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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. 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

  • Anguita, F. y Moreno, F. (1993). Procesos Geológicos Externos y Geología Ambiental. Editorial Rueda. Madrid, 311 pp.
  • 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.
  • Oerlemans, J.; Griesen, R.H. y Van Den Broeke, M.R. (2009). Retreating alpine glaciers: increased melt rates due to accumulation of dust (Vadret da Morterasch, Switzerland). Journal of Glaciology, Vol. 55, nº 192, pp. 729-736.
  • 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.
Geomorfología,La Moraña,Paleoclima

El paisaje de La Moraña. La geología invisible

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Autor – Javier Elez

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.

¿SABÍAS QUE…? El período Neógeno comprende desde hace unos 23 millones de años hasta el comienzo del período Cuaternario hace 2,6 millones de años. Si quieres saber más sobre el tiempo geológico, consulta la tabla cronoestratigráfica internacional..

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.

Para saber más, consulta: Qué es una cuenca hidrográfica

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.

  1. Los sistemas montañosos circundantes aportaron sedimentos hasta que ya no cabían más. La cuenca se colmató (rellenó), dejando arriba una superficie horizontal muy extensa.
  2. 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.

Para saber más sobre el período climático Younger Dryas: Younger Dryas: cambios climáticos que condicionaron el paisaje abulense y la vida humana.

Conoce más sobre las dunas de La Moraña y cómo y cuándo se formaron en: Un mar de dunas en La Moraña.

Fuentes de consulta

Cambio climático,Geoarqueología,Geomorfología,La Moraña,Paleoclima,Riesgos

Younger Dryas: cambios climáticos que condicionaron el paisaje abulense y la vida humana

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Autor (texto y gráficos) – Javier Pérez Tarruella

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:

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 fue el responsable del último periodo de actividad 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, la disponibilidad de humedad hacia la penísula Ibérica también se redujo. 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 aproximadamente).

Para saber más sobre el mar de dunas de La Moraña.

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, en la región de los Grandes Lagos, alcanzando un tamaño similar al de la Península Ibérica (figura 2). En determinado momento este lago habría vertido sus aguas al Atlántico, deteniendo las corrientes oceánicas y enfriando especialmente el Atlántico Norte. Aunque ya no se asocie el Younger Dryas al lago Agassiz, sí se ha confirmado la relación del conocido como evento 8.2 ka (hace 8200 años) con el último vaciado de este lago (You et al., 2023).

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 de verano en el hemisferio Norte. 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. La incipiente actividad agrícola y el pastoreo habrían provocado 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.

Referencias

Geoarqueología,Métodos de datación,Riesgos

Organismos que colonizan los granitos: la liquenometría

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Autor – Javier Elez

¿Te has fijado alguna vez en la gran cantidad de seres vivos que colonizan las rocas que ves en tus paseos por el campo? Es habitual encontrar, por ejemplo, una gran variedad de musgos y líquenes tapizando los granitos.

Los musgos son plantas no vasculares, mientras que los líquenes son organismos simbiontes complejos en los que colaboran hongos, algas y levaduras, según publicó la revista Science hace un par de años.

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Estos últimos, los líquenes, se estudian en varios campos e incluso existe una rama de la Botánica denominada Liquenología. Pero, ¿para qué se utilizan los líquenes en Geología?

Los líquenes y la geología

En geología se emplea una técnica de datación denominada liquenometría.

Algunas especies de líquenes nos permiten estimar con bastante precisión el tiempo que ha pasado desde que una superficie queda expuesta y los líquenes comienzan a colonizarla hasta la fecha en la que se realiza la datación. Según pasa el tiempo, la colonia va creciendo en diámetro y este crecimiento se puede medir.

Esta técnica se puede utilizar con éxito para datar superficies de hasta 5.000 años. Evidentemente, cuanto más atrás en el tiempo, mayor puede ser el margen de error.

¿En qué situaciones pueden quedar expuestas nuevas superficies para ser colonizadas por líquenes? En riadas, en caídas de bloques y de construcciones por terremotos, en movimiento de masas rocosas por glaciares, deslizamientos de ladera, etc.

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En esta cantera de granito abandonada los líquenes comenzaron a proliferar sobre las superficies expuestas con el cese de la actividad de extracción.

Esta técnica de datación se emplea en el estudio de los procesos geológicos activos en campos como la geología del Cuaternario, estudios relativos a la variación del clima a lo largo de los últimos miles de años y los riesgos geológicos.

Algunas de las aplicaciones prácticas de la liquenometría son:

  • El estudio de la evolución temporal del retroceso de un glaciar. Y por tanto, las variaciones climáticas que se dieron en el pasado.
  • La datación y estudio de los efectos de grandes terremotos del pasado, de los que en muchas ocasiones no queda un registro documental.
  • Evolución de grandes deslizamientos o de zonas con importantes desprendimientos de roca por inestabilidad gravitacional.
  • Estudio de grandes riadas y sus periodos de retorno.
  • Como te puedes imaginar, también se utiliza con éxito en otras ramas del conocimiento como la Arqueología.

Cómo se realiza la datación liquenométrica

Simplificando mucho, la obtención de una edad se realiza estimando una curva de crecimiento climático en función de la localización geográfica en la que se encuentran y relacionando esta curva con el diámetro de la colonia.

Estos cálculos son relativamente complejos y se tienen en cuenta parámetros tales como la especie en concreto de liquen, la cantidad de insolación que le llega a la colonia en función de su localización (solana-umbría), la elevación a la que se encuentra, si se halla en una superficie plana o inclinada, etc.

¿SABÍAS QUE…?

Para calibrar la curva de crecimiento de las colonias de líquenes también se miden de forma sistemática en los cementerios cercanos a la localidad de estudio.

Las lápidas son superficies de piedra expuestas en las que está marcada la fecha de primera exposición y por tanto se sabe cuándo comienza la colonización por líquenes.

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© Textos de Javier Elez.

© Fotografías de Gabriel Castilla y Javier Elez.

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