

Quema de turba[editar]

Se llegó a postular una teoría que afirmaba que el MTPE fue provocado por la combustión de grandes cantidades de turba, un material orgánico rico en carbono. Sin embargo, para producir la disminución relativa de carbono-13 que tuvo lugar, sería necesario que se quemara el 90 % de la biomasa terrestre de aquel entonces. Dado que durante el MTPE las plantas crecieron desenfrenadamente, esta teoría ha quedado refutada.47

Período de recuperación[editar]

El registro del isótopo carbono-13 muestra un tiempo de recuperación de entre 30 00021 y 150 000 años,20 un período relativamente corto si lo comparamos con la permanencia del carbono en la atmósfera actual (entre 100 000 y 200 000 años). Cualquier explicación satisfactoria de este rápido tiempo de recuperación debe incluir un efectivo mecanismo de retroalimentación.48

El modo más probable de recuperación vendría dado por un incremento en la productividad biológica, transportando rápidamente el carbono hacia el fondo oceánico. Esto contaría con la ayuda de las altas temperaturas globales y con los altos niveles de CO2, así como con un incremento de los suministros de nutrientes (las altas temperaturas y las elevadas precipitaciones causarían una gran erosión continental, y la actividad volcánica pudo haber proporcionado más nutrientes). Una prueba del aumento de la productividad biológica podría ser el bario,48 sin embargo, el aumento de este elemento podría también deberse a la liberación del bario disuelto junto con el metano del fondo oceánico.49 Además, la diversificación evidencia que la productividad aumentó sobre todo en las zonas costeras, donde la flora marina permaneció caliente y fértil, contrarrestando la reducción de la productividad en los fondos oceánicos.39

Véase también[editar]

Referencias[editar]

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Enlaces externos[editar]

En español[editar]

En inglés[editar]

La Formación Jaizkibel y sus singulares geoformas “de Möbius”

El monte Jaizkibel se alza sobre las ciudades de Fuenterrabía, Irún, Pasajes, Rentería y Lezo (Guipúzcoa, País Vasco). Posee unos afloramientos rocosos –áreas en las que el terreno está formado por capas de rocas sin vegetación– en su parte más oriental, zona conocida como Formación Jaizkibel (edad Eoceno).

En la serie de artículos [1] a [3], el equipo de Carlos Galán del Laboratorio de Bioespeleología de la Sociedad de Ciencias Aranzadi estudia ciertas geoformas situadas sobre un conjunto de escarpes de arenisca en la Formación Jaizkibel. Esas geoformas incluyen –según se enumera en [3]– boxworks, cintas perforadas, bandas de Moebius, formas residuales de disolución, estructuras de corriente, nódulos, láminas e inclusiones ferruginosas, figuras de intercepción y anillos de Liesegang.

Aunque mis conocimientos de geología son nulos, cuando un compañero geólogo me comentó la inclusión de bandas de Moebius en la descripción de la Formación Jaizkibel, me animé a buscar estas superficies en los artículos de Carlos Galán y su equipo.

En [2], los autores describen las geoformas que denominan ‘bandas de Moebius’ del siguiente modo:

La formación de patrones en forma de cintas o bandas adquiere su más extravagante expresión en las geoformas que hemos denominado informalmente “bandas de Moebius”. Estas se encuentran en paredes de abrigos y cuevas en avanzado estado de arenización. Forman bandas delgadas que destacan de la roca en relieve positivo con un perfil en T: el trazo superior de la T forma una banda separada paralela a la superficie de la pared y el trazo vertical sirve de unión entre la banda y la pared de roca. La banda en sí está perforada por alveolos, sobre todo en sus bordes externos, que resultan recortados por muescas. Las bandas de este tipo pueden tener desarrollos sinuosos, de varios metros, siguiendo la curvatura de las paredes de las cavidades, por lo que en ocasiones recuerdan el desarrollo sin fin de la figura matemática llamada banda de Moebius. Aunque predominan las bandas verticales o que siguen la línea de mayor pendiente, las hay oblicuas y entrelazadas.

Tras la descripción de estas geoformas, los autores incluyen un párrafo en el que citan algunas características de la banda de Möbius: es una superficie no orientable, sólo posee una cara, tiene un único borde y es una superficie reglada. Explican también como puede construirse pegando dos lados opuestos de una cinta de papel tras un giro de 180 grados; incluso comentan qué sucede si se corta una banda de Möbius longitudinalmente:

Si se corta una cinta de Moebius a lo largo, a diferencia de una cinta normal, no se obtienen dos bandas, sino una banda más larga pero con dos vueltas. Si a ésta banda se la vuelve a cortar a lo largo, se obtienen otras dos bandas entrelazadas pero con vueltas. A medida que se va cortando a lo largo de cada una, se siguen obteniendo más bandas entrelazadas.

Recordemos que la anterior propiedad es solo cierta si se corta la banda de Möbius longitudinalmente por la altura mitad. En la anterior descripción, esa banda más larga obtenida con dos vueltas es (homeomorfa a) un cilindro –lo que llaman una “cinta normal”–, por ello, al volver a cortarlo por la mitad longitudinalmente, se obtienen dos cilindros, pero enlazados. Al repetir la operación se van duplicando los cilindros, que se entrelazan por parejas y entre ellos.

En este párrafo, los autores también comentan que la banda de Möbius ha servido de inspiración en el mundo del arte, nombrando la película argentina Moebiusbasada en el cuento Un metropolitano llamado Moebiusdel astrónomo y escritor Armin Joseph Deutsch.

La descripción de esta serie de propiedades de la banda de Möbius, es un modo de justificar la elección del nombre de estas geoformas, al finalizar esta parte del artículo con esta afirmación:

Aspectos y caracteres paradójicos análogos los presentan las geoformas halladas en Jaizkibel

La metáfora de la banda de Möbius –aunque estas formaciones no lo sean en realidad– es una deliciosa manera de hablar de estas geoformas que, sin lugar a dudas, son bellas, singulares y sorprendentes… como una banda de Möbius.

Más información

[1] Carlos Galán y Marian Nieto, Bandas de Moebius, Boxworks y otras raras Geoformas en arenisca de la Formación Jaizkibel, Sociedad de Ciencias Aranzadi, 2010

[2] Carlos Galán y Marian Nieto, Bandas de Moebius, Boxworks y otras raras Geoformas en arenisca de la Formación Jaizkibel, Boletín Sedeck (Sociedad Española de Espeleología y Ciencias del Karst) 8, 20-41, 2012

[3] Carlos Galán, José Manuel Rivas, Robert Ionescu y Marian Nieto, Disolución intergranular y evolución de cuevas y geoformas: los ejemplos más extravagantes del mundo en erenisca de edad eoceno (Formación Jaizkibel, País Vasco), Sociedad de Ciencias Aranzadi, 2013

[4] Marta Macho Stadler, Las bandas de Möbius de Jaizkibel, ZTFNews.org, 11 marzo 2014

Nota: Muchas gracias a Carlos Galán por permitir utilizar las imágenes incluidas en sus artículos.

Sobre la autora: Marta Macho Stadler es profesora de Topología en el Departamento de Matemáticas de la UPV/EHU, y colaboradora asidua en ZTFNews, el blog de la Facultad de Ciencia y Tecnología de esta universidad.

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