Estratigrafía de isótopos de oxígeno y la reconstrucción de los cambios climáticos del pasado

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160 – Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2)
ISSN (edición impresa): 1132-9157 - (edición electrónica): 2385-3484 – Pags. 160-170
Fundamentos
Conceptuales y
Didácticos
Estratigrafía de isótopos de oxígeno
y la reconstrucción de los cambios climáticos del pasado
Oxygen isotope stratigraphy and the reconstruction of
past climate changes
Javier Martín Chivelet1,2 y María Belén Muñoz-García1
1 Departamento de Estratigrafía, Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid, 28040
Madrid, España. E-mails: martinch@ucm.es, mbmunoz@ucm.es
2 Instituto de Geociencias (CSIC, UCM). c./ José Antonio Nováis, 12, 28040 Madrid, España
Resumen En este artículo se presentan las bases de la quimioestratigrafía de isótopos estables
de oxígeno y su aplicación en el campo de la reconstrucción de la variabilidad climática
del pasado, a diferentes escalas espaciales y temporales. Esta disciplina, de enorme
desarrollo en las últimas dos décadas, está aportando las claves para caracterizar, con una
resolución sin precedentes, los cambios climáticos, sus causas y sus impactos, y tiene por
ello un gran interés en un mejor entendimiento del cambio climático actual y su evolución
futura. Se incluye un caso práctico para su posible desarrollo en clase.
Palabras clave: Carbonatos, educación, paleoclima, paleoambiente, quimioestratigrafía de isótopos
estables, sondeo de hielo.
Abstract This paper presents the fundamentals of the oxygen stable isotope chemostratigraphy and
its application in the scientific field of past climate variability reconstruction, for different
time and space scales. The discipline, which has experienced an enormous progress in
the last few decades, is providing new clues for the characterization of climatic changes,
their causes and impacts, at an unprecedented resolution. This progress will contribute
to a better understanding of today’s climate change and its future evolution. The article
includes a practical case which could be used with students in the classroom.
Keywords: Carbonates, education, ice core, paleoclimate, paleoenvironment, stable isotope
chemostratigraphy.
INTRODUCCIÓN
La quimioestratigrafía ha revolucionado nuestro
conocimiento sobre muchos aspectos ambientales y
climáticos de la historia de nuestro planeta. La razón
de estos avances hay que buscarla en la sinérgica
integración de dos disciplinas que tradicionalmente
se han desarrollado de forma paralela y algo aleja-
da. Son la Estratigrafía y la Geoquímica. Mientras
que la primera aporta series y registros cada vez
más completos y mejor datados y caracterizados,
la segunda contribuye con un entendimiento cada
vez mejor de los procesos responsables de la com-
posición química de los minerales y las rocas, a la
vez que con incorpora técnicas analíticas altamente
resolutivas.
Dentro de esa simbiosis científica han surgido
en las últimas décadas varias ramas que giran en
torno a aspectos geoquímicos (elementos mayo-
res, menores, trazas, relaciones isotópicas) sobre
minerales y rocas de muy diferente índole que per-
miten la reconstrucción de diferentes parámetros
paleoambientales y paleoclimáticos y la caracteri-
zación de los cambios que éstos experimentan a lo
largo del tiempo, bien en una zona, en una región, o
en el conjunto del planeta. Dado el interés que tiene
la caracterización de los cambios ambientales y cli-
máticos del pasado (de sus causas, sus patrones y
sus consecuencias) para el mejor entendimiento del
cambio climático actual, estas líneas de investiga-
ción están experimentando un enorme desarrollo.
De todas ellas, posiblemente la estratigrafía de
isótopos estables sea la que más rápidamente ha
evolucionado, y de la que se están obteniendo los
resultados más espectaculares. Los isótopos esta-
bles, a diferencia de los radiactivos, no se desinte-
gran y, por tanto, permanecen en el tiempo. Pero
sus proporciones en cada mineral o compuesto sí
varían en función de las condiciones físicoquímicas
bajo las que éstos se forman. Con esta premisa, el
estudio de las relaciones isotópicas de distintos
elementos muy abundantes en la litosfera (carbo-
no, oxígeno, azufre...) en minerales singenéticos
(generados en el medio sedimentario, como pueda

Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2) – 161
ser la calcita de la concha de un molusco) permiten
reconstruir los parámetros ambientales bajo los que
se formaron (p.ej. la paleotemperatura). Más impor-
tante todavía, los análisis isotópicos realizados a lo
largo de las series estratigráficas permiten caracteri-
zar los cambios ambientales y climáticos del pasado
a lo largo del tiempo (Fig. 1). Para aquellos que quie-
ran profundizar sobre este tema de notable actuali-
dad recomendamos aquí algunos libros de carácter
educativo que han sido publicados recientemente:
Croning (2010), Gornitz (2009), St John et al. (2012),
Leng (2006), y Ruddiman (2013).
En este trabajo nos centraremos en uno de esos
elementos y sus relaciones isotópicas: el oxígeno.
Con este elemento se están obteniendo resultados
superlativos en el conocimiento de los cambios cli-
máticos del pasado, en todos los rangos temporales
(de años a millones de años) y en todas las escalas
y ámbitos espaciales posibles (local a global, conti-
nental o marino, latitudes altas y bajas...). El oxíge-
no presenta tres isótopos estables, 16O, 17O y 18O,
definidos por su diferente masa (dada por el dife-
rente número de neutrones) para un mismo número
atómico (número de protones) (Fig. 2).
¿POR QUÉ EL OXÍGENO?
Como ya se ha comentado, son varios los elemen-
tos cuyas relaciones isotópicas son usadas con fre-
cuencia en las reconstrucciones paleoambientales (C,
H, O, S...). Sin embargo son los isótopos estables del
oxígeno los que están contribuyendo de forma más
decisiva en los avances en el conocimiento sobre el
paleoclima de la Tierra. Tres motivos lo explican:
- En primer lugar, el oxígeno es muy abundante en
el Sistema Climático (atmósfera, hidrosfera, criosfera,
biosfera, y litosfera) y es un componente mayoritario
del agua, los carbonatos, la materia orgánica y otros
compuestos que se generan en el sistema de forma
abundante y que pueden ser utilizados como indica-
dores paleoambientales o paleoclimáticos.
- En segundo lugar, el oxígeno presenta isótopos
con masas lo suficientemente diferentes como para
generar un fraccionamiento importante durante los
cambios de fase o las reacciones químicas, y también
como para poder ser discernidos por los equipos ana-
líticos que miden las relaciones isotópicas.
- En tercer lugar, la cantidad de isótopo pesa-
do (18O) es lo suficientemente grande en el sistema
como para que los equipos analíticos puedan anali-
zarlo con precisión.
El uso de las relaciones isotópicas del oxígeno en
la reconstrucción de los climas del pasado se basa en
la premisa, ya mencionada, de que la composición
isotópica de un compuesto depende de las condi-
ciones fisicoquímicas bajo las cuales se formó. Esas
condiciones determinan que se produzca un mayor
o menor fraccionamiento isotópico (o “reparto” de
los diferentes isótopos de oxígeno durante la reac-
ción química o el cambio de fase) que va a definir la
composición isotópica del compuesto. Por tanto, si
somos capaces de medir esa composición isotópica
podremos inferir aquellas condiciones e interpretar-
las en términos de parámetros paleoclimáticos o pa-
leoambientales.
En este trabajo nos centraremos en las relacio-
nes isotópicas del oxígeno en el agua (en sus dife-
rentes fases) y en los carbonatos (minerales muy
abundantes en el registro sedimentario: conchas
de moluscos, foraminíferos, braquiópodos, ostrá-
codos, corales, espeleotemas, travertinos, micrita,
etc.). Teniendo en cuenta que los carbonatos pre-
cipitan a partir de soluciones acuosas con carbo-
no disuelto (CO2 acuoso, ion bicarbonato, ion car-
bonato) es fácil entender que exista una relación
directa entre las relaciones isotópicas del agua y
de esos minerales. Con ello, tenemos un nexo muy
Series paleoclimáticas
basadas en isótopos estables
¿Qué
aporta la
Estratigrafía?
¿Qué aporta la
Geoquímica
isotópica?
Series
estratigráficas
Crono-
estratigrafía
Técnicas
analíticas
Datos paleo-
ambientales
Estratigrafía de
Isótopos de Oxígeno
T ºC
18O/16O
Tiempo
18O
16O
Isótopos estables de Oxígeno
16O 99,7630 % 17O 0,0375 % 18O 0,1995 %
δ 18O = ( - 1) x 1000
18O/16O (muestra)
18O/16O (estándar)
Isótopo “ligero”
16OIsótopo “pesado”
18O
Fig. 1. Bases de
la Estratigrafía de
Isótopos de Oxígeno
en su aplicación para la
reconstrucción de las
variaciones climáticas en
el pasado.
Fig. 2. Isótopos estables
del oxígeno y sus
proporciones relativas
en la naturaleza.

162 – Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2)
fuerte entre las relaciones isotópicas del agua en
sus diferentes fases y a lo largo del ciclo hidroló-
gico, y los carbonatos que crecen a partir de los
solutos de esa agua.
TERMINOLOGÍA, ESTANDARIZACIÓN Y
LABORATORIOS
Una relación isotópica R en una sustancia o mi-
neral X indica la proporción del isótopo pesado fren-
te al ligero (en el caso del oxígeno, RX= 18O /16O).
Esta relación usualmente se reporta mediante la no-
tación δ (referida a la misma relación isotópica de un
estándar y en ‰):
δ18O (‰) = 1000 ((RX/Rstd)-1)
donde Rx and Rstd son las relaciones 18O /16O de la
muestra X y del estándar.
Si se analiza ligeramente la expresión se de-
duce que los valores del δ18O serán positivos
cuando la muestra sea más rica en 18O que el es-
tándar, y negativos cuando sea más pobre en ese
isótopo. Es igualmente obvio que cuanto mayor es
el δ18O, mayor es la proporción del isótopo pesa-
do frente al ligero, y hablamos por ello de que la
muestra es isotópicamente “más pesada” o “más
positiva”. Por el contrario, valores más bajos en
la notación δ implicarían que la muestra es “más
ligera” o “más negativa” desde un punto de vista
isotópico.
Los estándares aceptados para los isótopos de
oxígeno son el SMOW (Standard Mean Ocean Water)
y el PDB (PeeDee Belemite). SMOW es un estándar
de agua con una composición próxima a la media
del agua marina (Craig , 1961). Dado que se ha ago-
tado, ha sido reemplazado por uno nuevo de com-
posición idéntica (Gonfiantini, 1984; Gröning, 2004)
que se ha denominado VSMOW donde la V deriva
de la inicial de Viena, sede de la Agencia Internacio-
nal de la Energía Atómica. El estándar PDB es calcita
procedente del belemnites Belemnitella americana,
recogido en la Fm. Peedee del Cretácico de Carolina
del Sur, y usado en los trabajos pioneros de geoquí-
mica isotópica para la determinación de paleotem-
peraturas (Urey et al., 1951). Este estándar ya se
agotó hace ya tiempo, razón por la cual se recurre
a otros estándares como el NBS-19 y el NBS-18, del
Servicio Geológico de los EEUU, preparados a partir
de un mármol y una carbonatita respectivamente
(Friedman et al., 1982). El procedimiento usual en
la actualidad es calibrar a PDB usando estos están-
dares alternativos, y se reporta como VPDB (Vienna
PDB) (Coplen et al., 1996). Para convertir datos de
relaciones isotópicas de oxígeno de una muestra X
entre las dos estandarizaciones podemos utilizar las
expresiones:
δ18Ox-VSMOW = 1,03091 δ18Ox-VPDB + 30,91
δ18Ox-VPDB = 0,970017 δ18Ox-VSMOW – 29,98
Las medidas de las relaciones isotópicas se
realizan mediante espectrómetros específicos
(IRMS, Isotope Ratio Mass Spectrometry), que
son capaces de separar las masas de un mismo
gas (Fig. 3). Así, por ejemplo, para la medición del
δ18O de una calcita se precisa de un ataque ácido
de este mineral, que provoca la liberación de su
carbono y oxígeno en forma de CO2 (gas). En el
espectrómetro, las moléculas de ese CO2 son io-
nizadas y aceleradas contra un campo magnético
generado por un potente imán, que es capaz de
separar las moléculas de CO2 de acuerdo con su
peso molecular (que está lógicamente determina-
do por su composición isotópica). Así, la mayor
parte de las moléculas de CO2 tendrán una masa
44 (dos átomos de 16O y uno de 12C), pero aquellas
que contengan 18O tendrán masas más pesadas
(usualmente 46). De la relación entre las molécu-
las pesadas y ligeras del CO2 podremos inferir la
relación isotópica del oxígeno del mineral inicial.
Los sistemas más resolutivos permiten trabajar
con muestras de carbonato muy pequeñas, infe-
riores a 20 microgramos. En España son varios
los centros de investigación y universidades que
cuentan con laboratorios dedicados a la analítica
de isótopos estables (Fig. 3), y que ofrecen sus
servicios analíticos. Muchos de ellos realizan cada
año programas de visitas didácticas y jornadas de
puertas abiertas, que son una buena oportunidad
para conocerlos de cerca.
FRACCIONAMIENTO ISOTÓPICO DEL OXÍGENO
EN AGUA Y EN CARBONATOS
El hecho de que la composición isotópica de dos
compuestos (por ejemplo, dos masas de agua) no
sea la misma se debe al fraccionamiento isotópico
que tiene lugar cada vez que se produce una reac-
ción química o un cambio de estado, y que ya hemos
descrito como un “reparto” de isótopos. El fraccio-
namiento isotópico entre un mineral de carbonato
(p.ej. calcita) y el agua a partir de la cual precipita
puede expresarse mediante el factor de fracciona-
miento α,
α C-A= RC / RA
donde R representa la relación isotópica de oxí-
geno del mineral C y del agua A respectivamente.
Así, el vapor de agua no tendrá el mismo δ18O
que el agua del que deriva ni un cristal de carbonato
cálcico tendrá la composición de la solución acuosa
Fig. 3. Espectrómetro
para la medición de
relaciones isotópicas
(Laboratorio de
isótopos estables
de la Universidad
Complutense de Madrid).

Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2) – 163
a partir de la cual precipita. El fraccionamiento siem-
pre se produce según dos aspectos clave:
1) Los átomos del isótopo pesado tienen a concen-
trarse en la forma que presenta los enlaces más
fuertes. Es decir, que los isótopos pesados se
concentran en la fase sólida frente a la líquida
(por ejemplo, hielo frente a agua líquida), y en
la forma líquida frente a la gaseosa (agua frente
a vapor).
2) El fraccionamiento disminuye al incrementarse la
temperatura. Es decir, que a temperaturas más
altas, la diferencia entre las composiciones iso-
tópicas de las dos fases o estados será menor.
A estos dos factores fundamentales se les pueden
sumar otros mecanismos cinéticos que alteran las
condiciones de equilibrio isotópico y que modifican
el fraccionamiento. Procesos tales como la evapora-
ción, la desgasificación rápida, o la precipitación de
carbonato cálcico inducida biológicamente son ejem-
plos de alteraciones de las condiciones de equilibrio.
ISÓTOPOS DE OXÍGENO EN EL CICLO
HIDROLÓGICO
La evaporación y la condensación controlan, a lo
largo del ciclo hidrológico, la proporción relativa de
isótopo pesado (18O) frente al ligero (16O) en el agua
presente en cada punto de la atmósfera, la hidrosfe-
ra y la criosfera. Las moléculas de agua están forma-
das por dos átomos de hidrógeno y uno de oxígeno.
Si consideramos las dos claves fundamentales del
fraccionamiento isotópico que ya hemos explicado,
será fácil entender que las moléculas que contienen
oxígeno ligero se evaporen de forma levemente pre-
ferente que las que contienen el isótopos pesados,
y que cuanto mayor sea la temperatura a la que se
produce la evaporación, menor será esa diferencia
en la evaporación de moléculas “ligeras” y “pesa-
das”. Por este motivo, el vapor de agua de la atmós-
fera tiene una composición isotópica del oxígeno
siempre más ligera que el agua de la que procede,
aunque cuanto mayor sea la temperatura, menor
será esa diferencia.
δ18O= -10
vapor
δ18O= -1.2
δ18O= -3
lluvia
Clima, δ18O y ciclo hidrológico
Clima global “CÁLIDO”
Precipitación
temprana
Precipitación
tardía
δ18O= -8
lluvia
δ18O= -17
vapor
δ18O= -15
lluvia
δ18O= -13
vapor
Océano
Cuevas
Lagos
Ríos
δ18O= 2
δ18O= -33
Clima global “FRÍO”
δ18O= -18
vapor
δ18O= -6
lluvia
Precipitación
temprana
Precipitación
tardía
δ18O= -16
lluvia
δ18O= -38
vapor
bajo
nivel
marino Cuevas
Gran
acumulación
de hielo en los
casquetes
polares
δ18O= -24
vapor
Lagos
Fig. 4. Valores típicos del
δ18O del agua (en forma
de vapor, agua líquida
o hielo) a lo largo del
ciclo hidrológico en dos
contextos climáticos
diferentes: Arriba:
Clima global cálido,
sin casquetes polares,
nivel del mar elevado.
Abajo: Clima frío con
desarrollo estimable de
casquetes polares y el
consiguiente descenso
del nivel del mar. En
este segundo caso, el
nivel del mar queda
enriquecido en δ18O, al
existir en el sistema un
gran reservorio de agua
(hielo) isotópicamente
muy ligera.

164 – Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2)
Siguiendo el mismo razonamiento, cuando el
vapor de agua se enfría en la atmósfera, condensa
de forma preferente las moléculas más pesadas,
que quedan concentradas en el agua de precipita-
ción (lluvia o nieve), que es siempre más pesada
que el vapor de agua del que deriva. Cuanto menor
es la temperatura, mayor es ese fraccionamiento
y más pesada será la precipitación. Es importan-
te entender que el vapor de agua restante queda
empobrecido en el isótopo pesado, y que confor-
me se vaya enfriando más y más, será cada vez
más ligero como también lo será la precipitación
que derive de él. Este proceso (conocido como
destilación Rayleigh) condiciona la existencia
de una zonación en la composición isotópica del
agua de precipitación, que será más ligera cuanto
más lejos se encuentre del área fuente del vapor,
y cuanto menor sea la temperatura de condensa-
ción. Esto determina que en las zonas polares,
muy frías y distantes de los trópicos, la composi-
ción isotópica de la nieve tenga valores bajísimos
(δ18O ≈-50‰ en la Antártida), es decir, en torno a
un 5% inferior al agua oceánica (δ18O≈0‰).
Lógicamente, el agua de los glaciares, los ríos y
los lagos, así como las aguas subterráneas tendrán
una composición que dependerá de la del agua de
precipitación y también de los factores que la pue-
dan afectar con posterioridad (evaporación, evapo-
transpiración...). Su drenaje hacia las cuencas mari-
nas cerrará finalmente el ciclo que se había iniciado
con la evaporación en la superficie marina.
EL OXÍGENO DE LOS CARBONATOS
Los minerales de carbonato cálcico (calcita o
aragonito) que constituyen el caparazón o la concha
de muchos organismos acuáticos, marinos o dulcea-
cuícolas, o que se desarrollan en cuevas kársticas
(espeleotemas) o en fuentes y surgencias (traverti-
nos) a partir del agua kárstica, tienen una composi-
ción isotópica que (si se forma en condiciones de o
próximas al equilibrio isotópico) va a depender de:
1) La composición isotópica de la solución acuo-
sa a partir de la cual precipitan. Lógicamente, cuan-
to mayor sea la relación 18O/16O del agua, mayor
será esa relación en los iones carbonato disueltos
en ella, y en el carbonato cálcico que precipite a par-
tir de éstos. Por ello, los minerales de carbonato que
se formen en aguas isotópicamente ligeras (valores
de δ18O bajos) tendrán normalmente valores tam-
bién bajos (aunque siempre más pesados que las
soluciones a partir de las cuales precipitan).
2) La temperatura del agua. Cuanto menor sea la
temperatura, mayor será el fraccionamiento, es de-
cir, mayor reparto de 18O tendremos, que se concen-
trará en la forma con los enlaces más fuertes, que es
el carbonato.
Así, si analizamos la composición isotópica del
aragonito a lo largo de una concha de un gasteró-
podo marino que haya vivido en aguas con una
composición isotópica aproximadamente constante
en el tiempo, podremos observar los cambios en la
temperatura del agua relacionados con las estacio-
nes frías y cálidas (Fig. 6). Ese control térmico de la
composición isotópica del oxígeno ha hecho que los
carbonatos antiguos fuesen investigados desde los
tiempos pioneros de la geoquímica isotópica (p.ej.:
Urey et al., 1951; Emiliani, 1955) como posibles pa-
leotermómetros, es decir, usados para inferir la
temperatura de los océanos en el pasado. En épo-
cas más cálidas, los carbonatos de moluscos, fora-
miníferos, corales, etc. tendrían en general valores
isotópicos más ligeros que en las épocas frías; y en
H218O + C16O3=H216O + C16O218O=
TEMP
Agua – Carbonato
C
16O
16O
16O
16O
H
H
H
H
16OC
18O
16O
16O
++
α
Fig. 5. Esquema
ilustrando el
fraccionamiento entre
el agua y los iones
carbonato disueltos
en ella. A temperatura
constante, si se
incrementa el δ18O del
agua se incrementará
también el del ion
carbonato, con el fin de
mantener el equilibrio
isotópico.
0
0.5
1
1.5
2
2.5
37
9
11
13
15
17
19
21
δ
18
O del aragonito
Temperatura del agua (
o
C)
Fecha de muestreo
R² = 0.90
0
1
2
3
10 14 18 22
Tmeas (C)
δ18O (‰)
Fig. 6. Comparación
entre la composición
isotópica del carbonato
de las conchas de
gasterópodos marinos
(Phorcus linneatus) en
la costa cantábrica y la
temperatura del agua
en la que han crecido
(Gutiérrez-Zugasti et al.,
2015)

Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2) – 165
las épocas más frías ocurriría lo contrario. Y esto
debería de permitir establecer patrones de cambios
en el clima en épocas pasadas. Esta aproximación
tropezaba con un problema fundamental para lle-
gar a cuantificar esos cambios climáticos: ¿cómo ha
variado el valor isotópico del oxígeno en las aguas
oceánicas en los tiempos geológicos?
SERIES ESTRATIGRÁFICAS MARINAS, δ18O EN
CARBONATOS Y CAMBIOS CLIMÁTICOS
El ciclo hidrológico representado de forma es-
quemática en la figura 4 sufre una modificación fun-
damental cuando se produce un cambio climático
global: el volumen de agua almacenada en forma
de hielo en el sistema (fundamentalmente en los
casquetes polares) se va a incrementar durante las
etapas frías, y va a disminuir durante las cálidas.
El volumen de hielo que se estima en la actualidad
en 28,7 millones de kilómetros cúbicos (Marshal,
2012), sería durante el último máximo glacial (hace
unos 21.000 años) entre 2,5 y 3 veces ese valor
(Lambeck et al., 2014), mientras que en épocas más
cálidas (como las que han dominado la mayor parte
de la historia de la Tierra) sería esencialmente des-
preciable (ausencia de casquetes polares).
Teniendo en cuenta que el volumen de hielo es
significativo en las épocas más frías, y que la com-
posición isotópica de ese hielo es muy negativa,
tendremos que esperar cambios importantes en
la composición isotópica del agua de los océanos.
Los océanos de las épocas glaciales tendrán de pro-
medio valores isotópicamente más pesados que
los de hoy (δ18O>0‰) y los de épocas más cálidas
que la actual, valores isotópicamente más ligeros
(δ18O<0‰ ).
Después de lo dicho, es fácil entender que la
composición isotópica de los carbonatos oceánicos
de épocas pasadas no dependa únicamente de la
temperatura en la que se formaron, sinó también de
la etapa climática en la que nos encontremos y, en
particular, del volumen de hielo acumulado en los
polos. Al efecto de la temperatura (composición iso-
tópica más ligera cuanto mayor temperatura) se le
sumará por tanto el de la composición del agua del
mar (composición isotópica más ligera cuanto me-
nor sea el volumen de hielo almacenado en los po-
los), de tal manera que durante una época fría (con
bajas temperaturas en las aguas oceánicas y gran
cantidad de volumen de hielo en la criosfera) ten-
dremos valores isotópicos, para un punto dado del
océano, más altos que los de una época cálida para
el mismo punto. Esta aproximación es la base para
la construcción de series paleoclimáticas a partir de
registros estratigráficos, por ejemplo, el procedente
de un sondeo realizado en el fondo marino o de una
columna estratigráfica de sedimentos marinos.
La cronoestratigrafía de las series marinas se
fundamenta en los métodos estratigráficos clásicos
(superposición de estratos, estratigrafía genética,
bioestratigrafía, magnetoestratigrafía, etc.). El prin-
cipal problema que encuentra es que esos métodos
confieren resoluciones modestas y en muchos ca-
sos sólo cronologías relativas. Los métodos radio-
métricos también se han incorporado a esta tarea,
pero cuentan con notables limitaciones en cuanto a
resolución y rango temporal (existen algunas excep-
ciones, como puedan ser la presencia de intercala-
ciones de origen volcánico que puedan datarse me-
diante técnicas radiométricas). Por todo ello, para
la elaboración de series temporales sobre registros
marinos se recurre con frecuencia a la cicloestrati-
grafía y su calibración astronómica. La identificación
en el registro de ciclos de duración conocida, como
los de origen astronómico, permite establecer cro-
nologías con una resolución sin precedentes en mu-
chos casos. Estos ciclos están definidos por cambios
periódicos en diferentes variables: en las facies se-
dimentarias, en la susceptibilidad magnética u otras
propiedades físicas del material sedimentario, o en
las propiedades geoquímicas del sedimento (inclu-
yendo los isótopos estables). Las principales limi-
taciones de este método cicloestratigráfico son la
propia identificación y caracterización de ciclicida-
des en las sucesiones estratigráficas (pues pueden
existir diferentes tipos de ciclos superpuestos) y la
asignación de una duración (periodo) a esas ciclici-
dades, que requiere de un método complementario
de datación (por ejemplo, el tiempo comprendido en
la serie estudiada estimado a partir de cronobioes-
tratigrafía).
ESTRATIGRAFÍA DEL HIELO POLAR, δ18O Y
CAMBIOS CLIMÁTICOS
Como hemos visto, la composición isotópica
(δ18O) de la nieve que se acumula en los polos es
muy ligera, principalmente por el proceso de desti-
lado isotópico del vapor de agua que se produce en
la atmósfera a escala global (Fig. 4), como por las
bajísimas temperaturas reinantes. Esa composición
tan baja, sin embargo, no es constante en el tiem-
po, y refleja también los cambios climáticos. Así, los
sondeos realizados en el hielo de las zonas polares
muestran una fuerte variabilidad en el δ18O del hielo
de tiempos pasados, que se correlaciona de forma
directa con la temperatura local: valores muy bajos
del δ18O indican temperaturas muy bajas y valores
“menos” bajos (pero siempre muy negativos) seña-
lan temperaturas más elevadas (pero siempre, lógi-
camente, muy bajas).
La estratigrafía isotópica del hielo tiene una
enorme importancia en paleoclimatología por su
valor como indicador de las condiciones de tempe-
ratura en el pasado, las cuales son claves además
para enmarcar otros parámetros paleoclimáticos en
unas condiciones climáticas precisas. Debemos de
recordar aquí que el hielo polar es además un ex-
celente indicador (o “proxy”, en la terminología an-
glosajosa) proxy de paleoprecipitación (cantidad de
nieve acumulada por unidad de tiempo), del polvo
en suspensión en la atmósfera (partículas atrapadas
en el hielo de origen eólico), de la concentración de
gases de efecto invernadero (dióxido de carbono y
metano del aire “fósil” atrapado en el hielo en forma
de inclusiones de gas), etc.
El hielo acumulado en la Antártida y en Groen-
landia ha permitido realizar sondeos de más de
3000 metros de espesor en ambos casquetes, lo
que ha representado un llamativo desafío tecnoló-

166 – Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2)
gico. Esas series estratigráficas del hielo polar com-
prenden un lapso temporal que abarca (hasta este
momento) los últimos 125.000 años en Groenlandia
y en torno a 800.000 en la Antártida. La datación de
esas series de hielo es una tarea compleja, espe-
cialmente cuando nos alejamos de los niveles más
superficiales (más modernos). En la parte superior
de los sondeos, la datación se realiza mediante mé-
todos estratigráficos, particularmente el contaje de
capas anuales (que son reconocibles en las partes
más someras de los registros mediante estratigrafía
visual o quimioestratigrafía) y su calado preciso con
la identificación de grandes erupciones volcánicas
históricas (mediante la identificación de cenizas vol-
cánicas o cambios abruptos en la acidez del hielo).
A una cierta profundidad, la alta presión y/o el flujo
glaciar determinan que esa delicada estratigrafía
sea indiferenciable; entonces se recurre a modeliza-
ción de las tasas de acumulación y flujo glaciar.
SERIES CONTINENTALES, δ18O EN
CARBONATOS Y CAMBIOS CLIMÁTICOS
La composición isotópica de las aguas meteóri-
cas (que derivan de la precipitación, y que incluyen
el agua de lagos, ríos, cuevas...) varía en el conjunto
del ciclo hidrológico cuando se produce un cambio
climático. La figura 4 ilustra los cambios esperables
más generales, relacionados con la temperatura
global y la evaporación en los océanos, aunque en
realidad los cambios pueden ser mucho más com-
plejos, ya que las pautas de la circulación atmosfé-
rica pueden cambiar notablemente con las variacio-
nes climáticas, y ello determinar modificaciones en
las masas de aire que llegan a cada región, en las
fuentes de humedad atmosférica, en las pautas de
precipitación, etc.
Con todo ello también cambia la composición de
los carbonatos que precipiten a partir de esas aguas
y que puedan preservarse en el registro estratigrá-
fico. Por este motivo, los carbonatos generados en
lagos (p.ej.: conchas de ostrácodos), sistemas flu-
viales (travertinos) o sistemas kársticos (espeleo-
temas) son analizados con gran interés en la bús-
queda de información paleoclimática. A diferencia
de los fondos de las cuencas oceánicas, la mayor
parte de los sistemas continentales van a ser, por
su tamaño, muy sensibles a los condicionantes loca-
les, que también dejan su impronta en los registros
isotópicos. Esto hace que los datos de los isótopos
de oxígeno de carbonatos continentales sean con
frecuencia difíciles de interpretar (son numerosos
los factores ambientales que pueden modularlos)
y que su validez tenga un rango mucho más limita-
do tanto en el espacio (local vs. global) como en el
tiempo (registros en general más cortos). Sin embar-
go, estos registros tienen un enorme interés porque
caracterizan el clima y su variabilidad en el entorno
en el que vivimos (zonas continentales, latitudes no
polares, etc.).
Un caso particular son los espeleotemas (carbo-
natos precipitados en sistemas kársticos, como las
estalagmitas y las estalactitas). En ocasiones, las
cuevas en las que crecen están lo suficientemente
aisladas como para ser poco sensibles a los cambios
térmicos que se producen en el exterior a escalas
temporales rápidas (eventos meteorológicos, rigo-
res estacionales, variabilidad interanual, etc.) pero
sí registran los cambios que se producen a escalas
temporales mayores. En estos casos, la composición
isotópica del carbonato que precipita en la cueva
(por ejemplo, en una estalagmita), puede reflejar la
composición del agua meteórica de superficie (en
promedio anual o interanual). El agua meteórica que
se infiltra en superficie, percola a través del epikarst,
genera el goteo en la cueva, y finalmente determina
la formación de carbonato del espeleotema. Si en
ese camino el δ18O del agua no sufre modificaciones
importantes, el δ18O del espeleotema puede ser un
reflejo del agua de lluvia y, por tanto, de los cambios
de acaezcan en el ciclo hidrológico.
La cronoestratigrafía de las series isotópicas
basadas de los depósitos continentales se fun-
damenta en los métodos estratigráficos clásicos
(superposición de estratos, estratigrafía genética,
bioestratigrafía, identificación y caracterización de
discontinuidades, magnetoestratigrafía, etc.) cuyo
uso dependerá de la casuística del registro estudia-
do, así como en la aplicación de técnicas de datación
absoluta, que también dependerán del tipo de mate-
rial a datar y de su edad. En particular cabe reseñar
el método del Carbono-14, de enorme utilidad para
series con menos de 50.000 años que contengan
restos vegetales, o las Series de Uranio, de gran
precisión en la datación de cristales de carbonato
cálcico que se hayan comportado como sistemas
cerrados desde el momento de su formación y que
tengan menos de 500.000 años. En la actualidad
se está produciendo un remarcable desarrollo de
nuevas técnicas de datación absoluta, basadas en
series de isótopos radiogénicos y fundamentada en
el desarrollo de sistemas analíticos cada vez más
potentes y resolutivos. Este desarrollo hace que al-
gunas series continentales, como las basadas en es-
peleotemas, tengan la mayor precisión de todos los
registros paleoclimáticos del último medio millón de
años, superior a los registros de sedimentos mari-
nos o de hielo polar.
UN ANÁLISIS COMPARADO PARA TRABAJAR
EN EL AULA
Veremos ahora un ejemplo para ilustrar la apro-
ximación a la reconstrucción de series paleoclimá-
ticas basadas en la estratigrafía de los isótopos del
oxígeno en diferentes registros. Este ejemplo (u
otros similares) pueden desarrollarse en el aula,
en el marco de una asignatura de Grado o Máster
enfocada a paleoclimatología, análisis paleoam-
biental, cambio climático, geoarqueología, historia
de la Tierra, Cuaternario, etc. En enseñanza secun-
daria su aplicación es más compleja, sobre todo por
la base necesaria de química y de estratigrafía por
parte del alumno. Sin embargo, es muy interesante
que los profesores de enseñanzas medias conozcan
las técnicas y los avances científicos en disciplinas
como la paleoclimatología, de rápido desarrollo en
los últimos años, y que poco a poco se van colando
en los programas de bachillerato.
Existen varios grandes repositorios de datos

Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2) – 167
paleoclimáticos en internet, muchos de ellos de
acceso libre (el más importante está en el portal de
la NOAA: http://www.ncdc.noaa.gov/paleo/data.
html). En ellos pueden escogerse las series paleocli-
máticas con las que queramos trabajar. Dependien-
do del nivel de la asignatura y del tiempo disponible
para el ejercicio, se puede encargar la búsqueda a
los alumnos (realmente muy didáctico) o bien pre-
parar los datos seleccionados para poder trabajar
directamente con ellos. De igual manera, se les pue-
de pedir que trabajen las series y preparen gráficas
con la ayuda de una hoja de cálculo. El grado de aná-
lisis que se alcance dependerá igualmente del nivel
del curso.
Para desarrollar el ejemplo hemos escogido tres
series isotópicas (δ18O) procedentes respectivamen-
te de un registro oceánico, un registro de hielo po-
lar, y un registro espeleotémico. Los tres cubren un
rango temporal de los últimos 400.000 años (Fig.
7). Para interpretar correctamente la información
de este tipo de series, debemos entender dos as-
pectos claves: 1) Cómo se ha construido el “modelo
de edad” de cada serie, que nos permite analizar el
indicador paleoclimático (o “proxy”) en un marco
temporal de alta resolución; y 2) Qué significan los
valores y, de modo muy especial, los cambios que se
producen en el “proxy” paleoclimático.
Un sondeo marino en el Pacífico ecuatorial
El primero de los registros es una serie que
procede del fondo oceánico del Pacífico ecuatorial
(3°05’42”S, 90°49’06”W; batimetría: 3296 metros),
el cual se ha obtenido mediante la realización de un
sondeo marino profundo (ODP-846) en el marco del
programa de perforación oceánica ODP (Ocean Dri-
lling Project), y cuya información está disponible en
la página web de la NOAA http://www.ncdc.noaa.
gov/data-access/paleoclimatology-data. Los datos
del δ18O derivan del análisis isotópico del caparazón
de calcita de foraminíferos bentónicos extraídos del
material sedimentario del sondeo (Mix et al., 1995).
El modelo de edad está basado en técnicas estra-
tigráficas clásicas y en la calibración astronómica
de la propia serie isotópica (para información sobre
este tipo de calibración, ver Martín-Chivelet et al., en
este volumen).
En cuanto a la información paleoambiental,
para poder inferirla de forma correcta y lo más
precisa posible, es fundamental tener en cuenta la
naturaleza de material a estudiar. En este caso son
los caparazones calcáreos de organismos bentóni-
cos de aguas profundas. Estos vivieron en el fondo
marino y seguramente a profundidad lo suficiente-
mente grande como para que los cambios de tem-
peratura del agua sean pequeños incluso cuando
se produce un cambio climático importante. Si esto
fue así, las variaciones isotópicas que se encuen-
tren a lo largo de la serie temporal no van a depen-
der lógicamente de los cambios de temperatura y
sí podrían en cambio estar controladas por las va-
riaciones en el volumen de hielo de los casquetes
polares. Valores más altos del δ18O representarían
entonces un mayor volumen de hielo en los cas-
quetes polares, y viceversa (Fig. 7).
Un sondeo en el hielo antártico
El segundo registro que hemos escogido es el
sondeo japonés de Dome Fuji, que perforó durante
1995-96 más de 2500 metros de hielo en la Antártida
(77°19’S, 39°42’E, elevación: 3810m). Esa perfora-
0 50000 100000 150000 200000 250000 300000 350000
18
δ O (‰)
PDB
‐60
‐58
‐56
‐54
‐52
‐50
0 50000 100000 150000 200000 250000 300000 350000 400000
δ
18
O (‰)
SMOW
δ
18
O (‰)
PDB
3
3.5
4
4.5
5
ODP
846
13
13.5
14
14.5
15
15.5
Devils
Hole
Dome
Fuji
años (antes del presente)
1
2
3
400000
Fig. 7. Tres series de
relaciones isotópicas
del oxígeno que abarcan
los últimos 400.000
años y que proceden de
registros muy diferentes:
1.- Caparazones de
foraminíferos bentónicos
profundos (composición
calcárea) extraídos a
lo largo de un sondeo
marino profundo
realizado en el Pacífico
ecuatorial (ODP 846),
próximo a las costas de
Sudamérica. 2.- Hielo
acumulado en el corazón
de la Antártida y extraído
mediante la realización
de un sondeo de más
de 3000 metros de
espesor. 3.- Calcita de
origen espeleotémico
precipitada en un
ambiente freático en la
cueva de Devils Hole
(Nevada, USA), donde se
extrajeron, con la ayuda
de buceadores, testigos
de roca de algunos
decímetros de longitud.
Nótese que la escala
vertical, que representa
δ18O en las tres gráficas,
está invertida en el
registro ODP846 para
facilitar la correlación
(que es inversa) con las
otras dos series. Para
más detalles referimos al
texto y a las referencias
que se incluyen.

168 – Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2)
ción se continuó posteriormente hasta alcanzar los
3035 metros en el verano austral de 2006-07. Los
datos de este proyecto de investigación, así como
información adicional y material gráfico, pueden
encontrarse en www.ncdc.noaa.gov/paleo/icecore/
antarctica/domefuji/domefuji.html
El testigo de hielo, con sus más de 3000 metros
de longitud, recoge la acumulación de nieve durante
360.000 años (Kawamura et al., 2007). La conversión
de las medidas de profundidad de hielo en unidades
de tiempo se basó en datos empíricos de acumula-
ción de hielo en el área del sondeo y en un modelo
de régimen estacionario para flujo glaciar. La varia-
ble considerada, el δ18O del hielo, presenta una no-
table variabilidad a lo largo del registro. Los trabajos
glaciológicos en el entorno de la estación de perfo-
ración mostraron que el δ18O de la nieve dependía
directamente de la temperatura de condensación
del vapor en la atmósfera. Por tanto, los valores del
δ18O del testigo extraído van a poder expresarse en
términos de la paleotemperatura para el momento
en el cual se produjo la nevada y la consiguiente
acumulación de la nieve, existiendo una relación
directa entre ambas variables, que de acuerdo con
Watanabe et al. (2003) sería δ18O=0,852.T-7,92. Re-
sulta claro por tanto que lo que estamos obteniendo
en este caso es una serie de temperatura local.
Una cueva del oeste americano
La tercera serie vuelve a basarse en el análisis
isotópico de calcita, pero ahora se trata de un re-
gistro continetal: espeleotemas que crecieron en
Devils Hole, en el estado norteamericano de Neva-
da (36°25’32”N, 116°17’27”W, elevación 719 m). La
mayor parte de la serie procede del análisis de una
vena de calcita, que creció rellenando una fisura
de forma continuada entre hace 567.000 y 60.000
años (Devils Hole DH-11, Winograd et al. 1997), con
un espesor de unos 40 centímetros. Ese registro ha
sido recientemente completado con el análisis de
otras dos muestras procedentes de una cavidad
muy próxima a la localización de la anterior, y que
permite extender el registro hasta hace 4.500 años
(Landwehr et al., 2011; Winograd et al., 2006). Los
datos pueden bajarse desde ftp://ftp.ncdc.noaa.
gov/pub/data/paleo/speleothem/northamerica/
A diferencia de los dos registros previos (sedi-
mentos oceánicos en el pacífico ecuatorial y hielo
antártico), el modelo de edad de esta serie se basa
esencialmente en dataciones mediante técnicas ra-
diométricas (series de uranio). Esto permite obtener
edades absolutas a lo largo de toda la serie y, por
tanto, un registro temporal más preciso que en los
anteriores casos.
Los valores del δ18O tomados de micromuestras
a lo largo del eje de crecimiento de los espeleotemas
(la vena de calcita y dos estalagmitas) muestran, al
igual que en los registros anteriores, una notable
variabilidad. En este caso (medio continental, lati-
tudes medias, sistema kárstico subterráneo, etc.)
son múltiples los factores ambientales que a priori
podrían determinar la composición isotópica de la
calcita espeleotémica y sus variaciones a lo largo de
medio millón de años. Esto complica notablemente
la lectura de los valores isotópicos en términos de
un parámetro climático concreto, un aspecto que
puede analizarse y discutirse en clase, partiendo de
dos hipótesis opuestas:
Hipótesis 1: La variabilidad del δ18O de la calcita
de Devils Hole está determinada fundamentalmente
por cambios en la temperatura del sistema kárstico
(es decir, de la temperatura del agua a partir de la
cual precipitó el carbonato), y por tanto refleja los
cambios térmicos del SW de Estados Unidos. En este
caso, dado que el fraccionamiento isotópico es ma-
yor a menores temperaturas, valores más altos del
δ18O significarían condiciones climáticas más frías (y
viceversa).
Hipótesis 2: La variabilidad del δ18O de la calcita
de Devils Hole está determinada fundamentalmente
por cambios en la composición isotópica del agua a
partir de la cual precipitó el carbonato (agua de lluvia
que recarga el acuífero), y por tanto refleja los cam-
bios en la composición de esa agua, que se producen
en sintonía con parámetros climáticos. Si este fuese
el caso, los valores más elevados del δ18O de la cal-
cita podrían indicarnos condiciones climáticas más
cálidas, es decir, lo opuesto que en la hipótesis 1.
Para inclinarnos por una u otra hipótesis preci-
samos de una aproximación empírica, que puede
realizarse en clase mediante la comparación de la
serie de Devils Hole con las otras dos series que ya
hemos interpretado (el hielo antártico de Fuji Dome
y el sedimento oceánico del registro del ODP). El
análisis comparativo de las gráficas de las series
permite reconocer la existencia de una correlación
“directa” entre Devils Hole y Fuji Dome, e “inversa”
entre estos dos y el sondeo del ODP.
Esta correlación evidencia que el registro de De-
vils Hole debe de entenderse según la Hipótesis 2:
El δ18O de la calcita refleja los cambios en la compo-
sición isotópica del agua meteórica y éstos a su vez
los cambios en el clima. Durante los periodos más
cálidos, el agua de lluvia de Devils Hole es más pe-
sada por el menor fraccionamiento que se produce
durante la evaporación de las aguas oceánicas que
suponen la fuente de vapor, y el mayor fracciona-
miento que se produce durante la condensación del
vapor en las nubes. Por el contrario, los cambios de
temperatura en el interior de la cavidad kárstica (Hi-
pótesis 2) serían demasiado pequeños como para
ser determinantes en la variabilidad observada en
el δ18O de la calcita.
La integración de los tres registros
El final de la práctica propuesta estaría encami-
nado al análisis integrado de las tres series (un ejer-
cicio que ya se ha iniciado con la correlación plan-
teada en el apartado anterior). Ese análisis debería
de basarse en una primera fase en la identificación
de cambios climáticos en cada uno de los registros
por separado, para despues entrar en la compara-
ción entre ellos. Así, resulta útil y didáctico trabajar
primero sobre cada una de las gráficas impresa y
con la ayuda de lápices de diferentes colores, mar-
cando aspectos tales como: máximos y mínimos cli-
máticos, tendencias y rupturas en las mismas, inter-
valos de cambio rápido, posibles ciclicidades, etc.
Posteriormente, realizaríamos el estudio conjunto,
comparando los registros (sin olvidar lo que repre-
senta cada uno). En esta fase las oportunidades de
discusión son también muy amplias: delimitación de

Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2015 (23.2) – 169
etapas frías y cálidas a escala global (identificación
de etapas comunes en la Antártida, el Océano Pa-
cífico y en el oeste de Norteamérica), definición de
intervalos glaciales e interglaciales, reconocimien-
to de cambios de menor escala (interestadios...), y
de los cambios más abruptos (terminaciones...). De
nuevo, el grado de la discusión y de las conclusiones
de la práctica vendrá determinado por el nivel del
grupo de alumnos y de la asignatura.
NO TODO EL MONTE ES ORÉGANO
Con esta frase proverbial el refranero español
expresa que en cualquier tarea existen trabas que
impiden hacer las cosas con facilidad. La estrati-
grafía de isótopos de oxígeno no es una excepción.
Cuando está orientada a la reconstrucción de se-
ries paleoclimáticas presenta importantes las limi-
taciones y problemáticas que deben de conocerse,
y que pueden estar relacionadas con aspectos es-
tratigráficos o geoquímicos. Mencionamos algunos
de ellos:
Diagénesis: Los procesos geoquímicos que se
producen desde el momento de la sedimentación
y durante el enterramiento pueden alterar la señal
isotópica de los minerales de carbonato que se ge-
neraron en el medio inicial, ya sea el agua marina,
el agua dulce de un lago, o el interior de una cue-
va. Procesos tales como la recristalización, la ge-
neración de cementos o la dolomitización, pueden
modificar la composición isotópica original. Por ello,
es fundamental que cualquier trabajo enfocado a la
interpretación paleoambiental basada en isótopos
estables lleve emparejado un estudio petrográfico
previo de las rocas o fósiles a analizar.
Continuidad del registro estratigráfico: El regis-
tro sedimentario es, por definición, discontinuo (la
acumulación de material sedimentario se alterna
con periodos sin depósito o con erosión). La detec-
ción y caracterización de lagunas estratigráficas (en
un afloramiento, en un sondeo, en un espeleotema,
etc.) es una tarea fundamental en la preparación de
cualquier serie temporal, pues cada laguna supone
un lapso de tiempo del que no vamos a tener infor-
mación isotópica.
Homogeneidad del registro sedimentario y pa-
leontológico: La estratigrafía de isótopos de oxí-
geno busca preferentemente, para los trabajos de
reconstrucción paleoclimática, series lo más homo-
géneas posible en cuanto a lito- y biofacies. Pero
esto no es siempre posible dada la naturaleza cam-
biante de los medios sedimentarios. Los cambios en
las condiciones de sedimentación (por ejemplo una
somerización que induzca la instalación de condicio-
nes marinas someras sobre otras profundas) pue-
den modificar las relaciones isotópicas del registro
sin que esto tenga ninguna implicación más allá del
mero cambio local (en el ejemplo, el propio avance
de la costa). Por ello los análisis sedimentológicos
y paleoecológicos previos resultan vitales para dis-
cernir aspectos locales de otros que no lo son.
Calibración del δ18O como indicador paleoclimá-
tico (proxy): El δ18O de un carbonato depende de la
temperatura de formación, la composición isotópica
del agua, y de factores cinéticos que modifican el
fraccionamiento. Estos factores a su vez vienen con-
dicionados por numerosos parámetros ambientales,
que con frecuencia son difíciles de discernir. Enten-
der estos procesos bajo condiciones controladas
(p.ej. en el laboratorio) puede ayudar a interpretar
las señales isotópicas más complejas.
Datación del registro estratigráfico: En muchas
ocasiones el principal problema del método es pre-
cisamente la datación del registro. Dado que las se-
ries paleoclimáticas se definen como la variación de
un parámetro paleoclimático en el tiempo, la preci-
sión y resolución de la cronoestratigrafía y el consi-
guiente modelo de edad determinarán la calidad del
resultado y su significancia.
CONCLUSIÓN
La estratigrafía de isótopos estables del oxíge-
no, aplicada sobre diferentes tipos de registros sedi-
mentarios y de hielo, es una poderosa metodología
para la reconstrucción de series paleoclimáticas.
En estas series las variaciones en relaciones entre
los isótopos estables de oxígeno pueden leerse en
términos de variabilidad de diferentes parámetros
climáticos, que permiten caracterizar los cambios
climáticos del pasado a escalas espaciales que van
de locales a globales y temporales que van desde el
rango estacional o interanual a los millones de años.
En este artículo, donde se ha pretendido realizar una
aproximación general a la técnica desde un punto de
vista divulgador y de enseñanza, se explican las ba-
ses estratigráficas y geoquímicas del método, y se
exponen algunos ejemplos prácticos así como ideas
para su introducción en el aula.
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Este artículo fue solicitado desde E.C.T. el día 10 de octubre
de 2014 y aceptado definitivamente para su publicación el
16 de abril de 2015.