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.
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.
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.
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.
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 😉
¿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.
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 si algún momento del pasado ha sido más frío más que en 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 valle en U desde la laguna glacial de El Duque, cerca de El Barco de Ávila, provincia de Ávila (España). Imagen de Gabriel Castilla.
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 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 (Zachos et al., 2001).
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 evaporarán 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 la nube 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 tiene mucho O-16, pero esta señal isotópica cambia con los cambios en la temperatura a lo largo del tiempo en la zona. Por esto 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.
Como el hielo de los casquetes polares y glaciares acumula isótopos ligeros O-16 y el océano se enriquece en isótopospesados 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.
2. Foraminíferos, pequeños historiadores del clima
Los minerales que componen las partes duras de los organismos (especialmente conchas de organismos acuáticos) contienen oxígeno, 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 (imagen de portada). 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.
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 sedimentos de 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.
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 de temperatura 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 preciados foraminíferos 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 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 pólenes en sedimentos, depósitos de turberas, estudios geoquímicos e isotópicos en dientes de mamíferos o incluso a través de los anillos de los árboles (Dendrocronología).
Descubre más sobre otros indicadores paleoclimáticos:
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.
Génova Fuster, M. (2000) Anillos de crecimiento y años característicos en el Sistema Central (España) durante los últimos cuatrocientos años. Boletín de la Real Sociedad Española de Historia Natural (Sección Biología), 96: 33-42.
Gutiérrez, E. (2009) La dendrocronología: métodos y aplicaciones. En “Arqueología náutica mediterránea X”. Nieto i M.A. Cau (eds.). Monografías del CASC. Generalitat de Catalunya. 309-322.
Texto y gráficos – Alberto Martín. Imágenes – Gloria Martín Alonso
En regiones semiáridas, como lo fue La Moraña durante épocas pasadas, las plantas necesitan desarrollar mecanismos especiales para acumular nutrientes. Cuando las capas superficiales del suelo son permeables, el sustento que las plantas necesitan se acumula en los primeros metros, por lo que las raíces tratan de ocupar la mayor cantidad de superficie posible para conseguir alimento y agua.
En ocasiones podemos ver vestigios de cómo esos vegetales llevaron a cabo sus tácticas de supervivencia. En la localidad de Viñegra de Moraña encontramos un excepcional ejemplo.
Figura 1. Corte en la vía del tren.Figura 2. Calcretas laminares.
En la segunda imagen se observan unas líneas blancas que se disponen de manera paralela al suelo. Son la evidencia que dejaron las raíces de las plantas que allí vivieron: los vegetales necesitaron disponer sus raíces de forma que ocuparan la máxima extensión posible; en este caso lo hicieron en forma de mallas para así impedir que los nutrientes escaparan tierra abajo.
Durante la vida de la planta, su raíz y los microorganismos asociados ayudan a la acumulación de carbonato en el entorno de la raíz y también en sus células. El proceso puede seguir después de la muerte de la planta. Esta acumulación de carbonato cálcico da lugar a lo que se conoce como calcretas.
Para ser más precisos, en el caso de Viñegra de Moraña hablamos de calcretas laminares (láminas de carbonato cálcico).
Si viéramos el corte donde se tomaron las fotografías de cerca, podríamos observar que alrededor de las calcretas principales aparecen unos hilos blanquecinos de menor tamaño. Esto indica que las raíces tenían una actividad fúngica a su alrededor. Estos hongos juegan un papel clave a la hora de fijar en las raíces el carbonato cálcico presente en el suelo.
Figura 3. Proceso de formación de calcretas.
Indicadores paleoclimáticos
Podemos encontrarnos calcretas con otras formas en la naturaleza, como nodulares, pulvurentas o muy compactas.
En regiones áridas, el polvo y las escasas precipitaciones realizan el aporte del carbonato cálcico. Por tanto, una calcreta es un excelente indicador paleoclimático, debido a que casi siempre se van a formar en zonas con precipitaciones muy bajas.
¿SABÍAS QUE…? El tiempo para que se forme un perfil de calcreta (sucesión vertical completa de los distintos horizontes o capas morfológicamente diferentes) depende de muchos factores: vegetación, clima y estadio de madurez. Puede darse una variación tan grande que pueden tardar entre 3.000 y 1 millón de años.
El paisaje de gran parte de la comarca de La Moraña se caracteriza por un relieve bastante plano del que sobresalen de tanto en tanto algunos cerros de dimensiones muy modestas, con pendientes suaves y un conjunto atravesado por los valles de los ríos Zapardiel, Arevalillo y Adaja. Domina en toda la comarca el cultivo del cereal y destacan en el horizonte los pinares autóctonos.
A pesar de la monotonía aparente de la llanura, desde el punto de vista geológico se sobreimponen en esta comarca una serie de procesos geológicos relevantes que le confieren su forma y características actuales. Estos procesos, la geología de los últimos millones de años, son identificables para el ojo experto. Pero si no lo eres, quizá necesites una pequeña guía para empezar a leer la geología aparentemente invisible de La Moraña. ¡Aquí va!
La formación del paisaje
La forma plana general de toda la comarca responde a un fenómeno de gran alcance geográfico relacionado con lo que los geólogos denominamos cuenca sedimentaria neógena del Duero.
Pulsa sobre la imagen para ver la tabla cronoestratigráfica completa.
Una cuenca geológica o sedimentaria es una depresión en la corteza terrestre que tiene un origen tectónico y en la que se acumulan sedimentos. No confundir con cuenca hidrográfica. La cuenca sedimentaria del Duero tiene unos límites diferentes a la cuenca hidrográfica actual del río y un significado geológico distinto.
El desarrollo general y las causas de la formación de la cuenca sedimentaria del Duero son muy similares a las que explicamos en otro artículo sobre la cuenca sedimentaria de Amblés, pero en este caso los límites de la del Duero son: al sur, el Sistema Central; al este, la Cordillera Ibérica; al norte, la Cordillera Cantábrica. Mira este mapa para verlo más claro:
Figura 1. En naranja se marca el área ocupada por la cuenca geológica o sedimentaria neógena del Duero. Esta es una depresión de origen tectónico que está rellena por sedimentos del periodo Neógeno. En rojo aparecen marcados los límites de la cuenca hidrográfica actual del río Duero.
Para saber más sobre la formación y características de la cuenca sedimentaria de Amblés, mira el artículo: Geomorfología del Valle de Amblés.
Al igual que la cuenca sedimentaria de Amblés, la del Duero se rellenó hasta arriba de sedimentos con capas prácticamente horizontales y paralelas que van marcando el paso del tiempo, con las más recientes arriba.
Los sistemas montañosos circundantes aportaron sedimentos hasta que ya no cabían más. La cuenca se colmató (rellenó), dejando arriba una superficie horizontal muy extensa.
Sobre esa superficie de colmatación se fue desarrollando después el resto de procesos geológicos que la modifican ligeramente, pero que han sido incapaces de borrar completamente su impronta.
A este proceso de colmatación de la cuenca sedimentaria del Duero debemos fundamentalmente el aspecto llano de la meseta castellano-leonesa.
¿SABÍAS QUE…? Los datos de subsuelo indican que amplios sectores del centro y norte de la cuenca sedimentaria del Duero tienen espesores de entre 1,5 y 2 km de sedimentos neógenos.
Sedimentación, erosión y cerros testigos
La cuenca sedimentaria del Duero era de tipo endorreico: no drenaba hacia el Atlántico y el agua y los sedimentos que entraban en la cuenca se quedaban allí. El relleno de la cuenca sedimentaria del Duero es un proceso muy largo que ocupa una parte importante del período Neógeno.
Sin embargo, desde hace unos 2,5 millones de años se rompe esta dinámica y se empiezan a desarrollar los ríos que conocemos en la actualidad. Es en este momento, a lo largo del período Cuaternario, cuando finalmente el río Duero termina conectando las cabeceras de montaña con el océano Atlántico, haciendo de cinta transportadora de agua y sedimentos y erosionando la antigua cuenca sedimentaria del Duero.
El desarrollo inicial de esta red de drenaje fluvial, precursora de la actual del río Duero, excava ligeramente la superficie de colmatación, erosiona las capas más fáciles y deja las más difíciles de erosionar prácticamente intactas, elaborando un paisaje dominantemente plano.
Esta erosión incipiente deja esparcidos pequeños cerros de suaves laderas y cimas planas que son los únicos testigos que quedan de unos sedimentos que han sido erosionados. A estas formas se las denomina cerros testigos en geología. La parte más alta de estos cerros está ocupada por capas sedimentarias más resistentes a la erosión y los protegen de ser completamente desmantelados.
Figura 2. Formación de cerros testigos. 1) Esquema general de la disposición del relieve montañoso del Sistema Central y la cuenca geológica del Duero. 2) Modelo de desarrollo de un cerro testigo. Figura 3. Dos imágenes en las que se pueden observar en distintos planos el relieve dominantemente llano, la superficie de colmatación, los cerros testigos y al fondo el Sistema Central. Imágenes tomadas en las cercanías de El Oso y Hernansancho, en la provincia de Ávila (España). Fotos de Gabriel Castilla.
La Geología como ciencia histórica
Sobre este relieve antiguo (paleo-relieve) de La Moraña, los cambios en el clima relacionados con el episodio climático conocido como Younger Dryas, hace unos 12.800 años, proporcionan las condiciones adecuadas para que se instalen espectaculares cinturones de dunas eólicas . Al final de este período frío, hace unos 11.700 años, el ascenso de las temperaturas deja las circunstancias ideales para que comience la «revolución neolítica» y el tránsito hacia sociedades sedentarias agrícolas. Pero esa es otra historia.
Los procesos descritos en este artículo hablan de la historia geológica de esta parte del mundo que es la comarca de La Moraña. Por esto decimos que la Geología es una ciencia histórica, porque nos cuenta cómo ha evolucionado el planeta y los procesos que le dan forma a lo largo de su propia historia, que es muy larga: unos 4.550 millones de años.
Cuando nos detenemos a contemplar un paisaje, ya sea en el campo o en una fotografía, hay una pregunta que surge casi de manera espontánea: ¿cómo se formó el relieve que observamos? Intuimos que las llanuras, valles y montañas debieron originarse por la acción lenta pero continuada durante mucho tiempo del agua, el hielo o el viento; agentes que pueden arrancar materiales de un sitio para reubicarlos en otros. La experiencia nos induce a pensar que las rocas que configuraban el relieve primordial fueron disueltas o arrancadas, trituradas y transportadas lejos de allí.
La siguiente pregunta también surge por sí misma: ¿dónde fueron a parar todos estos materiales? Podemos deducir que viajaron hasta un lugar tranquilo donde el agua, el hielo o el viento perdieron su energía, depositándolos en forma de sedimentos (arcilla, limo, arena o grava) en una depresión del terreno o tal vez en el mar.
Y así, razonando paso a paso, construimos las nociones de erosión, transporte y sedimentación.
Figura 1.Cárcavas del río Adaja cerca de Blascosancho. En esta imagen se aprecian los tres procesos básicos que han modelado el paisaje: erosión, transporte y sedimentación. Foto: Gabriel Castilla.
Pero estas nociones son tan generales que apenas nos permiten conocer detalles sobre el tipo de rocas que formaban el relieve desaparecido, los procesos geológicos que actuaron o la distancia que recorrieron las partículas o clastos (minerales, fragmentos de roca y fósiles) antes de sedimentar. Para aclarar cómo se formó el paisaje y dónde fueron a parar los materiales que faltan es preciso detenerse antes en dos conceptos clave: selección y madurez.
Proceso de selección de materiales
Existe una relación directa entre los clastos que encontramos en un sedimento y la roca de la que proceden. En el caso del granito, la roca más abundante de la provincia de Ávila, tres son los minerales que lo constituyen: cuarzo, feldespato y mica.
Los tres minerales son liberados cuando el granito se ve alterado por procesos químicos (como la hidrólisis del feldespato) y físicos (fracturación por cambios de presión y temperatura).
En los continentes la reubicación de estos minerales la realizan fluidos como el agua (ya sea líquida o en forma de hielo) y el viento. El viaje entre el lugar donde se produce la erosión y la zona de sedimentación puede ser muy agresivo, por lo que algunos minerales se pueden romper y alterar químicamente hasta desaparecer.
Figura 2. Arena próxima a la laguna de El Ejido, formada por la erosión del granito y el transporte del sedimento. Foto: Gabriel Castilla.
Los agentes de transporte realizan un doble proceso de selección:
El primero tiene que ver con la composición, pues el agua altera y degrada químicamente el feldespato y la mica mientras que mantiene el cuarzo (por ser químicamente estable y mecánicamente resistente).
El segundo es una selección por tamaños, pues cuanto más baja es la energía o la densidad del fluido (como el aire) su capacidad de erosión y carga es menor, por lo que solo puede transportar clastos de unos milímetros de grosor. Sin embargo, cuando la energía y densidad del fluido es alta (como le sucede al agua líquida, al hielo o al barro), su capacidad de transportar material de todos los tamaños es mayor.
Los geólogos llamamos arena al sedimento formado por clastos de rocas disgregadas cuyo tamaño oscila entre los 0,06 y los 2 milímetros de diámetro.
Cuando el viaje de la arena ha sido largo solo sobreviven las partículas más duras, cuyos bordes se van desgastando. Podemos decir entonces que:
Una arena es madura cuando está formada por granos de cuarzo que presentan forma redondeada y un tamaño similar entre ellos.
Por el contrario, diremos que una arena es poco madura cuando contiene minerales blandos (micas y feldespatos), de aspecto anguloso y con tamaños muy desiguales.
Figura 4. El grado de redondez que muestran los granos de cuarzo son un indicador del desgaste que han experimentado durante su transporte. Gráfico extraído de Carta de sorting estándar. Australian Government, Geoscience Australia (www.ga.gov.au).
¿Qué información podemos deducir del estudio de la madurez de un sedimento?
Una arena madura nos habla de un relieve montañoso lejano, de llanuras y zonas tectónicamente tranquilas, de un transporte largo e intenso en el que pueden haber participado muchos procesos geológicos, entre ellos el viento.
Una arena poco madura nos habla de un relieve montañoso cercano y de un transporte enérgico pero corto, propio de zonas montañosas tectónicamente activas, donde son frecuentes los torrentes y pueden ocurrir episodios de alta energía como las llamadas «vejigas» (deslizamientos de ladera en zonas de alta pendiente).
Figura 5. Muestra de arena, sobre papel milimetrado, tomada en una duna al Noroeste de El Oso. Podemos apreciar una selección media-alta con partículas finas, pero también cantos de unos 2 mm tanto de cuarzo redondeado como de feldespato anguloso. Podemos comparar esta muestra con arena del desierto del Sáharaque presenta clastos redondeados y sedimento con clastos angulosos de un río seco de Black Mountain en Alberta (Canadá). Foto: Gabriel Castilla.
De dónde viene la arena de las dunas de La Moraña
Las dunas de La Moraña están formadas por cuarzo (62,5%), feldespato (35%) y fragmentos de roca y micas (2,5%). En algunas encontramos arena de grano muy fino y bien seleccionadas, mientras que en otras las arenas son más gruesas y están peor seleccionadas. Esto significa que el viento formó las dunas movilizando clastos de dos áreas de origen muy distintas:
Las arenas maduras que se encontraban en las terrazas y llanuras de inundación de los ríos de la cuenca del Duero.
Y los sedimentos menos maduros formados por la erosión rápida de relieves montañosos del Sistema Central.
Figura 6. Grano de cuarzo de una duna de la Moraña visto al microscopio electrónico de barrido (MEB) a diferentes escalas. Podemos apreciar bordes redondeados, escamas en la superficie y el “piqueteo” formado por el continuo choque con otros granos de cuarzo. Fotos realizadas por Jaime Cuevas González en el MEB de la Universidad de Alicante.
Como hemos podido ver la arena tiene historias que contarnos, relatos que han quedado escritos en la composición, forma y selección de los granos que la conforman. Además, al observar detalladamente un grano de cuarzo de una de las dunas de La Moraña con un microscopio electrónico de barrido (MEB), podemos apreciar en su superficie rasgos producidos por la acción prolongada del viento que nos hablan de las condiciones climáticas de extrema aridez que azotaron esta región hace 11.600 años.
El paisaje que puede verse al dar un paseo por los alrededores de El Oso, en Ávila, es un relieve bastante llano con una red de drenaje apenas marcada por las curvas de nivel del terreno.
El agua de lluvia se acumula en pequeñas lagunas sin salida a ningún cauce o lago y se va desecando por infiltración lenta junto a ciclos diurnos de evaporación. En períodos de estiaje, el embalsamiento deja zonas encharcadas con agua que se va enriqueciendo en sales. Estas sales proceden de la propia lluvia y del lavado de los materiales de alrededor que arrastra sales disueltas.
Lagunas endorreicas de La Moraña
A este tipo de humedal lo denominamos habitualmente como lagunas endorreicas (fig. 1). Es decir, son cuencas continentales donde la superficie del terreno corta al nivel freático y el aporte de agua se debe a la escorrentía superficial cuando llueve.
Figura 1: Modelo conceptual de la laguna endorreica de El Ejido, en el término municipal de Riocabado.
En el caso de la Moraña, la interacción con las aguas subterráneas es mínima o nula. La tendencia natural de estas lagunas es a la colmatación con los sedimentos (Martín et al., 2010), que acabarán rellenando la cuenca.
La laguna del Ejido, en Riocabado
La etimología latina del nombre de la laguna del Ejido (exitus: salida) se relaciona con un terreno colectivo, indiviso, sin posibilidad de venderse o heredarse situado en las afueras de un pueblo. En las sucesivas series cartográficas de la Dirección General del Instituto Geográfico y Catastral de los años 1941, 1989 y 2015 se pueden ver ligeros cambios de los límites (Fig. 2) de la laguna del Ejido.
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Fig. 2. Cartografía de la laguna del Ejido en los años señalados. (Fuente: CNIG)
Sin embargo, en las diferentes ortoimágenes del Instituto Geográfico Nacional de los años 1956, 2000 y 2015 (Fig. 3) se aprecia cómo los terrenos de la laguna siempre se han mantenido sin arar y el perímetro apenas si ha variado.
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Fig. 3. Ortoimagen de la laguna del El Ejido en los años señalados. (Fuente: CNIG)
Desecación por drenaje
Al igual que en otras zonas húmedas de España, los humedales de La Moraña han sufrido una modificación a cargo de manos humanas. Un claro ejemplo son los canales excavados por debajo de la superficie freática para drenar los terrenos encharcados y ganar terrenos agrícolas. De la misma manera, en los bordes de los caminos que sirven de vías de acceso se drenan los campos alrededor de la laguna del Ejido (figura 4). Los canales con trazados rectilíneos como el Arroyo de los Collados o el Reguero de San Juan aprovechan líneas de máxima pendiente hacia los puntos más deprimidos de la topografía para facilitar así la evacuación del agua.
Figura 4. Canal de drenaje y aguas encharcadas al borde del camino cerca de la laguna del Ejido, en Riocabado.
Cómo se mantiene el agua en un sustrato arenoso
En este humedal el régimen natural de inundación depende tanto de las condiciones climáticas como de la relación entre las rocas que hay en profundidad. Como si fuera el fondo impermeable de una piscina que retiene el agua, el sustrato arenoso dunar empapado sobre el que se asientan las lagunas está contenido en un vaso de rocas de baja permeabilidad: las areniscas arcillosas del Mioceno. Esta capa situada por debajo de las arenas dunares frena el drenaje rápido de las aguas estancadas en la superficie (ver fig. 1).
Las arenas dunares conforman el acuífero de Los Arenales que se sitúa entre el sur del Duero y el Sistema Central con casi una extensión de 7600 km2 (IGME, 1999) y un espesor no superior a los 20 m (Navarro et al, 1993). Tienen mayor porosidad y son más permeables que las areniscas arcillosas del Mioceno que no transmiten el agua con facilidad.
Al desaparecer el humedal, las plantas que aparecen en algunos sectores son halófilas (Martín et al, 2010), es decir, tienen afinidad por un sustrato salino, depositado por el agua que ha sido evaporada. Tras largos períodos sin lluvia, estos suelos arcillosos quedan cuarteados con grietas de retracción y un tapizado vegetal ya deshidratado (fig. 5 y 6). Entre la población local, estas zonas son denominadas saladares o salobrales.
Figura 5. Grietas de desecación en suelo areno-arcilloso. Figura 6. Tapiz de algas secas en el saladar, cerca de El Oso (Ávila).
En el Geolodía 2019 veremos, además del funcionamiento de las lagunas endorreicas, cómo en la zona se abastecen de agua potable sin que ello afecte al hábitat natural de las aves en la laguna de El Oso. ¡No te lo pierdas!
Hace 18.000 años nuestro planeta se encontraba inmerso en el último máximo glacial. La nieve caída sobre los continentes no llegaba a fundirse en verano, formándose grandes acumulaciones de hielo. Y como el agua de precipitación no retornaba al océano el nivel del mar descendió hasta 125 metros por debajo del actual.
18.000 años es un parpadeo en términos geológicos. Y es que el periodo en el que le ha tocado vivir a nuestra especie (el Cuaternario) se caracteriza por un clima que cambia rápidamente (fig. 1).
Figura 1. Variación climática en los últimos 500.000 años. A grandes rasgos se diferencian 5 glaciaciones y 5 periodos interglaciales, en el último de los cuales nos encontramos ahora. En este artículo nos centraremos en la transición de la última glaciación al presente Interglacial (la ¨Última Terminación»). Datos de Lisiecki & Raymo (2005).
Estos cambios climáticos, que a grandes rasgos dan lugar a una glaciación y un periodo interglacial cada 100.000 años aproximadamente, son debidos a:
Cambios en la cobertura de hielo y las concentraciones de gases de efecto invernadero, que amplifican mucho los cambios disparados por los factores anteriores.
Estos factores astronómicos siempre han existido, pero el hecho de que hayamos llegado a tener casquetes de hielo en ambos polos (algo rarísimo en la Historia de la Tierra) ha hecho mucho más vulnerable y cambiante al sistema climático.
El enfriamiento súbito del Younger Dryas
Estos cambios no siempre son graduales. Si estudiamos en detalle la última glaciación vemos que hay decenas de cambios bruscos en las temperaturas. Cuando parecía que la glaciación se retiraba definitivamente en el hemisferio Norte, dio un último coletazo hace unos 12.800 años con el llamado Younger Dryas (también conocido como Dryas Reciente o Joven Dryas).
Este enfriamiento súbito del clima fue el responsable de la aparición del mar de dunas de La Moraña, y es que la precipitación en Ávila disminuyó, al reducirse la evaporación del Atlántico Norte por las bajas temperaturas. Seguramente este sistema dunar estuvo también activo en varios momentos de la última glaciación, coincidiendo con los eventos Heinrich (hace 16.000, 24.000, 30.000, 39.000, 48.000 y 62.000 años)
La hipótesis más aceptada durante mucho tiempo sobre el origen de este cambio climático fue la del vaciado del Lago Agassiz. Este lago se formó por el deshielo del casquete glaciar de Norteamérica, cerca de los Grandes Lagos, alcanzando un tamaño similar al de la Península Ibérica (figura 2). En un determinado momento este lago vertió sus aguas al Atlántico, deteniendo las corrientes oceánicas y enfriando especialmente el Atlántico Norte.
Figura 2. El Lago Agassiz y las posibles vías de vertido de sus aguas al océano.
¿Sabías que…? La película Ice Age 2 está basada en la hipótesis del Lago Agassiz. Los protagonistas viven junto a una presa de hielo que retiene el agua del deshielo acumulada en el Lago Agassiz y deben escapar antes de que se rompa y el lago se vacíe de golpe, es decir: ¡antes de que comience el Younger Dryas!
El final del Younger Dryas y el inicio de la agricultura
Como se observa en la figura 3, a pesar de que los factores astronómicos aumentaban la insolación de verano sobre el hemisferio norte, la temperatura disminuyó, y con ella la precipitación.
Sin embargo, más destacable que el enfriamiento del Younger Dyas fue su final. Y es que ese calentamiento y deshielo que se habían visto frustrados remontaron rápidamente, con una subida del nivel del mar de más de 40 mm/año durante unos siglos y un calentamiento de más de 7ºC en Groenlandia para ese periodo.
Figura 3. Gráfica que muestra 5.000 años de evolución climática, incluyendo el Younger Dryas. La temperatura y la precipitación en el Atlántico Norte disminuyeron en este periodo, a pesar del aumento de la insolación. El enfriamiento finalizó de golpe, provocando la fusión masiva de glaciares y un aumento brusco del nivel del mar.
Los registros arqueológicos muestran que el inicio de la agricultura y las civilizaciones complejas (el Neolítico) coincide con el final del Younger Dryas, el calentamiento que dio paso al presente Interglacial. Ahora, gracias a unos sondeos en el Mar Muerto, en el entorno de Mesopotamia o “Cuna de la Civilización” sabemos que esta coincidencia es exacta. Estos sondeos indican que el espesor de las capas de sedimento en la cuenca del Mar Muerto se incrementa a partir del fin del Younger Dryas. La incipiente actividad agrícola y el pastoreo provocarían un aumento de la erosión y por tanto el incremento de la sedimentación observado en la zona.
Por una parte, parece que un cambio ambiental tan brusco obligó a modificar el modo en que obteníamos el alimento; y por otra parte, la relativa estabilidad climática del presente periodo Interglacial (Holoceno) nos permitió perfeccionar la técnica hasta llegar a los tractores que hoy aran La Moraña.
Quizá sin el Younger Dryas no habría surgido este nuevo paradigma de vida de nuestra especie, o quizá hubiese aparecido 2.000 años antes. En cualquier caso, fue un evento que nos invita a preguntarnos cuánto han condicionado los cambios climáticos la historia de la Humanidad.
¿Sabías que…? Otra de las hipótesis utilizadas para explicar el cambio climático del Younger Dryas es el impacto de un meteorito en Groenlandia. Esta hipótesis se lanzó en 2007 y en 2018 se descubrió bajo el casquete glaciar de Groenlandia un enorme cráter de impacto de 30 km de diámetro. Los cálculos sugieren que un meteorito de 1 km impactó contra la Tierra hace entre 10.000 y 2 millones de años, de momento es el único sospechoso que tenemos como culpable cósmico del Younger Dryas. Además, se han encontrado evidencias de impacto en más de 60 yacimientos de todo el planeta. Sin embargo, estos cambios tan abruptos son habituales en el transcurso de los periodos glaciales, y en su mayoría son explicados por la propia dinámica del sistema climático sometido a la vulnerabilidad de los glaciares y del hielo de la banquisa.
Geología desde Ávila 