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LAS CAUSAS DE LAS GLACIACIONES

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AUTORES-  Gabriel Castilla Cañamero y Javier Pérez Tarruella

No discerní ningún color en las montañas, tan solo manchas apagadas negras y grises. No había vegetación ni vida, solo rocas, nieve y hielo. Al contemplar todo ese escarpado territorio virgen, no tuve más remedio que reírme de la arrogancia de cualquiera al que se le hubiera ocurrido que los seres humanos habían conquistado la Tierra.

Nando Parrado. Milagro en los Andes, 2006.

La última subdivisión de la escala de tiempo geológico es el Periodo Cuaternario y abarca los últimos 2.580.000 años de la historia de la Tierra. Este intervalo de tiempo es especial porque señala la aparición del género Homo en África y el comienzo de la glaciación en la que aún estamos inmersos. Así pues, el hilo conductor de la evolución humana son los 52 cambios ambientales cíclicos que han tenido lugar en el marco de esta glaciación (Figura 1), durante la cual se han venido alternando periodos de tiempo intensamente frío en los que las masas de hielo glaciar crecen, con periodos cálidos interglaciares en los que las masas de hielo retroceden o desaparecen de los continentes, tal y como está sucediendo en la actualidad.

Figura 1. Los estadios isotópicos marinos del Cuaternario, conocidos en la jerga científica como MIS (siglas de Marine Isotopes Stages), son periodos cíclicos de clima frío y cálido que han sido establecidos mediante relaciones isotópicas de oxígeno medidas en los caparazones de microorganismos (foraminíferos) marinos. Empiezan a numerarse (1 rojo) desde el comienzo del actual periodo cálido Holoceno (H), y es por ello que todos los números rojos son impares y representan episodios interglaciares, mientras que todos los números azules son pares y representan episodios glaciares. Para no saturar la figura solo se han señalado los 23 primeros y los dos últimos. Basado en Silva et al. (2017).

Vivimos en las postrimerías de un periodo interglaciar que comenzó hace 11.700 años y al que hemos bautizado con el término griego Holoceno (literalmente todo lo reciente). El Holoceno señala el tiempo que ha durado la ventana ambiental de temperaturas relativamente suaves (aún con algunos episodios notablemente fríos, como la Pequeña Edad del Hielo) que nos ha permitido pasar de un mundo de cazadores-recolectores nómadas a crear ciudades, imperios, innovaciones culturales y avances tecnológicos que han desembocado en el mundo tecno-científico globalizado en el que habitamos los seres humanos del siglo XXI.

Parece mucho tiempo porque han pasado muchas cosas importantes, pero en realidad el Holoceno representa menos del 4 % de nuestra historia como especie. Para entenderlo mejor fijémonos en un detalle: la H de Holoceno de la Figura 1 queda justo en el borde porque su representación en la escala gráfico-temporal del Cuaternario  (20 cm en la imagen original) ocupa apenas 1 milímetro dado que el 99% de nuestro tiempo en la Tierra ha transcurrido en la prehistoria.

La búsqueda de sentido

Una aclaración contra la creencia popular: llamamos glaciación al intervalo de tiempo de la historia terrestre en la que se forman masas de hielo permanentes en los polos, aunque las masas de hielo continental puedan retroceder hasta desaparecer, o bien todo lo contrario: avanzar y extenderse tal y como sucedió hace entre 30.000 y 20.000 años, durante el Último Máximo Glacial (Figura 2).

Figura 2. Proyección equiárea que permite ver la distribución de las masas de hielo durante el Último Máximo Glacial (MIS 2) en los dos hemisferios.  En este tiempo las masas de hielo marino (amarillo) y de hielo terrestre (rojo) avanzaron en ambos hemisferios, lo que supuso un descenso del nivel del mar de hasta 130 metros. Adaptado de Broecker y Denton (1990).

Pudiera parecer que la presencia de masas de hielo permanentes en las regiones polares es un hecho común, pero el registro geológico nos dice que no es así, pues solo ha habido glaciaciones durante el 10% de la historia de la Tierra (Figura 3).

Figura 3. La mayoría de las glaciaciones han tenido lugar en los últimos 900 millones de años, y solo en unas pocas ocasiones el hielo alcanzó la región ecuatorial. Estos episodios extremos se conocen como Tierra Blanca del Período Criogénico (o episodios Snowball Earth). Las glaciaciones más antiguas son las peor conocidas debido al menor registro geológico (vivimos en un planeta que tiende a borrar su historia). La actual glaciación Cuaternaria comenzó a gestarse hace unos 30 millones de años, por eso en la gráfica aparece como Neógena. Actualmente nos encontramos en una de las épocas más frías de los últimos 300 millones de años. Modificado de Anguita (2006).

Un satélite que mida la temperatura de la Tierra desde el espacio registrará una temperatura de -18 ºC en la parte alta de la atmósfera, aunque la temperatura media real de la superficie es de 15 ºC. ¿A qué responde esta diferencia? Llamamos balance radiativo a la relación entre la energía de onda corta procedente del Sol y la radiación de onda larga que sale del sistema climático terrestre. Como podemos ver en la Figura 4, la temperatura en la superficie terrestre depende en esencia del balance que se establece entre los mecanismos que tienden a enfriar el planeta (entre los que destaca el efecto albedo) y los que tienden a calentarlo (principalmente el efecto invernadero).

Figura 4. De toda la radiación de alta energía procedente del Sol (onda corta en color amarillo) que incide en la parte superior de la atmósfera, un 70% es absorbida por la superficie terrestre y por las nubes, pero el otro 30% es reflejada al espacio por el efecto albedo que ejercen las nubes altas, el polvo atmosférico y los materiales de superficie terrestre. La energía absorbida (onda larga en color rojo) se reemite en forma de calor. Una parte importante de este calor es atrapado por el vapor de agua de las nubes, el metano de origen bacteriano y el dióxido de carbono de los volcanes. Estos gases de efecto invernadero devuelven parte de la radiación a la superficie terrestre calentándola hasta alcanzar los 15 º C de media. Adaptado de Schneider (1989).

Conforme el estudio de la física atmosférica fue avanzando durante el pasado siglo XX, se fueron descubriendo relaciones causa-efecto entre los diversos factores reguladores del clima. La interacción entre ellos hace que el clima terrestre tienda a un equilibrio dinámico, o sea, que cambia según lo hacen las variables que lo controlan. Veamos los dos casos más significativos.

Un bucle para enfriar el planeta…

El principal motor que modula el clima de la Tierra es la radiación que nos llega procedente del Sol, y si por alguna razón disminuye, la consecuencia más probable será una disminución de la temperatura. Un enfriamiento del planeta suele conllevar la formación de nieve y hielo, lo que provoca un mayor albedo de la radiación hacia el espacio. Como podemos ver la Figura 5, el resultado será un bucle de retroalimentación positiva, es decir, una tendencia al enfriamiento.

Figura 5. Relaciones causales (causa-efecto) y el bucle de retroalimentación que tiende a enfriar el planeta. La radiación incidente puede disminuir tanto por cambios en la órbita terrestre como por variaciones en la actividad solar o la presencia de gran cantidad de polvo en la atmósfera (debido a erupciones volcánicas, impactos de asteroides o un aumento de la desertización). La consecuencia es una disminución de la temperatura que favorece la acumulación de hielo y un aumento del albedo, o sea, una disminución aún mayor de la radiación incidente y por tanto un mayor enfriamiento del planeta. Modificado de Calvo, Molina y Salvachúa (2009).

¿Qué procesos enfrían el planeta por cambios en la insolación? Básicamente tres:

1.- Las grandes erupciones volcánicas.

En este caso son las cenizas y los aerosoles de azufre inyectados en las capas altas de la atmósfera los responsables de aumentar el albedo. Se estima que la erupción del monte Tambora (Indonesia) en 1815, enfrió la Tierra entre 0.5 y 0.7ºC durante 3 años. 

2.- La disminución de la energía emitida por el Sol.

El ejemplo más reciente es el llamado Mínimo de Maunder, período comprendido entre 1645 y 1715 durante el cual las manchas solares desaparecieron. Este hecho coincide con uno de los episodios más fríos de la Pequeña Edad del Hielo,durante el cual la temperatura media del hemisferio Norte disminuyó hasta en 1 ºC.

3.- Los ciclos astronómicos de entre 23.000 y 100.000 años de duración.

Conocidos como Ciclos de Milankovitch, influyen en la excentricidad de la órbita terrestre, así como en la orientación e inclinación del eje de rotación. Estas perturbaciones apenas cambian la energía solar media anual que llega a la Tierra, pero alteran la distribución geográfica y estacional de la energía solar incidente hasta en un 20%, lo que afecta a la formación y fusión de las capas de hielo, y con ello al albedo.

…Y otro bucle para calentarlo

A largo plazo las erupciones volcánicas tienden a calentar el planeta debido a las emisiones de dióxido de carbono (CO2), el gas responsable del efecto invernadero que más tiempo permanece en la atmósfera. El aumento de la temperatura provoca un incremento de la evaporación, es decir, la formación de nubes de vapor de agua que también retienen el calor por el mismo motivo.

Figura 6. Los bucles de retroalimentación vinculados con el efecto invernadero, tanto por el aumento de la nubosidad (H2O vapor) como por los cambios asociados a la actividad volcánica (CO2) y la actividad biológica, principalmente metano (CH4) y óxidos de nitrógeno (N2O). El aumento de la temperatura provoca más evaporación y nubosidad, y por consiguiente un mayor efecto invernadero. Si bien la nubosidad tiende a calentar rápidamente la superficie terrestre, procesos como la lluvia tienden a retirar el vapor de agua y el CO2 de la atmósfera, estabilizando así el efecto invernadero a corto plazo. Modificado de Calvo, Molina y Salvachúa (2009).

La principal razón por la que la temperatura no se dispara con el efecto invernadero que ejercen las nubes es porque apenas permanecen unos días en la atmósfera. A escalas de tiempo superiores a los 500.000 años el principal modulador del efecto invernadero es el llamado ciclo geológico del carbonato-silicato (Figura 7).

Figura 7. El ciclo geoquímico del carbonato-silicato comienza cuando el CO2  presente en la atmósfera, por acción volcánica o de los seres vivos, se disuelve en el agua de lluvia y reacciona químicamente con rocas que contienen silicatos (como el granito, por ejemplo). Estas reacciones liberan iones de calcio y bicarbonato que los ríos transportan hasta el océano, donde serán usados por los organismos para construir caparazones de carbonato cálcico y la formación de calizas en aguas poco profundas. Los caparazones de muchos organismos pasan a formar parte del sedimento del fondo marino, donde se irán depositando. En el contexto de la tectónica de placas, estos sedimentos terminarán en márgenes continentales donde el vulcanismo asociado a la subducción volverá a liberar el CO2 a la atmósfera.

¿Qué procesos enfrían el planeta por disminución del efecto invernadero?

Básicamente dos:

1.-  Por efecto del calentamiento climático. Se da la paradoja de que a largo plazo el aumento de la temperatura media produce también un aumento de la temperatura de los océanos y con ello de la evaporación y de la formación de nubes y las consecuentes precipitaciones. Esto provoca un aumento de la erosión de rocas silíceas y por tanto la eliminación de CO2 dela atmósfera, disminuyendo así el efecto invernadero. En este sentido la erosión de la meseta del Tíbet, cuyos ríos aportan el 25% de los sedimentos que cada año llegan a los océanos, puede haber contribuido notablemente al enfriamiento de la Tierra durante los últimos 20 millones de años.

2. La precipitación de grandes cantidades de carbonato cálcico (CaCO3) inducido biológicamente en las plataformas marinas someras (formando arrecifes coralinos y caparazones), retira una gran cantidad de CO2 de la atmósfera, que se incorpora a la corteza terrestre en forma de roca caliza.

La redistribución del calor

Buena parte del calor que retiene la atmósfera por el efecto invernadero es redistribuido por las corrientes marinas superficiales por todo el planeta. Hace 55 millones de años, durante el Eoceno, la distribución de las masas continentales era muy diferente de la actual (Figura 8). África y el subcontinente indio aún no se habían unido a Eurasia, Norteamérica era un continente independiente y Sudamérica se encontraba más cerca de la Antártida. Esta configuración permitía que las corrientes oceánicas circunvalaran el planeta cerca del ecuador, redistribuyendo el calor de forma tan eficaz que la Antártida estaba poblada por bosques templados.

Figura 8. Disposición de los continentes hace unos 55 millones de años. Las flechas rojas señalan la dirección y sentido de las principales corrientes que redistribuían el calor por todo el planeta, suavizando notablemente las temperaturas. Este período de temperaturas cálidas se conoce como Óptimo Eoceno. Adaptado de Blakey (2020) y Anguita (2005).

El proceso de enfriamiento global que llega hasta la actualidad pudo comenzar hace 55 millones de años, cuando el desplazamiento de África hacia el norte cerró el paso de la corriente ecuatorial. Unos 25 millones de años después la Antártida se separó de Sudamérica y Australia, quedando aislada y rodeada de corrientes que la enfriaron hasta cubrirla de hielo (Figura 9). El proceso de reconfiguración de las corrientes culminó hace casi 3 millones de años, cuando el cierre del istmo de Panamá interrumpió definitivamente la circulación oceánica ecuatorial entre los océanos Atlántico y Pacífico, impidiendo así una redistribución eficaz del calor entre las principales masas de agua del planeta, lo que desencadenó el enfriamiento climático global que caracteriza al actual Periodo Cuaternario.

Figura 9. La Antártida no siempre ha sido el continente blanco que conocemos hoy. Hace 25 millones de años estaba poblada por bosques, pero hace 15 millones de años quedó cubierto por un casquete glaciar permanente parecido al actual. ¿Qué sucedió? Todo parece indicar que un lento pero inexorable deterioro climático avanzó conforme la deriva continental modificaba el patrón de corrientes oceánicas y con ello la redistribución del calor en el planeta. Este proceso culminó hace 3 millones de años con la formación de masas de hielo permanentes también en el hemisferio Norte. Fotografía cedida por Iván Pérez López.

Los cambios abruptos

Una pregunta inquietante: ¿podría sobrevenir un periodo frío como resultado de un aumento de la temperatura media del planeta? Este es el argumento de la película de ciencia ficción neocatastrofista The Day After Tomorrow (El día de mañana, en España), dirigida por Roland Emmerich en 2004. La respuesta es….  (¡Atención, spoiler!)… sí. El argumento científico que se esgrime es que un parón en la circulación oceánica profunda puede desencadenar un reajuste climático que enfríe notablemente el hemisferio norte. ¿Tiene sentido?

Esta hipótesis fue inicialmente planteada por los geólogos Wallace Smith Broecker y George H. Denton, quienes desarrollaron en los años 80 del pasado siglo el modelo de circulación oceánica profunda que transporta agua y energía a través de las cuencas oceánicas del planeta (Figura 10).

Figura 10. La circulación oceánica profunda (flecha blanca) se produce por las variaciones en la densidad del agua y la acción de la gravedad terrestre. Las aguas más frías y densas del Océano Ártico tienden a hundirse y desplazarse bajo las más cálidas y menos densas. La densidad del agua está condicionada por su temperatura  (termo-) y por su salinidad (-halina). Es por ello que el conjunto de las corrientes que tienen lugar en la profundidad de los océanos se conoce como Circulación Termohalina. El calor que este proceso cede a la atmósfera afecta tanto al sistema de corrientes cálidas (en rojo) como frías (en azul). Fuente: Instituto de Tecnologías Educativas.

El motor que mantiene la Circulación Termohalina en movimiento se encuentra en el Atlántico Norte, donde cada año las aguas salinas se enfrían bruscamente y se hunden hasta el fondo oceánico. Este proceso implica un caudal de 5 millones de metros cúbicos por segundo (casi 400 veces más que la mayor de las cataratas) desplazándose a 1,4 metros por segundo hasta una profundidad abisal de 3.500 metros. Semejante movimiento libera entre 500 y 700 millones de megawatios, lo que traducido en calentamiento atmosférico de Europa noroccidental equivale a entre 5 y 10 ºC más que si esta corriente no existiera.

Si por algún motivo esta corriente se parara, en pocos años las temperaturas medias para buena parte de Europa caerían en picado hasta vernos inmersos en una nueva Edad del Hielo. Y lo sabemos porque ya ha sucedido.

En 1989  Broecker y Denton propusieron que este fue el proceso que desencadenó el Younger Dryas, un intenso y rápido episodio de enfriamiento climático que tuvo lugar hace 12.800 años y que retrasó en más de 1.000 años la llegada del Holoceno, o sea, el periodo cálido que ha permitido nuestro desarrollo cultural y tecnológico. Pero, ¿cómo sucedió? El aumento de la temperatura del planeta tras la glaciación produjo un calentamiento de los océanos y la fusión de las masas de hielo, que aportaron una gran cantidad de agua dulce al Atlántico Norte. El resultado fue una disminución considerable de la salinidad y, con ello, de la densidad. Esto produjo un parón de las corrientes profundas y el consiguiente desequilibrio en la trasferencia de calor a la atmósfera, desencadenando así un enfriamiento brusco del Hemisferio Norte. Según los autores, este proceso, lejos de ser un episodio puntual, podría haber tenido un papel relevante en los 54 cambios climáticos acontecidos durante el Cuaternario (tal y como vimos en la Figura 1).

Conclusión provisional

Para indagar en los procesos naturales que enfrían la Tierra, además del balance radiativo, el albedo y el efecto invernadero, el ciclo del carbonato-silicato, la deriva continental, la distribución de las corrientes oceánicas superficiales, la corriente termohalina, la dinámica solar, los grandes eventos volcánicos y los Ciclos de Milankovitch; debemos tener en cuenta el papel de otras variables que apenas hemos mencionado, como el papel de la Biosfera y de los impactos de asteroides, por poner dos ejemplos.

Si algo podemos concluir es esto: el sistema climático terrestre es tan complejo, y son tantas las variables involucradas, que resulta imposible tratar de reducir a una única causa el origen de un proceso tan complejo como es una glaciación.

Bibliografía

  • Alley, R.B. (2005). Cambio climático brusco. Investigación y Ciencia nº 340 (enero).
  • Anguita, F. (2006).Las causas de las glaciaciones. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, Vol. 13, nº. 3. Pp. 235-241.
  • Broecker, W.S: y Denton, G.H. (1990). ¿Qué mecanismo gobierna los ciclos glaciares? Investigación y Ciencia nº 162.
  • Broecker, W.S: y Denton, G.H. (1989). The role of ocean-atmosphere reorganizations in glacial cycles. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 53, pp. 2465-2501.
  • Calvo, D.; Molina, M.T. y Salvachúa, J. (2009). Ciencias de la Tierra y Medioambientales. McGraw-Hill, Madrid.
  • Chivelet, J. (1999). Cambios climáticos. Una aproximación al Sistema Tierra. Ed. Libertarias-Prodhufi. Madrid.
  • Fawcett, P.J. y Boslough, M. BE. (2002). Climatic effects of an impact-induced equatorial debris ring. Journal of Geophysical Research, Vol. 107, nº D15, pp. ACL2-1-ACL2-18.
  • Kasting, J.F.; Toon, O.B. y Pollack, J.B. (1988). Evolución del clima en los planetas terrestres. Investigación y Ciencia nº 139 (abril).
  • National Geographic (2021). Volcán Tambora: así fue la explosión volcánica más violenta de la historia en 1815. National Geographic, 27 Diciembre, 2021.
  • Rousseau, D-D.; Bagniewski, W. y Ghil, M. (2022). Abrupt climate changes and the astronomical theory: are they related? Climate of the Past, 18, pp. 249-271.
  • Schneider, S.H. (1989). Un clima cambiante. Investigación y Ciencia nº 158 (noviembre).
  • Silva, P.G.; Bardají, T.; Roquero, E.; Baena-Preysler, J.; Cearreta, A.; Rodríguez-Pascua, M.A.; Rosas, A.; Cari Zazo; Goy, J.L. (2017). El Periodo Cuaternario: La Historia Geológica de la Prehistoria. Cuaternario y Geomorfología, nº 31 (3-4), pp. 113-154.
  • Tomkins, A.G.; Martin, E.L. y Cawood, P.A. (2024). Evidence suggesting that Earth had a ring in the Ordovician. Earth and Planetary Science Letters, Vol. 646, 15 Nov. 2024, 118991.
  • Westerhold, T. et al. (2020). An astronomically dated record of Earth´s climate and its predictability over the last 66 million years. Science, Vol. 369, nº 6509, pp.1383-1387.

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GEOLODÍA 24. Paleoglaciar de la Serradilla. ¿Cómo sabemos que en Cepeda quedan restos de un glaciar?

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Al norte del pueblo de Cepeda la Mora, dentro de La Serrota, y en un paraje que se llama Alto de las Serradillas, queda una morfología singular, muy bien preservada y sin embargo muy habitual en el Parque Regional Sierra de Gredos y en todo el Sistema Central. Se trata de un paleoglaciar (Figura 1).

Figura 1. Fotografía del paleoglaciar de la Serradilla, conserva todas las formas pero ya no hay hielo. El relieve no está en equilibrio con el clima actual. Fotografía de Javier Elez.
Figura 1. Fotografía del paleoglaciar de la Serradilla. Conserva todas las formas del antiguo glaciar, pero ya no hay hielo. El relieve no está en equilibrio con el clima actual. Fotografía de Javier Elez.

Un paleoglaciar son los restos de formas y sedimentos de lo que un día fue un glaciar y que ahora ya no tiene hielo. Esto no nos impide ver sus formas típicas (circos y morrenas) y nos invita a pensar que el clima de nuestro planeta ha cambiado de forma habitual a lo largo de su historia.

El paleoglaciar de la Serradilla

Hemos elegido este paleoglaciar específicamente, y no otro de los muchos que hay en Gredos y la Sierra de Béjar, por tener unas dimensiones modestas y ser de fácil acceso desde Cepeda La Mora (Figura 2).

Figura 2. Localización del Paleoglaciar de la Serradilla, en el recuadro en rojo.
Figura 2. Localización del Paleoglaciar de la Serradilla, en el recuadro en rojo.

Estas condiciones, junto con el buen grado de preservación que tiene, hacen que se pueda abarcar en su conjunto con la mirada desde el campo y se puedan entender de forma fácil sus formas más destacadas, depósitos de sedimentos y evolución.

En concreto, este paleoglaciar de la Serradilla está muy bien conservado (aunque le falte el hielo) y presenta varios niveles de morrenas y algunos circos como elementos más característicos (Figura 3).

Figura 3. Esquema geomorfológico del paleoglaciar de la Serradilla. En colores azules las distintas morrenas, cuanto más oscuro más altas topográficamente. Las líneas en azul oscuro indican el límite de los distintos circos (cresta) asociados a las morrenas. Las zonas verdes son antiguos lagos postglaciares tipo la laguna grande de Gredos, que ahora están llenos de sedimento y vegetación y por tanto no son lagos ya. Mapa: Javier Elez.
Figura 3. Esquema geomorfológico del paleoglaciar de la Serradilla. En colores azules las distintas morrenas, cuanto más oscuro más altas topográficamente. Las líneas en azul oscuro indican el límite de los distintos circos (cresta) asociados a las morrenas. Las zonas verdes son antiguos lagos postglaciares tipo la laguna grande de Gredos, que ahora están llenos de sedimento y vegetación y por tanto no son lagos ya. Mapa: Javier Elez.

Recuerda que las morrenas son esos acúmulos de sedimentos que el hielo del glaciar arrastra, en su zona central o en los laterales, en su movimiento cuesta abajo (Figura 4).

Literalmente, el hielo se desborda del circo (que es la zona en donde se acumula la nieve y se compacta para formar hielo) y se cae en función de la pendiente existente.

Figura 4. Fotografía de primer plano de las morrenas del glaciar de las Serradillas, se observa su estructura caótica compuesta por bloques de todos los tamaños. Fotografía: Gabriel Castilla.
Figura 4. Fotografía de primer plano de las morrenas del glaciar de las Serradillas, se observa su estructura caótica compuesta por bloques de todos los tamaños. Fotografía: Gabriel Castilla.

¿Cuándo estuvo activo el glaciar?

Si pensamos en el pasado, este paleoglaciar estuvo activo, incluyendo su lengua de hielo, probablemente al mismo tiempo que los grandes conjuntos de Gredos tan conocidos por las personas aficionadas a las montañas.

No hay dataciones geológicas concretas de la actividad de este paleoglaciar, pero si lo comparamos con los datos de edad que sí existen en otras zonas cercanas, podríamos interpretar que estuvo activo durante el Último Máximo Glaciar (hace unos 20.000 o 30.000 años) y que probablemente el hielo desaparecería definitivamente hace solo unos 13.000 años.

Todo esto es muy tentativo, ya que comparamos con datos de otros paleoglaciares más estudiados en el Sistema Central (Carrasco et al. 2020; Oliva et al., 2019), pero es una interpretación razonable, sujeta a cambiar cuando tengamos datos más precisos.

Figura 5. Vistas 3D desde el NE del paleoglaciar de la Serradilla. A) modelo sombreado con elementos geomorfológicos. B) modelo sombreado únicamente en donde se aprecia el relieve. C) foto de satélite. Mapa: Javier Elez.
Figura 5. Vistas 3D desde el NE del paleoglaciar de la Serradilla. A) modelo sombreado con elementos geomorfológicos. B) modelo sombreado únicamente en donde se aprecia el relieve. C) foto de satélite. Mapa: Javier Elez.

El final de la glaciación

Las morrenas están pintadas en colores azules en los mapas de las Figuras 3 y 5, los escarpes de los distintos circos (la zona más alta erosionada por el hielo en el circo) en azul oscuro.

El hielo ocupaba desde los escarpes hasta las morrenas. En muchos glaciares de nuestro planeta, las morrenas más bajas topográficamente son más antiguas y corresponden a los episodios de máxima extensión de los hielos, mientras que las más altas topográficamente son más recientes.

Al incrementarse poco a poco la temperatura al final de la glaciación, el hielo se refugia en zonas cada vez más altas, moviendo los sedimentos y generando las morrenas en esas zonas, hasta que finalmente la temperatura sube lo suficiente como para que desaparezcan definitivamente los hielos.

En el paleoglaciar de la Serradilla vemos al menos 4 o 5 conjuntos de morrenas escalonadas en la vertical (Figura 5), marcando claramente esa retirada de los hielos que acompaña a un ciclo de calentamiento del planeta, en el cual, como sabes, estamos inmersos a día de hoy. Es una evidencia más de los cambios de clima del planeta en el que vivimos, siempre extremadamente dinámico.

Las zonas pintadas en verde son lagos de origen glaciar. Al desaparecer el hielo por el progresivo calentamiento del planeta, éste se transformó en agua, que fue retenida por las morrenas y dio origen a esos lagos. Estos, como el de la Laguna Grande de Gredos o la Laguna de la Nava o tantas otras, son muy efímeros en tiempo geológico y se rellenan rápidamente de sedimentos, dejando esas praderas planas con mucha vegetación que se ven en el interior del paleoglaciar de la Serradilla.

Este contenido forma parte del Geolodía 2024 de Ávila en Cepeda la Mora, Ávila (España).

Referencias

Carrasco, R.M. et al. (2020). Glacial geomorphology of the High Gredos Massif: Gredos and Pinar valleys (Iberian Central System, Spain). Journal of Maps, 16:2. Pp. 790-804.

Oliva, M. et al. (2019). Late Quaternary glacial phases in the Iberian Peninsula. Earth-Science Reviews 192. Pp. 564-600.

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GEOLODÍA 24. Los 10 factores que condicionan la formación de un glaciar

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Por Gabriel Castilla Cañamero, Javier Pérez Tarruella y Javier Élez

De innumerables artimañas se sirve la naturaleza para convencer al hombre de su finitud: el fluir incesante de la marea, la furia de la tormenta, la sacudida del terremoto […]. Pero entre todas ellas la más temible, la más estremecedora, es la pasividad del silencio blanco.

El silencio blanco. Jack London, 1899.

Una definición y algunas preguntas

Los glaciares se forman en aquellos lugares fríos donde la nieve se acumula hasta transformarse en hielo. Conforme crece la capa de nieve, la presión de las capas profundas aumenta, haciendo que disminuya el volumen por compactación y, en consecuencia, que aumente la densidad hasta que se forma hielo glaciar (Figura 1).

Figura 1. Formación del hielo glaciar por enterramiento y compactación (izquierda). El movimiento de un glaciar es consecuencia del comportamiento del hielo compacto y denso bajo la acción de la fuerza de la gravedad (derecha). A partir de una situación de equilibrio entre la zona de acumulación y la zona de ablación los glaciares pueden retroceder, reduciéndose su zona de acumulación; o en caso contrario, avanzar. Figura: Gabriel Castilla, adaptado de Rubial (2005) y Anguita y Moreno (1993).
Figura 1. Formación del hielo glaciar por enterramiento y compactación (izquierda). El movimiento de un glaciar es consecuencia del comportamiento del hielo compacto y denso bajo la acción de la fuerza de la gravedad (derecha). A partir de una situación de equilibrio entre la zona de acumulación y la zona de ablación los glaciares pueden retroceder, reduciéndose su zona de acumulación; o en caso contrario, avanzar. Figura: Gabriel Castilla, adaptado de Rubial (2005) y Anguita y Moreno (1993).

La diferencia entre un glaciar vivo y una masa de hielo muerto es el movimiento, y el motor que lo impulsa es el gradiente de presión que se forma entre la zona de acumulación donde se forma hielo glaciar y la zona de ablación, que es donde el hielo se pierde tanto por fusión como por la erosión que ejerce el viento (Figura 2).

Figura 2. El glaciar Río Túnel Superior (en la difusa frontera entre la Patagonia de Argentina y Chile). Al fondo se aprecia la zona de acumulación en forma de circo (depresión semicircular rodeada de montañas), y en primer plano el frente de la lengua glaciar. La laguna se ha formado por la fusión del hielo en la zona de ablación. Fotografía de Iván Pérez López.
Figura 2. El glaciar Río Túnel Superior (en la difusa frontera entre la Patagonia de Argentina y Chile). Al fondo se aprecia la zona de acumulación en forma de circo (depresión semicircular rodeada de montañas), y en primer plano el frente de la lengua glaciar. La laguna se ha formado por la fusión del hielo en la zona de ablación. Fotografía de Iván Pérez López.

Pero, ¿cómo llega a formarse un glaciar en un lugar concreto? ¿Qué variables lo condicionan?

Puesto que cada caso de estudio es único, no es posible ofrecer una respuesta general a estas preguntas; sin embargo, existen al menos diez variables que nos permiten aproximarnos a los entresijos de un proceso geológico de singular complejidad y belleza.

  1. Latitud
  2. Altitud
  3. Insolación
  4. Albedo
  5. Orientación
  6. Continentalidad
  7. Efecto abrigo
  8. Morfología previa
  9. Redes de fractura y escarpes tectónicos
  10. Polvo atmosférico

Entremos en detalles.

Las diez variables

1. Latitud

La latitud determina el ángulo con el que la radiación solar alcanza la superficie terrestre. Como podemos ver en la Figura 3, esta incide perpendicularmente en la región ecuatorial mientras que en los polos llega con mucha inclinación, lo que implica que se pierda una parte de la energía al atravesar la atmósfera.

Figura 3. La cantidad de radiación solar que incide sobre la superficie terrestre depende de la inclinación con la que atraviesa la atmósfera, es decir, varía con la latitud. La temperatura media anual en la zona ecuatorial es de 25 ºC, mientras que en los polos es de -40 ºC. Figura: Gabriel Castilla.

Es por ello que la cantidad de radiación que reciben las regiones polares es mucho menor que en el ecuador, y este es el principal motivo por el que existen glaciares al nivel del mar en la Antártida, Islandia y Groenlandia (Figura 4).

Las regiones ecuatoriales solo han albergado glaciares al nivel del mar durante los llamados episodios Snowball Earth (literalmente Tierra bola de nieve), intensas glaciaciones del período Criogénico, hace entre 720 y 635 millones de años.

2. Altitud

¿Significa esto que no puede haber glaciares en el ecuador? Sí los hay, pero situados a gran altitud.

Dado que la atmósfera se calienta desde la superficie terrestre, la temperatura desciende con la altura, y en las zonas templadas del planeta esta diferencia térmica es de aproximadamente un grado centígrado por cada 152 metros de ascenso vertical.

Esto quiere decir que en una región donde la temperatura al nivel del mar sea de 25 ºC, a los 4.500 m de altitud podrá alcanzar los -5 ºC (o sea, 30 grados menos), y  explica por qué podemos encontrar glaciares a 4.500 m de altitud en la zona ecuatorial de la cordillera de los Andes y en las montañas Rwenzori, en el corazón de África Oriental (Figura 4).

En el caso de la Península Ibérica, situada a una latitud media de 40º norte, el momento álgido del Último Periodo Glaciar tuvo lugar hace entre 24.000 y 21.000 años, y los glaciares se formaron en el Sistema Central a una altitud comprendida entre los 1.500 m y los 2.500 m sobre el nivel del mar actual.

Figura 4. A la izquierda, laguna glaciar Breiðárlón en el extremo sur del glaciar Vatnajökull (Islandia), a unos 64º de latitud norte y prácticamente al nivel del mar. Y a la derecha, glaciar en la cumbres de las Montañas Rwenzori (Uganda), a unos 5.000 m de altitud y prácticamente en la línea del ecuador (0º 23´ latitud norte). Fotografías de Gabriel Castilla y WWF respectivamente.
Figura 4. A la izquierda, laguna glaciar Breiðárlón en el extremo sur del glaciar Vatnajökull (Islandia), a unos 64º de latitud norte y prácticamente al nivel del mar. Y a la derecha, glaciar en la cumbres de las Montañas Rwenzori (Uganda), a unos 5.000 m de altitud y prácticamente en la línea del ecuador (0º 23´ latitud norte). Fotografías de Gabriel Castilla y © WWFUganda respectivamente.

3. Insolación

La cantidad de radiación solar que alcanza un punto de la superficie terrestre en un año depende de variables como la nubosidad y el relieve (en el hemisferio norte es la cara sur de las montañas la que recibe más radiación y por tanto es la más cálida).

En las zonas ecuatoriales, el Sol alcanza su altura máxima sobre el horizonte durante 30 días; sin embargo, en las zonas tropicales alcanza esta misma posición en el cielo durante 86 días (¡casi el triple de tiempo!) y es por ello que los trópicos son más cálidos y albergan grandes desiertos. La cantidad de radiación que recibe el área mediterránea es mucho mayor que la que alcanza Escandinavia, donde los inviernos son más rigurosos.

Durante el momento álgido del Último Periodo Glaciar, las zonas de menor insolación alojaron masas de hielo que alcanzaron los 3.000 m de espesor. Sin embargo, en la Península Ibérica el espesor máximo del hielo fue de unos 200 m en la Sierra de Béjar (Sistema Central).

Figura 5. Mapa de insolación de Europa (izquierda) comparado con la distribución de precipitaciones y masas de hielo durante el Último Máximo Glaciar (derecha). Se aprecia una relación entre baja insolación y mayor acumulación de hielo en la zona de Escandinavia. Estas masas de hielo, de hasta 3000 m de espesor, condicionaron el régimen de vientos y la humedad en Centroeuropa (vientos intensos, fríos y secos que depositaron un manto de loess –limo arcilloso- en el continente). Fuente de la imagen: Comisión Europea/Joint Reseach Center y Rea et al. (2020).
Figura 5. Mapa de insolación de Europa (izquierda) comparado con la distribución de precipitaciones y masas de hielo durante el Último Máximo Glaciar (derecha). Se aprecia una relación entre baja insolación y mayor acumulación de hielo en la zona de Escandinavia. Estas masas de hielo, de hasta 3000 m de espesor, condicionaron el régimen de vientos y la humedad en Centroeuropa (vientos intensos, fríos y secos que depositaron un manto de loess –limo arcilloso- en el continente). Fuente de la imagen: Comisión Europea/Joint Reseach Center y Rea et al. (2020).

4. Albedo

Este término hace referencia a la cantidad de radiación solar que puede reflejar una superficie. El hielo y la nieve fresca son como un espejo y pueden reflejar hasta el 90% de la radiación que reciben, es decir, apenas se calientan por el Sol. Sin embargo, esta situación cambia cuando se deposita sobre ellos ceniza volcánica o sedimento, partículas oscuras de menor reflectividad que sí absorben la radiación solar.

De este hecho se desprende una idea importante: los glaciares se derriten desde dentro, bien por aumento de la temperatura ambiental, o bien porque absorben calor por cambios en el albedo (Figura 6).

Esta es la razón por la que países como Italia, Francia y China intentan conservar algunos glaciares emblemáticos cubriéndolos con material geotextil blanco de alta reflectividad que actúa como aislante térmico.

Figura 6. Vista panorámica del glaciar Svínafellsjökull (Islandia). Se aprecia una notable diferencia de albedo entre el hielo joven (al fondo) y el que contiene ceniza volcánica (primer plano). El hielo sucio de menor albedo se funde antes, creando una laguna de aspecto turbio debido a las finas partículas de ceniza que quedan en suspensión. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 6. Vista panorámica del glaciar Svínafellsjökull (Islandia). Se aprecia una notable diferencia de albedo entre el hielo joven (al fondo) y el que contiene ceniza volcánica (primer plano). El hielo sucio de menor albedo se funde antes, creando una laguna de aspecto turbio debido a las finas partículas de ceniza que quedan en suspensión. Fotografía de Gabriel Castilla.

5. Orientación

Diversos estudios señalan que en el hemisferio norte los glaciares tienden a situarse en lugares de sombra (cara norte de los macizos montañosos), protegidos del viento dominante (a sotavento) y con mucha frecuencia orientados hacia el este (Figura 7).

En el hemisferio sur la orientación predominante es sureste, coincidiendo con la cara del relieve que recibe una menor insolación.

Figura 7. Durante el Último Máximo Glaciar, el glaciarismo de La Serrota (Ávila) se desarrolló en torno a los 2.200 m de altitud. La fotografía corresponde al llamado glaciar de la Serradilla, muy cerca de la localidad de Cepeda la Mora. En las imágenes de satélite captadas en marzo de 2024 se aprecia cómo las primeras nevadas dejadas por la borrasca Nelson (con vientos procedentes del oeste-suroeste) depositaron una mayor cantidad de nieve en los valles orientados hacia el noreste y el sureste, es decir, a sotavento. Fotografía de Javier Pérez Tarruella y Copernicus/Sentinel/UE, respectivamente.
Figura 7. Durante el Último Máximo Glaciar, el glaciarismo de La Serrota (Ávila) se desarrolló en torno a los 2.200 m de altitud. La fotografía corresponde al llamado glaciar de la Serradilla, muy cerca de la localidad de Cepeda la Mora. En las imágenes de satélite captadas en marzo de 2024 se aprecia cómo las primeras nevadas dejadas por la borrasca Nelson (con vientos procedentes del oeste-suroeste) depositaron una mayor cantidad de nieve en los valles orientados hacia el noreste y el sureste, es decir, a sotavento. Fotografía de Javier Pérez Tarruella y Copernicus/Sentinel/UE, respectivamente.

6. Continentalidad

Es la lejanía de un territorio respecto de una masa de agua (mar un océano) que aporte humedad (recordemos que sin humedad no hay nieve) y suavice las temperaturas extremas. En el contexto de la Península Ibérica hace referencia a la influencia de frentes fríos y secos procedentes de Centro Europa y Siberia, en relación a los frentes cálidos y húmedos procedentes del Océano Atlántico.

El estudio de los campos de dunas fósiles que se formaron en Tierra de Pinares (comarca que abarca parte de las provincias de Ávila, Valladolid y Segovia), nos permiten conocer la dirección y sentido de los vientos dominantes durante los momentos de extrema aridez del Último Máximo Glaciar.

Diversos modelos señalan que vientos procedentes del suroeste y el oeste azotaron la meseta castellana, favoreciendo tanto el transporte de sedimento que formó las dunas como la erosión eólica (deflación) responsable de la ablación de los glaciares.

Figura 8. Modelo atmosférico para el último máximo glaciar. Las flechas señalan la dirección y el sentido del viento; el código de colores marca la velocidad. El modelo es compatible con los datos de la orientación de los campos de dunas en la península para esa época. Adaptado de Dietrich, 2011.
Figura 8. Modelo atmosférico para el último máximo glaciar. Las flechas señalan la dirección y el sentido del viento; el código de colores marca la velocidad. El modelo es compatible con los datos de la orientación de los campos de dunas en la península para esa época. Adaptado de Dietrich, 2011.

7. Efecto abrigo

Puesto que durante la última glaciación los vientos dominantes que barrían la península provenían principalmente del oeste y suroeste, es muy probable que los ventisqueros (trampas –abrigos- donde el viento forma torbellinos que atraen la nieve) estuvieran orientados en sentido opuesto, es decir, hacia el este y el noreste.

Como su propio nombre indica, durante las ventiscas la nieve se arremolina y acumula en estos puntos formando neveros (pequeñas masas de hielo que perduran todo el año), que en períodos fríos pueden actuar como áreas de acumulación de nieve.

Figura 9. Nevero en la cara sureste de un relieve montañoso en los Pirineos Orientales (Francia). La imagen fue tomada en agosto de 2017. Si un nevero persiste durante varios años reciben el nombre de nicho de nivación. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 9. Nevero en la cara sureste de un relieve montañoso en los Pirineos Orientales (Francia). La imagen fue tomada en agosto de 2017. Si un nevero persiste durante varios años reciben el nombre de nicho de nivación. Fotografía de Gabriel Castilla.

8. Morfología previa

Es importante reconstruir cómo era el relieve montañoso antes de la glaciación y, por tanto, antes de que los glaciares dejaran su huella en el paisaje.

Las cimas de las cordilleras que tienen poca pendiente son más propensas a acumular nieve (y por tanto a la formación hielo glaciar) que las cimas con mucha pendiente o que cuentan con un relieve muy acusado.

En estos casos la nieve tiende a caer en forma de aludes y por tanto no se acumula en las cimas, sino en la profundidad de los valles. Un buen ejemplo lo encontramos en la Sierra de Gredos, que por ser un sistema montañoso antiguo ha sido fuertemente erosionado y su línea de cumbres tiende a la horizontalidad, lo que favorecer la acumulación de nieve en la cuerda de cumbres.

Figura 10. Vista parcial de la cara norte de la Sierra de Gredos (sector oriental), formada durante la Orogenia Alpina, hace unos 40 millones de años. El paisaje que observamos en la actualidad (una línea de cumbres que tiende a la horizontalidad), es el resultado de la acción erosiva del Cuaternario (últimos 2,5 millones de años), periodo en el que se han sucedido hasta 51 episodios climáticos de frío-calor, aunque no todos ellos han dejado evidencias glaciares. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 10. Vista parcial de la cara norte de la Sierra de Gredos (sector oriental), formada durante la Orogenia Alpina, hace unos 40 millones de años. El paisaje que observamos en la actualidad (una línea de cumbres que tiende a la horizontalidad), es el resultado de la acción erosiva del Cuaternario (últimos 2,5 millones de años), periodo en el que se han sucedido hasta 51 episodios climáticos de frío-calor, aunque no todos ellos han dejado evidencias glaciares. Fotografía de Gabriel Castilla.

9. Redes de fractura y escarpes tectónicos

Las rocas se pueden romper por diferentes causas. Las fracturas de pequeña entidad se pueden disponerse al azar o seguir patrones de distribución en función de su origen: desde la existencia de heterogeneidades en la roca (por diferencias de composición, por ejemplo), pasando por desgaste debido a ciclos de calor-frío extremo, la descompresión o tensiones propias de la tectónica de placas. Las diaclasas (fracturas sin desplazamiento) favorecen la infiltración del agua en la roca y con ello la aceleración de los procesos de meteorización química (por alteración y disolución de minerales) y la erosión (Figura 11).

Figura 11. Red de fracturas de una de las cumbres de la Sierra de Gredos. La nieve se acumula principalmente en las zonas más erosionadas, siguiendo una red de fracturas que estás dispuestas verticalmente (líneas azules) y en diagonal (líneas rojas). Conforme la erosión vaya haciendo su trabajo, estas zonas de acumulación irán creciendo. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 11. Red de fracturas de una de las cumbres de la Sierra de Gredos. La nieve se acumula principalmente en las zonas más erosionadas, siguiendo una red de fracturas que estás dispuestas verticalmente (líneas azules) y en diagonal (líneas rojas). Conforme la erosión vaya haciendo su trabajo, estas zonas de acumulación irán creciendo. Fotografía de Gabriel Castilla.

Los escarpes tectónicos son fracturas de mayor tamaño que implican un desplazamiento, normalmente formando un relieve con forma de escalón. Estas fallas también favorecen la meteorización, pero sobre todo los movimientos en masa (deslizamientos, vejigas, torrentes, etc.), formando cabeceras de vaciado donde pueden instalarse cuencas glaciares (Figura 12).

Figura 12. Cabecera de vaciado en uno de los picos de la Sierra de Gredos (detalle ampliado de la Figura 10). La montaña ha sido fuertemente erosionada y vaciada por una red de valles torrenciales rectos y paralelos entre sí, posiblemente escarpes de falla. Es en estos valles alargados, situados a gran altura, con pendiente moderada y a resguardo del viento, donde tienden a instalarse las cuencas glaciares durante los episodios de glaciación. Fotografía de Gabriel Castilla.
Figura 12. Cabecera de vaciado en uno de los picos de la Sierra de Gredos (detalle ampliado de la Figura 10). La montaña ha sido fuertemente erosionada y vaciada por una red de valles torrenciales rectos y paralelos entre sí, posiblemente escarpes de falla. Es en estos valles alargados, situados a gran altura, con pendiente moderada y a resguardo del viento, donde tienden a instalarse las cuencas glaciares durante los episodios de glaciación. Fotografía de Gabriel Castilla.

10. Polvo atmosférico

Durante las glaciaciones una gran cantidad del agua dulce de los continentes queda atrapada en forma de hielo. El resultado es un aumento generalizado de la aridez (falta de humedad ambiental) con una consecuente pérdida de masa vegetal que conlleva la degradación del suelo. Desprovisto de raíces, el suelo es erosionado por el viento con más intensidad, movilizando una gran cantidad de sedimento en forma de arena y grava (que puede formar dunas) y de polvo, que el viento arrastra hasta las capas altas de la atmósfera. Este polvo modificará el albedo de la superficie en la que se deposite, calentándola.

Un análogo podría ser la irrupción en Europa de nubes de polvo sahariano que aceleran el deshielo de las cumbres de Sierra Nevada (Figura 13). ¿Hasta qué punto el polvo puede condicionar la formación y el desarrollo de un glaciar? Algunos estudios señalan que el polvo del desierto del Gobi (entre el norte de China y el sur de Mongolia) podría ser la causa por la que no se formaron grandes masas de hielo en el norte de Asia durante la última glaciación.

Figura 13. En marzo de 2022 la borrasca Celia provocó un episodio de polvo sahariano que afectó a gran parte de la Península Ibérica. En la imagen podemos ver los efectos que posteriormente tuvo en el deshielo de Sierra Nevada. Además de cambios en el albedo de la nieve, el oscurecimiento del cielo provocó una disminución de la insolación, con una pérdida del 80% de la capacidad de producción fotovoltaica de España. ¿Cómo pudo afectar el polvo del Sáhara al desarrollo de los glaciares en la Península Ibérica? Publicación de Amig@s Sierra Nevada.

Recapitulación

Los 10 factores que acabamos de ver nos hablan fundamentalmente de cómo nos alcanza la radiación solar, de cómo la atmósfera y el relieve redistribuyen esa radiación en forma de calor mediante el viento y otros fenómenos meteorológicos, y de cómo la geología condiciona la existencia de lugares favorables para la acumulación del hielo glaciar.

En este contexto podemos afirmar que el glaciarismo es un proceso geológico complejo y para entender el origen, la dinámica y la evolución temporal de los glaciares necesitamos manejar conceptos relacionados con muchas disciplinas, desde la física de la atmósfera y la Geografía, pasando por la Astronomía y la Geología.

El estudio de los glaciares es, sin duda, un estimulante reto multidisciplinar para cualquier espíritu curioso y amante de la Naturaleza.

Este contenido forma parte del Geolodía 2024 de Ávila en Cepeda la Mora, Ávila (España).

Referencias

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  • Bernat Rebollal, M. (2012). Geomorfología de los depósitos eólicos cuaternarios del centro de la Península Ibérica. Una caracterización de la actividad eólica en tierras depinares y la llanura manchega. Tesis Doctoral. Universidad Complutense de Madrid. Facultad de Ciencias Geológicas. Departamento  de Geodinámica.
  • Carrasco, R.M. et al. (2023). The Prados del Cervunal morainic complex: Evidence of a MIS 2 glaciation in the Iberian Central System synchronous to the global LGM. Quaternary Science Reviews, 312.
  • Carrasco, R.M. et al. (2011). Reconstrucción y cronología del glaciar de meseta de la Sierra de Béjar (Sistema Central Español) durante el máximo glaciar. Boletín de la Real Sociedad Española de Historia Natural. Sección Geología. Nº 105 (1-4). Pp. 125-135.
  • Carrasco, R.M. et al. (2020). Glacial geomorphology of the High Gredos Massif: Gredos and Pinar valleys (Iberian Central System, Spain). Journal of Maps, 16:2. Pp. 790-804.
  • Dietrich, S. (2011). Palaeo wind system reconstruction of the last glacial period over Europe, using high resolution proxy data and model-data-comparison. Johannes Gutenberg-Universität Mainz.
  • Elis, R. y Palmer, M. (2016). Modulation of ice ages via precession and dust-albedo feedbacks. Geoscience Frontiers Vol. 7, nº 6, pp. 891-909.
  • Evans, I.S. (1977). World-wide variations in the direction and concentration of cirque and glacier aspects. Geografiska Annaler, 59A (3-4), 151-175.
  • Krinner, G.; Boucher, O. y Balkanski, Y. (2006). Ice-free glacial northern Asia due to dust deposition on Snow. Climate Dynamics Vol. 27, pp. 613-625.
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  • Oliva, M. et al. (2019). Late Quaternary glacial phases in the Iberian Peninsula. Earth-Science Reviews 192. Pp. 564-600.
  • Oliva. M.; Andrés, N.; Fernández-Fernández. J.M. y Palacios, D. (2023). The evolution of glacial landforms in the Iberian Mountains during the deglaciation. En Palacios, D.; Hughes, P.D.; García-Ruiz; J.M. y Andrés, N. European Glacial Landscapes. The Last Deglaciation. Cap. 22. Pp. 201-208. Elsevier, 2023.
  • Página Web de Meteosierra (Naturaleza): https://meteosierra.com/naturaleza/medio-natural/
  • Pedraza, J. y Carrasco, R.M. (2006). El glaciarismo Pleistoceno del Sistema Central. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, Vol. 13, 3. Pp. 278-288.
  • Rea, B.R. et al. (2020). Atmospheric circulation over Europe during the Younger Dryas. Science Advances, 6. 11 December 2020.
  • Rubial, M. J. (2005). Los glaciares: dinámica y relieve. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, Vol. 13, 3. Pp. 230-234.
Cambio climático,Paleoclima

GEOLODÍA 24. Qué es una Glaciación

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Llamamos glaciaciones a los momentos de la historia de la Tierra en los que ha habido hielo permanente en forma de glaciares. O al menos a aquellos en los que tengamos evidencias de ello. Es decir: ¡Estamos en una glaciación! De hecho, a nuestra especie le ha tocado vivir en el periodo más frío y con más hielo de los últimos 300 millones de años.

Desde hace al menos 33 millones de años tenemos hielo permanente en la Antártida (Stickley et al., 2004), mientras que desde los últimos 3,3 millones de años tenemos hielo permanente en Groenlandia (Westerhold et al., 2020). Por tanto, estamos en una glaciación que afecta a ambos hemisferios (Figura 1).

En esta escala de millones de años, el principal condicionante de los casquetes glaciares es la distribución de los continentes y océanos. La apertura del Paso de Drake aislando la Antártida, o el cierre del itsmo de Panamá parecen momentos clave para la actual glaciación.

Figura 1. Abajo: Variaciones en la curva isotópica (clima) global durante los últimos 65 millones de años (datos de Westerhold et al., 2020). Marcamos las principales fases de la glaciación actual desde una Tierra sin hielo hace 50 millones de años. Arriba: Zoom en los últimos 400 000 años, reflejando los últimos periodos glaciares e interglaciares del Cuaternario (datos de Lisiecki y Raymo, 2005). La transición de un periodo glaciar a un interglaciar suele ser abrupta y condicionada por un cambio en la insolación de verano en el Hemisferio Norte.

Las curvas del clima global de la Figura 1 representan isótopos de oxígeno en foraminíferos bentónicos, cuyos valores dependen de la cantidad de hielo en planeta y de la temperatura de los océanos. Si quieres saber cómo se obtienen estos registros del clima a lo largo de la historia de la Tierra te recomendamos la entrada «Así conocemos el clima del pasado«.

El hielo glaciar, así como el hielo marino son muy sensibles a pequeñas variaciones del clima, ya que tan sólo 1 ºC puede suponer la diferencia entre el estado sólido y el líquido. Esta sensibilidad del hielo hace que sutiles alteraciones como las asociadas a pequeños cambios en la órbita de la Tierra, deriven en cambios climático extremos. Es por esto que en los últimos millones de años, en el período Cuaternario, con glaciación en ambos hemisferios, tenemos cambios constantes y muchas veces abruptos en las cantidades de hielo en el planeta (Figura 1).

Esas grandes variaciones, que se dan cada decenas o centenas de miles de años, las dividimos en periodos glaciares e interglaciares. Las «glaciaciones» que esculpieron los valles glaciares de Gredos o la Serrota en Ávila son en realidad esos últimos periodos glaciares del Cuaternario (Figura 1). En esta escala de decenas-cientos de miles de años, los principales desencadenantes de los cambios climáticos son los ciclos astronómicos de Milankovitch (Excentricidad de la órbita: 100 000 años; oblicuidad del eje de rotación: 41 000 años; Precesión eje + órbita: 23 000 años).

Además de los ciclos astronómicos principales, las resonancias gravitatorias entre diferentes cuerpos del sistema solar crean ciclos mayores, de hasta millones de años. Es decir, incluso Marte influye en las glaciaciones de nuestro planeta. (Dutkiewicz et al., 2024).

Además de las curvas de isótopos de oxígeno, que nos ayudan a conocer las variaciones de temperatura y hielo en el planeta, tenemos otras pistas para deducir la presencia de grandes glaciares en épocas muy remotas de la historia de la Tierra. Una de ellas son los «dropstones«: Rocas enormes incluidas en depósitos sedimentarios que se originaron en el fondo del océano. ¿Cómo pudieron llegar hasta allí estas rocas, tan lejos de los continentes? Te dejamos un vídeo con el ejemplo de la localidad de Checa, en Teruel.

Este contenido forma parte del Geolodía 2024 de Ávila en Cepeda la Mora, Ávila (España).

Referencias

  • Dutkiewicz, A., Boulila, S. & Dietmar Müller, R. Deep-sea hiatus record reveals orbital pacing by 2.4 Myr eccentricity grand cycles. Nat Commun 15, 1998 (2024). https://doi.org/10.1038/s41467-024-46171-5
  • Lisiecki, L. E., & Raymo, M. E. (2005). A Pliocene‐Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records. Paleoceanography, 20(1).
  • Stickley, C. E., Brinkhuis, H., Schellenberg, S. A., Sluijs, A., Röhl, U., Fuller, M., … & Williams, G. L. (2004). Timing and nature of the deepening of the Tasmanian Gateway. Paleoceanography, 19(4).
  • Westerhold, T., Marwan, N., Drury, A. J., Liebrand, D., Agnini, C., Anagnostou, E., … & Zachos, J. C. (2020). An astronomically dated record of Earth’s climate and its predictability over the last 66 million years. Science, 369(6509), 1383-1387.
  • Imagen de portada: Cabra montesa frente a un circo glaciar de la sierra de Gredos. Javier P. Tarruella.
Historia de la Geología,La Moraña,Paleoclima,Paleontología

GEOLODÍA 23. Hotel de insectos

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Autoría: María González Martín y Thibauld M. Béjard

La concienciación ambiental y el aumento del interés social por el cambio climático propicia la aparición de técnicas alternativas para mantener la biodiversidad. Una de ellas es la aparición de hoteles de insectos en diferentes puntos de la península, como en Arévalo (provincia de Ávila, Castilla y León). Un hotel de insectos es una estructura con diferentes secciones, tamaños y huecos que sirven de refugio a numerosos organismos, como abejas, saltamontes y diversos insectos polinizadores. Hoy en día se utilizan tanto para incrementar la biodiversidad local, tanto como forma ecológica de controlar plagas e invasiones en plantaciones y huertos. Actualmente, se considera que los insectos son unos de los grupos con mayor diversidad y éxito evolutivo, por lo que su impacto en los ecosistemas es muy importante. Pero, ¿ha sido siempre así? ¿Cuándo aparecieron por primera vez estos organismos? ¿En qué momento de la historia de la Tierra han un tenido su mayor éxito evolutivo?

Aparición de los insectos y características principales

El género Insecta apareció casi simultáneamente con las plantas terrestres, hace alrededor de 480 millones de años (Ma), durante el periodo Ordovícico. Estudios recientes muestran que los primeros insectos (por ejemplo, abejas y hormigas actuales) evolucionaron a partir de un grupo de crustáceos (como cangrejos y gambas). Hoy en día, hay alrededor de 1 millón de especies descritas, y se estima que podría haber entre 1.5-1.8 millones de especies en total, lo que representa el 90% de los organismos del planeta. 

Figura 1. Repartición de las especies del reino animal en función de si son vertebrados o invertebrados.

El cuerpo de los insectos se puede separar de manera sencilla en 3 partes: cabeza, tórax y abdomen. Una de sus características principales son sus 6 patas repartidas en 3 pares. De un punto de vista de su anatomía interna, destaca su sistema respiratorio: el aire entra a través de aperturas externas llamadas espiráculos, y se reparte a través del cuerpo por una red de tubos llamados tráqueas. En este sistema, el oxígeno se transporta directamente a las células del organismo, pero el aparato respiratorio no transporta los gases ni participa en la respiración de los tejidos, por lo que cualquier cambio en la concentración de oxígeno atmosférico tiene un impacto importante para lo insectos.

A lo largo de la historia de la Tierra, la diversidad y morfología de los insectos ha variado considerablemente en función de factores como la temperatura, la concentración de oxígeno en la atmósfera, la disponibilidad de alimento y la presencia de depredadores.

El Carbonífero y el Pérmico, los periodos de los insectos gigantes

El Carbonífero se desarrolló hace 358 a 298 Ma aproximadamente. Se caracteriza por unas temperaturas relativamente elevadas y una gran humedad. Estas condiciones favorecieron la aparición de los famosos bosques y pantanos del Carbonífero, un entorno favorable al desarrollo de la fauna y flora.

Durante este periodo, los insectos lograron una gran diversidad y tamaños gigantes. Entre otros, aparecieron los primeros insectos alados, como las cucarachas y las libélulas. En particular, dos especies: Meganeura monyi y americana (parecidas a las libélulas actuales) alcanzaron envergaduras de hasta 70cm, lo que las convierte en los mayores insectos voladores de la historia de la Tierra.

Comparativa del tamaño de insectos.
Figura 2. Comparación de la mayor libélula actual (Anax junius) con el mayor insecto volador de la historia (Meganeura monyi) y con una persona de estatura media.

Estos organismos llegaron a desarrollar tamaños tan grandes debido a la concentración en oxígeno en la atmósfera: 35%, en lugar de un 20% actual, la mayor concentración registrada hasta la actualidad; pero también debido a la ausencia de depredadores.

Durante el Pérmico, desde hace 298 a 250 Ma, aparecieron los primeros escarabajos, moscas y mariquitas. Este periodo representa el de mayor abundancia de insectos, donde su éxito evolutivo fue mayor, especialmente los blatoideos (cucarachas).

Al final del Pérmico, sucedió la mayor extinción registrada en la Tierra, la crisis del Pérmico-Triásico, donde casi 90% de todas las especies se extinguieron, sin embargo, “sólo” 30% de las especies de insectos desaparecieron.

El Jurásico y el Cretácico, aparición de las aves y disminución del tamaño

En el Jurásico (200 a 150 Ma), al igual que en el Carbonífero, el clima era cálido y húmedo. En este periodo, las aves comienzan a desarrollarse, siendo el fósil de Archaeopteryx la primera evidencia de la aparición de estos organismos. Los insectos voladores se ven ahora sometidos a la presión de los depredadores y en el registro fósil se observa un gran incremento de especies de insectos no voladores como escarabajos y cucarachas.

Figura 3. Fósil de archeopteryx, la primera ave descrita, en el museo de historia natural de Berlín. Fuente: https://www.museumfuernaturkunde.berlin

En el Cretácico (150 a 66 Ma), cuyo clima seguía siendo cálido y húmedo, las aves han desarrollado técnicas de vuelo especializadas, haciendo de ellas depredadores más eficaces. Estudios recientes muestran que el registro fósil presenta especies e individuos cada vez más pequeños y hasta extinciones localizadas de insectos voladores durante este periodo, aunque la concentración de oxígeno atmosférico haya aumentado. 

A partir de este periodo, la concentración en oxígeno o la temperatura ya no van a ser los factores principales que van a controlar la distribución de los insectos, ahora tienen depredadores.

Al terminar el Cretácico, vuelve a suceder… una extinción: la extinción del Cretácico-Terciario. Aunque haya sido menos extrema, es más conocida, pues es la responsable de la desaparición de los dinosaurios. 

Figura 4. Comparación de los mayores insectos voladores y no voladores actuales.

El Paleógeno, aparición de los géneros modernos

El Paleógeno (66 a 23 Ma) se conoce principalmente por su clima tropical y por la diversificación de los mamíferos. La aparición de las plantas con flores modernas propició la expansión de insectos polinizadores. La mayoría de insectos que conocemos actualmente, así como su distribución y abundancia, tienen su origen en este periodo.

Los insectos, a pesar de aparecer hace más de 400 millones de años, sobrevivir a dos extinciones masivas (y un sinfín de pequeños eventos extintivos) y aguantar la aparición de aves depredadoras, siguen siendo la clase con mayor biodiversidad del planeta. Su rápido ciclo reproductivo, así como su capacidad evolutiva hace pensar que va a seguir siendo así en el futuro. Desde libélulas de 70 cm de envergadura, a escarabajos peloteros, pasando por abejas y mosquitos, un hotel de insectos siempre encontrará huéspedes, ¡en cualquier periodo geológico, año, mes, o día de la semana!

Bibliografía

  • Barrientos, J.A., Abelló, P., 2004. Curso práctico de entomología. Universitat Autònoma de Barcelona ; CIBIO, Centro Iberoamericano de la Biodiversidad ; Asociación Española de Entomología, Bellaterra, Alicante, [S.l.]. ISBN: 978-84-490-2383-5.
  • Grimaldi, D.A., Engel, M.S., 2005. Evolution of the insects. Cambridge University Press, Cambridge [U.K.] ; New York. ISBN: 978-0-521-82149-0.
  • Kjer, K.M., Simon, C., Yavorskaya, M., Beutel, R.G., 2016. Progress, pitfalls and parallel universes: a history of insect phylogenetics. J. R. Soc. Interface. 13, 20160363. https://doi.org/10.1098/rsif.2016.0363
  • Wipfler, B., Letsch, H., Frandsen, P.B., Kapli, P., Mayer, C., Bartel, D., Buckley, T.R., Donath, A., Edgerly-Rooks, J.S., Fujita, M., Liu, S., Machida, R., Mashimo, Y., Misof, B., Niehuis, O., Peters, R.S., Petersen, M., Podsiadlowski, L., Schütte, K., Shimizu, S., Uchifune, T., Wilbrandt, J., Yan, E., Zhou, X., Simon, S., 2019. Evolutionary history of Polyneoptera and its implications for our understanding of early winged insects. Proc. Natl. Acad. Sci. U.S.A. 116, 3024–3029. https://doi.org/10.1073/pnas.1817794116

Este contenido forma parte del Geolodía 2023 de Ávila en Arévalo, Ávila (España).

La Moraña,Minerales y rocas,Paleoclima

Raíces de carbonato. Calcretas y clima

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En algunas paredes del laberinto de Villaflor podemos observar un patrón de líneas blancas. Son en realidad láminas de carbonato cálcico que han sido cortadas por la incisión de la red de drenaje.

Estas láminas se formaron gracias a la actividad de raíces de plantas en simbiosis con microorganismos y hongos, y es lo que conocemos como calcretas.

En un clima semiárido los nutrientes y el agua son bienes muy preciados y los vegetales desarrollaron estas estructuras para ayudar a retenerlos cerca de sus raíces.

Así, la presencia de estas láminas nos habla de unas condiciones climáticas concretas, de aridez y temperaturas suaves o cálidas hace millones de años.

Calcretas laminares en la pared de un canal del laberinto. En realidad son láminas de carbonato cálcico expuestas al ser cortadas por el “cuchillo” de la red de drenaje. Imagen de Javier Pérez Tarruella.
Calcretas laminares en la pared de un canal del laberinto. En realidad son láminas de carbonato cálcico expuestas al ser cortadas por el “cuchillo” de la red de drenaje. Imagen de Javier Pérez Tarruella.

Cuando las calcretas se presentan en forma de láminas entrecruzadas y no como grandes capas, nos indican que la sedimentación era puntual y esporádica: en determinados eventos de tormenta se producía sedimentación, que provocaba la muerte de la lámina activa y la formación de nuevas láminas, que cortan a las anteriores.

Carbono para arriba, Carbono para abajo

Las rocas en las que están desarrolladas las calcretas de Villaflor no contienen carbonato, el carbonato era aportado en parte por el polvo en suspensión (como el de las invasiones de polvo del Sáhara que sufrimos actualmente).

Las calcretas fijan carbono en la corteza terrestre, así que tienen su papel en el ciclo del CO2 .

Las plantas absorben CO2 para convertirlo en hojas, madera y raíces, pero al morir la planta, estos elementos se oxidan y el carbono vuelve a la atmósfera. Sin embargo, el carbono fijado en la calcreta no se oxida, se fija y pasa a formar parte de la litosfera, hasta que la meteorización lo disuelva y vuelva a formar parte de la atmósfera.

Este es uno de los contenidos del Geolodía 22 de Ávila en Villaflor.

La prueba del ácido

Cuando echamos ácido clorhídrico en la calcreta para comprobar su contenido en carbonato cálcico, estos compuestos reaccionan y forman agua, CO2 que escapa formando burbujas y cloruro de calcio, que se disuelve en el agua.

Así, en este gesto devolvemos a la atmósfera Carbono que había sido retenido en la corteza terrestre durante millones de años.

Este es uno de los contenidos del Geolodía 2022 de Ávila.

Aprende más sobre las calcretas laminares de La Moraña

La Moraña,Paleoclima,Paleontología

Ostrácodos, los señores del agua

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Texto e imágenes: Blanca Martínez

Los lectores habituales de este blog ya conocéis algunas de las herramientas o proxys más utilizadas para poder reconstruir los climas del pasado, como los isótopos de oxígeno, los foraminíferos o el polen. Pues aquí os voy a presentar una nueva, los ostrácodos.

RECUERDA QUE. Un dato «proxy» es un dato indirecto. Como no es posible medir directamente la temperatura o la precipitación del pasado, se utilizan registros de otras variables a partir de las cuales se pueden deducir las primeras. La interpretación de estos datos «proxy» está basada siempre en principios físicos, químicos o biológicos.

Qué son los ostrácodos

Los ostrácodos son un grupo de microcrustáceos, primo-hermanos de los cangrejos, con un tamaño generalmente inferior a 1 mm, que viven en cualquier ambiente acuático.

Balsa construida en Bardenas Reales de Navarra para recoger el agua de lluvia para su aprovechamiento en el regadío y como abrevadero. Entre la fauna acuática que la ha convertido en su hogar se encuentran los ostrácodos.

Aunque cuando ves su aspecto no te acuerdas precisamente de los cangrejos, ya que tienen dos valvas carbonatadas que recubren el cuerpo blando y que son las que quedan preservadas en el sedimento.

Pequeño vídeo de lupa binocular de varios ejemplares de una misma especie presentes en una muestra de agua de una balsa de Bardenas Reales de Navarra. Fijaos lo activos que son, no paran de moverse. Vídeo: Blanca Martínez.

Como el resto de los crustáceos, los ostrácodos crecen por mudas. Segregan valvas cada vez más grandes para adecuarse al crecimiento de su cuerpo, desprendiéndose de las valvas previas más pequeñas. Y aunque tienen un ciclo de vida corto, ya que generalmente viven sólo un año, de media sufren hasta 8 mudas.

Parecen unos animalitos muy simplones, pero si prestamos atención a su biología, nos damos cuenta de que son apasionantes.

¿SABÍAS QUE…? La mayoría tienen un único ojo con forma de prisma rectangular situado en la parte superior frontal del caparazón. Algunas especies marinas son bioluminscentes; otras resisten vivas el paso por el tracto digestivo de los peces; y otras, incluso, son capaces de atacar en manada a organismos más grandes.

Fotografías de lupa binocular de tres especies de ostrácodos vivos presentes en una balsa construida en Bardenas Reales de Navarra. Si os fijáis con detalle en la parte superior derecha de los dos últimos ejemplares, veréis una manchita negra brillante. Eso es el ojo. Y para que os hagáis una idea del tamaño de estos ostrácodos, el rectángulo negro representa una escala gráfica de 0,1 mm.

Curiosidades de su ciclo reproductivo

Pero las curiosidades más llamativas las encontramos en su ciclo reproductivo:

  • Algunos ostrácodos tienen el tamaño del pene vez y media el tamaño de su cuerpo.
  • Otros producen espermatozoides con una longitud hasta ocho veces el tamaño de su cuerpo.
  • Y el primer macho de la historia del registro fósil es un ostrácodo de hace más de 400 millones de años.
  • Aunque también tienen una parte más «feminista», ya que hay especies que tienen una reproducción asexual en la que las hembras ponen huevos de los que nacen nuevas hembras fértiles, sin necesidad de machos.

Indicadores paleoambientales

Aunque mejor dejo de hablar de las intimidades de los ostrácodos y vuelvo al tema que nos ocupa, su utilidad como herramientas paleoambientales.

Detalle de un muestreo en rocas del Mioceno de Bardenas Reales de Navarra. Una vez en el laboratorio, hay que lavar y tamizar ese material para separar el tamaño de grano que nos interesa (más de 0,125 mm) y armarse de paciencia frente a una lupa binocular, con la que separamos y clasificamos las valvas de los ostrácodos una a una.

Y es que ya he comentado que viven en cualquier ambiente acuático, desde un charco de lluvia en la alta montaña hasta los fondos oceánicos más profundos. Pero cada especie únicamente soporta unos rangos muy concretos de ciertos parámetros ecológicos, como son la temperatura, salinidad o energía del agua, el tipo de sedimento o la cantidad de vegetación acuática. De tal manera que la más mínima variación en esos parámetros ecológicos provoca cambios en la asociación de especies de ostrácodos presente en el medio acuático.

Vamos, que sólo hay dos posibilidades de respuesta para nuestros amigos ante los más pequeños cambios ambientales: o se mueren, o se van a otra parte, dejando vía libre para nuevas especies mejor adaptadas a esas nuevas condiciones ecológicas.

Así que, estudiando cómo han cambiado las asociaciones de especies de ostrácodos a lo largo del registro geológico, podemos hacer reconstrucciones paleoambientales de antiguos medios acuáticos. De esta manera, podemos identificar diversos ciclos climáticos “árido-húmedo” consecutivos durante el Mioceno en toda la Península Ibérica, con avances y retrocesos de extensos lagos poco profundos.

Fotografía de Microscopio Electrónico de Barrido de tres especies de ostrácodos continentales del Mioceno presentes en las rocas de Bardenas Reales de Navarra. Su presencia nos indica que hace más de 15 millones de años había ríos que desembocaban en lagos poco profundos pero muy extensos en lo que hoy es una zona semidesértica. El rectángulo blanco representa una escala de 0,1 mm.

O la llegada al Mar Cantábrico de masas de agua procedentes del norte de Escandinavia durante los momentos más fríos de la última glaciación, que se retiraron de nuevo a latitudes altas con la llegada del clima actual más cálido.

Fotografía de Microscopio Electrónico de Barrido de tres especies de ostrácodos recientes encontrados en el sedimento del fondo del Mar Cantábrico. Las especies marinas pueden tener valvas muy ornamentadas, como los ejemplares fotografiados. Así pueden defenderse de sus depredadores y soportar la energía de las corrientes marinas. El rectángulo blanco equivale a 0,1 mm.

Incluso, nos permiten detectar cualquier influencia humana en épocas históricas en estos ambientes acuáticos, ya sea contaminación, desecación o construcción de barreras que alteraron el ciclo natural de los mismos. Vamos, que los ostrácodos son unos chivatos medioambientales excelentes.

Detalle de la marisma vegetada del estuario de Oriñón, en Cantabria. Los ostrácodos permiten detectar rápidamente cualquier influencia del ser humano en estos ambientes tan sensibles.

Por eso son uno de los grupos faunísticos más empleados no sólo para hacer reconstrucciones paleoambientales, sino también para monitorizar y regenerar humedales degradados o para determinar el límite del dominio marítimo-terrestre en zonas litorales.

Panorámica del estuario de Oyambre, en Cantabria. Para que cualquier construcción pueda cumplir con la Ley de Costas, es básico delimitar correctamente la zona de influencia marina. Y para eso también sirven los ostrácodos.

Sobre todo, son de lo más útiles en medios en los que otros grupos no pueden sobrevivir, pero en los que los ostrácodos campan a sus anchas, como las aguas estancadas de las cuevas o los medios con una elevada salinidad. Los ostrácodos son unos auténticos supervivientes, mejores que Bear Grylls.

Creo que con esto ya conocéis un poquito mejor a estos animalitos, aunque no os lo he contado todo. Seguro que la próxima vez que os crucéis con una charca cubierta de vegetación no la veréis de la misma manera, porque os la imaginaréis plagada de ostrácodos. Y tendréis razón ;)

Para saber más

¿SABÍAS QUE…? Los humedales de La Moraña, como la laguna de El Oso, son medios ideales para la proliferación de ostrácodos. Y estos sirven de alimento a otras especies, como el famoso «fósil viviente» triops cancriformis. Aunque lo más curioso es que los ostrácodos pueden «pegarse» a las patas y las plumas de las aves y las utilizan como vehículo para conquistar otros cuerpos de agua.

Laguna de El Oso, Ávila.

Geomorfología,Hidrogeología,Minerales y rocas,Paleoclima,Riesgos,Sierra de Gredos,Valle del Tiétar

VÍDEO | La montaña vaciada. El abanico aluvial de candeleda (ávila)

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Cambio climático,Paleoclima

Así conocemos el clima del pasado

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Sabemos que el clima de la Tierra ha cambiado constantemente. En el Mesozoico (la era de los dinosaurios, hace entre 252 y 66 millones de años) apenas había hielo en los polos. Aragón o Castilla y León tenían playa, en una península ibérica que no era tal sino una isla tropical. Hace solo unos miles de años, ya con nuestra especie extendida por todos los continentes, el planeta se encontraba en una intensa glaciación.

Saber que algún momento del pasado ha sido más frío que la actualidad es relativamente sencillo: los glaciares esculpen valles en forma de U y dejan en ellos unos depósitos sedimentarios característicos, o pulen la roca (rocas aborregadas) y dejan arañazos en ella (estrías glaciares). A día de hoy encontramos muchos de estos valles y morfologías sin hielo. Podemos deducir entonces, que si en el pasado había más hielo en ese lugar, es probable que las temperaturas fuesen más bajas.

Vista del circo glaciar y valle en U de la garganta de La Vega, cerca de El Barco de Ávila (España). Imagen de Javier Pérez Tarruella. Además de la morfología, podemos observar grandes bloques erráticos en el centro del valle.

Pero… ¿Cómo saber cuáles eran las temperaturas o qué cantidad total de hielo había en el planeta? ¿Cómo podemos conocer el clima de hace millones de años?

De esto se encarga la ciencia de la Paleoclimatología, que utiliza indicadores o «Datos Proxy« que pueden ser de lo más variados. Y en esta entrada veremos un par de ejemplos: isótopos estables y foraminíferos.

Un dato «Proxy» es un dato indirecto. Como no es posible medir directamente la temperatura o la precipitación del pasado, se utilizan registros de otras variables a partir de las cuales se pueden deducir las primeras, igual que en el ejemplo de los glaciares. La interpretación de estos datos «Proxy» está basada siempre en principios físicos, químicos o biológicos.

El registro paleoclimático más completo que existe abarca los últimos 65 Millones de años, y utiliza como Proxy los isótopos de Oxígeno en foraminíferos bentónicos (Zachos et al., 2001). En nuestro post Geolodía 24 Qué es una glaciación puedes ver una versión actualizada de este registro paleoclimático.

1. Los isótopos de Oxígeno y el hielo

La mayoría de átomos de oxígeno están formados por 8 protones y 8 neutrones en su núcleo, lo que conocemos como el isótopo «Oxígeno 16». Sin embargo, existe una pequeña proporción de estos átomos que tiene 8 protones y 10 neutrones: el isótopo «Oxigeno 18».

Dos isótopos de un mismo elemento, en este caso Oxígeno 16 y 18 tienen idénticas propiedades químicas al tener el mismo número de protones y electrones. Pero su diferente masa les hace tener comportamientos diferentes frente a procesos como la evaporación o la condensación.

Así, existen moléculas de agua (H2O) con Oxígeno 16 y otras con Oxígeno 18, y la proporción entre ellas nos permite deducir cambios climáticos gracias a una serie de procesos que denominamos «fraccionamiento isotópico»:

  • Las moléculas con O-16 se evaporan con mayor facilidad por su menor masa. Así, las nubes tienen más O-16 que el agua del océano que las formó. Y el océano se verá enriquecido en O-18 por la pérdida de O-16.
  • Las moléculas de agua con O-18 se condensan con mayor facilidad (tienen mayor masa), por lo que el agua de lluvia tiene más O-18 que el vapor que la formó.
  • Las nubes van perdiendo agua al enfriarse hacia los polos, por formación de lluvia y por la disminución de la evaporación en estas zonas. Por ello, cuanto más cerca de los polos nos encontremos y cuanto menor sea la temperatura, menor será la cantidad de O-18 en las precipitaciones.
  • La nieve que cae sobre los polos y forma el hielo del casquete glaciar, teniendo en cuenta lo anterior, está muy empobrecida en O-18. Además, esta señal isotópica varía con los cambios de temperatura en la zona. Es por esto que la señal isotópica de los hielos de Groenlandia o la Antártida nos permite reconstruir temperaturas para los últimos cientos de miles de años.
Fraccionamiento de los isótopos de oxígeno en el planeta. Distintos procesos hacen que cambie la proporción de átomos de Oxígeno-18/Oxígeno-16. Gracias a los registros marinos de conchas de microorganismos como los foraminíferos, y a los registros del hielo de los casquetes polares, podemos conocer estos cambios isotópicos que reflejan el clima del pasado. Gráfico: Javier Pérez Tarruella. Parcialmente basado en Silva et al. (2017)

Como el hielo de los casquetes polares y glaciares acumula isótopo ligeros O-16 y el océano se enriquece en isótopos pesados O-18 durante las glaciaciones, los sedimentos de fondos oceánicos nos permiten conocer en qué momentos ha habido más o menos hielo en el planeta. Así, los periodos glaciares se muestran en forma de valores elevados de los isótopos de oxígeno-18 en los sedimentos oceánicos.

2. Foraminíferos, pequeños historiadores del clima

Los minerales que componen las partes duras de los organismos contienen oxígeno (especialmente conchas de carbonato de organismos acuáticos) , y su proporción O-18/O-16 nos puede aproximar a la temperatura a la que se formaron. Cuando la temperatura es baja, las conchas asimilan más O-18, y viceversa.

Algunos de los organismos con concha más abundantes del planeta son los foraminíferos . Son unicelulares y pertenecen al reino Protista. Muchos tienen aspecto de palomitas de maíz, miden menos de 1mm y fosilizan con facilidad, por lo que podemos encontrarlos en casi cualquier roca sedimentaria de origen marino.

Fotografías de algunos de los foraminíferos planctónicos más emblemáticos del entorno de la Península Ibérica. Escalas = 100 micras. Autoría: Javier P. Tarruella.

El indicador que se utiliza para conocer los cambios de temperatura GLOBALES del pasado es la señal isotópica de la concha de foraminíferos que habitan en los fondos profundos de los océanos (organismos bentónicos), pues la temperatura de las aguas profundas cambia muy lentamente y es un buen reflejo del clima global. Esa señal isotópica depende tanto de la temperatura como de la cantidad de hielo sobre los continentes. Valores elevados en 18O indican bajas temperaturas y/o mayor cantidad de hielo glaciar. AQUÍ Puedes ver un ejemplo interpretado de estos registros.

Otros foraminíferos, los planctónicos, viven en las aguas superficiales. Las especies de este grupo llevan sin cambios desde hace unos 500.000 años, así que podemos estudiar en qué condiciones vive cada especie actualmente y qué agrupaciones de especies hay a diferentes temperaturas. De esta forma, conociendo las diferentes especies que se encuentran en un sedimento antiguo y sus proporciones (cuáles son más abundantes), podemos conocer la temperatura del agua superficial en el momento en que vivieron, gracias a los datos del mundo actual. Esto es un buen ejemplo de la aplicación del Actualismo.

Sabías que… Para conseguir los mejores registros sedimentarios se utilizan grandes buques científicos especiales, equipados con una torre de perforación muy similar a la que se emplea en el mundo del petróleo. Así se obtienen sondeos del fondo marino, donde se han ido enterrando los foraminíferos bentónicos que allí vivían. Los planctónicos, que vivían en el agua superficial, cayeron y se depositaron junto a los bentónicos una vez muertos. Cuanto mayor haya sido esta acumulación y durante más tiempo se haya producido de forma continua, mejor será el registro climático que se podrá obtener.

Otros indicadores Proxy

Aunque sólo hemos hablado de hielo y organismos marinos, el clima del pasado se puede conocer a través de muchos otros indicadores Proxy: depósitos en lagos, espeleotemas en cuevas, estudios de polen en sedimentos, depósitos de turberas, estudios geoquímicos e isotópicos en dientes de mamíferos o incluso a través de los anillos de los árboles (Dendrocronología), etc.

Descubre más sobre otros indicadores paleoclimáticos:

Estudio de la evolución paleoclimática a partir de las turberas

Dendrocronología: contando anillos

Referencias

  • Alonso-Garcia, M., Perez-Tarruella, J., Bejard, T. M., Azibeiro, L. A., & Sierro, F. J. (2022). La micropaleontología como herramienta de datación e identificación de eventos climáticos en registros sedimentarios marinos. Cuaternario y Geomorfología, 36(3-4), 171-188.
  • Silva Barroso, P. G., Bardají, T., Roquero García-Casal, E., Baena Preysler, J., Cearreta, A., Rodríguez-Pascua, M. A., … & Goy, J. L. (2017). El periodo cuaternario: La historia geológica de la Prehistoria.
  • Zachos, J., Pagani, M., Sloan, L., Thomas, E., & Billups, K. (2001). Trends, rhythms, and aberrations in global climate 65 Ma to present. science, 292(5517), 686-693.

Geoarqueología,Métodos de datación,Paleoclima,Riesgos

Dendrocronología: contando anillos

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Texto y gráficos – Ana Isabel Casado

Fotografías – Gabriel Castilla

La palabra dendrocronología proviene del griego antiguo:

  • dendro- significa “árbol”
  • -crono- significa “tiempo”
  • –logía significa “estudio”

Por lo que dendrocronología quiere decir literalmente “estudio del tiempo de los árboles”.

Y es que este método de datación se basa en el crecimiento de los árboles (y algunos arbustos leñosos) para poder contar el tiempo. La edad máxima que se ha llegado a datar con este método es de 10.000 años.

Los anillos de los árboles

Los árboles que viven en zonas con clima estacional crecen generando un anillo cada año, como si fueran las capas de una cebolla. De esta manera, la capa más externa del tronco se está generando en el año actual y el centro se formó en su primer año de crecimiento.

1 anillo = 1 año

Al poder obtener un valor numérico de años, se considera un método de datación absoluta (permite precisar la edad concreta).

Pero, además, los anillos de los árboles nos aportan mucha información de las condiciones en las que han vivido los árboles en cada momento, no solo los años que tienen (Fig. 1).

Fig. 1: Esquema de la sección del tronco de un pino. El desarrollo de los árboles se produce generando anillos año a año. Estos anillos registran las condiciones en las que se ha desarrollado el árbol. Sus anillos de épocas lluviosas son anchos mientras que los de épocas secas son estrechos. También se pueden ver cicatrices si el árbol sufrió alguna lesión, por un incendio o los golpes de las piedras de una avalancha, por ejemplo.

En cada anillo se pueden diferenciar dos zonas:

  • Zona ancha y clara: se corresponde con el crecimiento de primavera/principios del verano, cuando las lluvias y los aportes de nutrientes son mayores y el árbol se desarrolla más.
  • Zona estrecha y oscura: se forma con el crecimiento de finales de verano y el final del crecimiento por ese año. Su color oscuro y su poco grosor son la consecuencia de una menor disponibilidad de agua y nutrientes por parte del árbol.

Además, el tamaño de los anillos de unos años a otros varía en función de si fueron años lluviosos y cálidos (anillos amplios) o si hubo sequías y frío (anillos angostos). Los árboles de la misma zona tendrán un desarrollo del grosor de sus anillos similar ya que vivirán en las mismas condiciones ambientales.

¿Cómo podemos estudiar los anillos de los árboles sin tener que talarlos?

Cuando se realiza un estudio mediante los anillos de los árboles, se necesitan muestras de distintos individuos e incluso de distintas especies para poder llegar a una conclusión global. Con el fin de NO dañar a los árboles en este tipo de estudios, se utiliza un utensilio llamado barrena Pressler.

Esta barrena se introduce girándola manualmente en el árbol gracias a que está provista de un tornillo con filos en su punta (Fig. 2).

Según penetra la barrena en el árbol va generando un testigo cilíndrico que queda dentro de la propia barrena. De esta manera, podemos extraer del árbol testigos de unos 0,5 cm de diámetro y de largo variable (15-20 cm suele ser suficiente).

Fig. 2: Esquema del funcionamiento de la Barrera Pressler para obtener testigos de los anillos de los árboles. La barrena se introduce en el tronco haciéndola girar de manera manual a la vez que se presiona, gracias al tornillo afilado que posee en la punta. Al ir penetrando la barrena, corta perpendicularmente los anillos del árbol de fuera hacia dentro obteniéndose el registro completo del desarrollo del árbol. Lo que se consigue es un testigo cilíndrico donde se ven las secciones de los anillos como si fuera el «código de barras» del árbol.

En estos testigos se pueden observar los grosores de los anillos y tener así el registro completo de los años de vida del árbol sin dañarlo (Fig. 3). El pequeño orificio que queda en el tronco se cubre con cera para evitar posibles bacterias e insectos que pudieran perjudicar al árbol.

Fig. 3. Testigo de pino obtenido con una barrena Pressler.

¿Y cómo podemos datar hasta 10.000 años de antigüedad con los árboles?

Para poder datar mediante este método es necesario tener un registro de madera lo más continuo posible.

Partiendo de testigos de árboles vivos que nos ayuden a situarnos en el tiempo, se hacen coincidir los anillos de los primeros años de vida de los árboles con los últimos años registrados en la madera arqueológica de construcciones (como puentes e iglesias) hechas con árboles de la zona (Fig. 4).

Siendo capaces de encontrar este solapamiento del código que forman los anillos de los árboles en maderas cada vez más antiguas, se puede llegar a completar el patrón de crecimiento de los anillos de los árboles con restos de troncos conservados en el registro sedimentario, como en los sedimentos de dunas o de lagunas.

La fecha más antigua que se ha llegado a contabilizar mediante este método es de aproximadamente 10.000 años, coincidiendo con el comienzo del Neolítico (cuando las sociedades humanas pasaron a ser agrícolas-ganaderas y se valían de la madera para hacer sus construcciones).

Fig. 4: Para poder contar anillos/años que permitan hacer dataciones arqueológicas e incluso geológicas, es necesario tener un registro continuo del patrón de crecimiento de los anillos de los árboles de esa zona. Se parte de madera de árbol actual, donde se tienen localizados los años a los que pertenecen sus anillos. Se busca la coincidencia de los primeros años de vida del árbol con madera arqueológica de construcciones de la zona (de construcciones antiguas como iglesias). Esta misma metodología se repite sobre madera cada vez más antigua hasta llegar a emplear restos de madera conservados en sedimentos como dunas o depósitos lacustres. Con toda esa información, se obtiene el registro continuo del desarrollo de los anillos de los árboles de esa zona (líneas marrones sobre testigo blanco).

Una vez se ha obtenido el patrón de crecimiento de los árboles de una zona, se pueden datar tanto restos leñosos (de manera directa) como eventos en los que se ve implicada la madera. Para ello, hay que hacer coincidir los anillos de los restos de madera que se quiere datar con el del patrón de crecimiento de los anillos de la zona.

Por ejemplo, si se encuentra un tronco en los sedimentos de un lago (Fig. 5), podremos comparar los anillos del tronco encontrado con los anillos del registro de la zona, obteniendo una edad para ese tronco. Pero, además, como ese tronco está dentro de un depósito sedimentario, podemos decir que la sedimentación fue posterior al tronco, obteniendo así una datación relativa del momento de la sedimentación.

Fig. 5: Ejemplo de datación dendrocronológica. Conociéndose la relación de los anillos de los árboles en cada momento, se compara ésta con los restos de troncos encontrado en los sedimentos de relleno de un lago. Se obtiene que el árbol vivió al menos entre los años 1250 y 1310. Además, como su enterramiento fue posterior a la muerte del árbol, podemos saber que el sedimento donde se encuentran éstos troncos se depositó posteriormente al año 1310.

Para realizar la datación mediante los anillos de los árboles, se identifica el patrón de crecimiento de los restos de árboles que se quieren datar en el registro dendrocronológico de la zona donde se han encontrado.

¿Cómo es el código de los anillos de los árboles de Ávila de los últimos años?

El factor que más condicionará la anchura de los anillos de los árboles es la disponibilidad de agua, principalmente la lluvia.

En la Figura 6 podemos ver el registro de lluvias del centro de la Península de los últimos años. Para que sea más fácil de diferenciar, se han coloreado en verde las barras correspondientes a los años más lluviosos y en rojo las de los años más secos.

Al observar los anillos de un testigo de pino, somos capaces de reconocer algunos de los años en función del grosor de su anillo correspondiente:

  • Años más lluviosos y por tanto anillos más anchos (años 1972, 1997 y 2010).
  • Y años más secos con anillos más estrechos (años 1954, 1983 y 2005).
Fig. 6: Registro de las precipitaciones del centro de la Península Ibérica desde 1940 a 2018. Se han marcado de color verde los años más lluviosos y de color rojo los más secos. Cuando se compara el registro de lluvias con los anillos de crecimiento de un pino de la zona, se puede comprobar cómo es posible identificar dichos años porque los anillos más anchos se corresponden con los años lluviosos y los anillos estrechos con los años más secos. Este patrón de crecimiento de los anillos será similar en los árboles que se han desarrollado en esta misma zona.

¿Sabías que… el árbol apodado Matusalen era el árbol vivo más viejo del mundo, con 4850 años. En 2016 se descubrió un árbol aún más viejo, se estima que tiene unos 5067 años. Ambos árboles perteneces a la especie Pino longevo (Pinus longaeva) y se encuentran en el Bosque Nacional de Inyo, en las Montañas Blancas de California (Estados Unidos) pero su ubicación exacta no se ha desvelado para evitar su destrucción?

Ejemplar de Pino longevo (Pinus Longaeva) en las Montañas Blancas de California (Estados Unidos). Imagen: Rick Goldwater Wikimedia Commons.

¿y sabías que… en 2022 se ha datado el árbol más antiguo de la Unión Europea y que está en España? Se trata de una hembra de Cedro canario (Juniperus cedrus) en el Parque Nacional del Teide (Tenerife), a 2100 m de altitud. Como el cedro no es un buen árbol para datar por dendrocronología porque sus anillos no tienen cohesión, se ha datado por Carbono 14 y tiene 1481 años.

Ejemplar de Cedro canario (Juniperus cedrus) datado en 1481 año, siendo el árbol más viejo de la Unión Europea.

¿Sabías que… existe en la Sierra de Cazorla (Jaén) un bosque de árboles milenarios? Se trata de un bosque de Tejos Milenarios (Taxus baccata) y se cree que muchos de ellos tienen más de 1000 años.

El tejo milenario (Taxus baccata), en la Sierra de Cazorla (Jaén), es el árbol más viejo de España.

En la provincia de Ávila (España) hay algunos ejemplares de árboles con solera, como la llamada «encina milenaria» del castro vetón de la Mesa de Miranda, en Chamartín, o el ejemplar de castaño conocido como «El Abuelo», en el castañar de El Tiemblo.

¿Quieres saber más sobre métodos de datación?

Método de datación por radiocarbono (o Carbono-14)

Organismos que colonizan los granitos: la liquenometría

Estudio de la evolución paleoclimática a partir de las turberas

El análisis de los pigmentos minerales. Espectroscopía Raman

Referencias