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Las Glaciaciones Precuaternarias:
 
Las glaciaciones no son acontecimientos exclusivos del Cuaternario sino que han tenido lugar varias épocas glaciales durante el Proterozoico, el Paleozoico y el Cenozoico.

Cuaternario

Hace 50 m.a., en el Eoceno inicial, comenzó un descenso térmico generalizado que conducirá al desarrollo de hielo permanente en los polos y que culminará con las glaciaciones del Cuaternario. Destacan los episodios glaciales del Mioceno, formándose los inlandsis de la Antártica y de Groenlandia; y los del Plioceno a partir de 3 m.a. que dieron lugar a la formación de los casquetes glaciares de los hemisferios y del glaciarismo en las grandes cordilleras.
 
El clima del Plioceno fue en general mucho más cálido que el actual, en el Plioceno medio la temperatura media global superó la actual en unos 3ºC, en las latitudes medias y altas del hemisferio N fue entre 4º y 6º C superior. Así, los inlandsis de la Antártida y Groenlandia comenzaron a deshelarse y dieron lugar a un ascenso del nivel de los océanos en unos 30 m por encima del actual.
 
El clima del Mediterráneo era más cálido y lluvioso que actualmente. Durante el Plioceno superior (2,8 ma) comenzó una nueva acumulación de hielo en los continentes del hemisferio N, con avances de icebergs en las aguas del Atlántico N. En esos momentos tuvo lugar un gran acontecimiento en la evolución climática, entre 3,5 y 2,5 ma se produjo el cierre total del istmo de Panamá, iniciado hace 13 ma.


El inicio de enfriamiento y las primeras glaciaciones cuaternarias:
 
Al final del Plioceno la Tierra sufre un aumento del enfriamiento que comenzó hace 50 ma. Las aguas oceánicas sufren un nuevo enfriamiento que condujo al aumento de precipitaciones en forma de nieve en latitudes más altas.
El cierre del istmo de Panamá, la apertura del estrecho de Bering y unas condiciones atmosféricas de favorecieron los veranos más frescos en el hemisferio N acompañados de abundantes precipitaciones en forma de nieve, condujeron al desarrollo de los casquetes de hielo polares de los hemisferios N y S, los mantos de hielo continentales del N de América y de Europa, los inlandsis Laurentino y Finoescandinavo, y los glaciares de montaña de los Alpes y otras grandes cordilleras.
 
El Cuaternario experimentó numerosas oscilaciones climáticas, climas fríos y secos alternándose con otros cálidos y húmedos, que se han agrupado en 103 estadios isotópicos del oxígeno (OIS) o estadios isotópicos marinos (MIS).
 
Entre 2,7 y 0,9 ma estas oscilaciones frías y glaciales seguían ciclos de 41 ka y 22 ka, que coinciden con los ciclos de menor radiación solar recibidas por el hemisferio N, relacionados con los ciclos de variación de la precesión de los equinoccios y el cabeceo terrestre. Esta menor insolación permitió el desarrollo de los hielos del hemisferio N.
 
A partir de 1,5 y 0,6 ma los ciclos fríos comienzan a tener una amplitud mayor y a partir de 0,6 ma se sitúa entre 80 y 120 ka, esto parece coincidir con la de los ciclos de variación de excentricidad de la órbita terrestre.
 
A partir de 0,9 ka se han reconocido hasta 9 ciclos fríos de unos 100 ka de duración, relacionados con la excentricidad de la órbita terrestre, a los que se superponen los 41 ka y 22 ka ligados a la variación de la precesión y el cabeceo terrestre.
 
 
El Eemiense o penúltimo interglaciar:
 
Llamado también Terminación 2, es el último periodo de clima cálido que tuvo lugar durante el Cuaternario antes del último pleniglacial y del periodo interglaciar Holoceno. Coincide con el interglaciar Riss/Würm de las glaciaciones alpinas clásicas y con el OIS 5e.
 
Este periodo se caracteriza por el deshielo de los casquetes polares y de las masas glaciares continentales, que pudo ser consecuencia de un aumento de la insolación en los veranos de las latitudes altas del hemisferio N, del hemisferio S o en un calentamiento de las aguas tropicales del Pacífico. Dependiendo de la hipótesis que se tenga en cuenta se fechará este periodo.
 
Las temperaturas a escala global en los momentos más cálidos de este periodo fueron entre 1º y 2º C más altas que las actuales y con una mayor humedad. Aumentó el nivel de los océanos en unos 6 m por encima de los niveles actuales, posiblemente a consecuencia de la fusión total de los glaciares de Groenlandia, donde las temperaturas superaron entre 5º y 10ºC. Durante todo este periodo el clima se mantuvo estable sin grandes variaciones, con características muy similares al clima del Holoceno.
 
En el final del Eemiense, los parámetros orbitales condicionaron una menor insolación en verano, lo que permitió que persistieran las nieves depositadas en invierno, retroalimentando al sistema, llegando a una nueva acumulación de nieve y hielo en el hemisferio N. Este enfriamiento produjo la desaparición de la taiga en las costas continentales, siendo ésta sustituida por la tundra, provocando el aumento del albedo y así, una disminución de las temperaturas. Pero en el S de Europa este enfriamiento se retrasó unos milenios, hasta que los iceberg de las aguas frías polares alcanzaron las costas de Portugal.
 

El último pleniglacial:
 
El último pleniglacial coincide con la glaciación Würm de la secuencia alpina clásica y comprende desde OIS 5d hasta OIS 2, con una extensión entre 118.000-11.784 años.
 
El comienzo de este periodo coincide con el mínimo de insolación del último ciclo de excentricidad orbital de la tierra de 100 ka, con una serie de máximos y mínimos de insolación relacionados con los ciclos de precesión y cabeceo del eje, los cuales son los responsables, además de otros factores, de las variaciones climáticas de este periodo.
 
A partir de 115.000 años hubo un descenso generalizado de las temperaturas, variando según la latitud. En latitudes altas y zonas intermedias del planeta el descenso térmico fue mucho mayor que en latitudes bajas y zonas costeras. En las zonas tropicales el descenso de temperaturas fue moderada pero acompañadas de un descenso de las precipitaciones, desapareciendo así grandes extensiones de selva que fueron reemplazadas por la sabana.
 
El momento más frío de esta glaciación tuvo lugar hace 22 ka en el llamado Último Máximo Glacial o LGM.
 
Las temperaturas de las aguas oceánicas, tanto las superficiales como las profundas, también descendieron. En los mares tropicales los descensos fueron menores.
 
La superficie de la banquisa antártica aumentó superando el S de Islandia.
 
Las aguas del Atlántico se vieron surcadas por numerosos icebergs provenientes del manto de hielo Laurentino y de la banquisa Antártica, que viajaron hasta alcanzar las costas de Portugal.
 
Los inlandsis Laurentino y Finoescandinavo se desarrollaron enormemente a consecuencia de este enfriamiento, cubriendo latitudes altas y meridionales.
 
El manto de hielo Laurentino se extendió desde las Montañas Rocosas hasta los Apalaches llegando a alcanzar 16 millones de km2 y su espesor máximo, situado sobre la Bahía Hudson, de entre 3000/4000 m.
 
En el continente euroasiático, el manto de hielo Finoescandinavo se extendió en todo el N de Europa, desde Escandinavia y Finlandia hasta el S de las Islas Británicas, Dinamarca, el mar Báltico y el N de Polonia y Alemania hasta Berlín, ocupando 7 millones de m2 con un espesor máximo de hielo, situado sobre el N del mar Báltico de 2000 m. Por el E el manto ocupó grandes extensiones de Rusia y Siberia.
 
A consecuencia del LGM hubo un descenso del nivel de los océanos. En la primera parte de la glaciación hacia los 115 ka el descenso llegó a 50 m. En la segunda gran acumulación de hielo, entre 85-75 ka el descenso fue en torno a 70 m. Entre 30-15 ka se llegó al máximo de acumulación de hielo en las banquisas oceánicas, llegando las aguas a descender entre 120-150 m por debajo del nivel actual.
 
En esos momentos el estrecho de Bering se encontraría emergido, constituyendo un corredor de N a S del actual estrecho, de unos 1.600 km de anchura, que comunicaba Siberia con Alaska. También se produjo la emersión del Golfo Pérsico así como la unión de otras zonas emergidas. En Europa también se produjo cambios significativos en la morfología de las costas.
 
A consecuencia del frío del LGM se ralentizó el ciclo hidrológico, disminuyendo la humedad, predominando así las zonas áridas en las latitudes medias europeas, y éstas fueron cubiertas de permafrost con vegetación de tundra y las zonas mediterráneas cubiertas por estepas con diferente grado de humedad.
 
En las latitudes más bajas también descendieron las temperaturas, provocando el descenso de las nieves perpetuas de los montes Kenia y Kilimanjaro, produciendo un enfriamiento de entre 5º y 8º C.
 
En la Amazonia el descenso de la temperatura fue de unos 6ºC y la disminución de precipitaciones condujo a una reducción de la selva en beneficio de la Sabana.
 
En África, el desierto del Sáhara aumentó su superficie durante los periodos más fríos avanzando hacia el sur.
 
En algunas zonas de los continentes hubo unas condiciones mucho más húmedas, desarrollándose grandes lagos en zonas actualmente semidesérticas.
 
Durante el LGM aumentó la intensidad del viento en las latitudes altas y medias. Las grandes y llanas superficies de hielo junto a la ausencia de vegetación, permitió que los vientos arrancaran partículas y las transportaran a grandes distancias, dando lugar a extensos depósitos de loess en las llanuras de China y del centro y norte de Europa. Estas partículas también se detectan en las capas de hielo de los casquetes de Groenlandia y de la Antártida.
 
Los Eventos De Heinrich Y Las Oscilaciones Dansgaard-Oeschger Se han detectado una serie de variaciones de menor amplitud que los ciclos de Milánkovich con unas periodicidades de cientos a miles de años y se le llaman eventos sub-Milankovich. Corresponden a los eventos de Heinrich y las oscilaciones de Dansgaar-Oeschger.
 
Los eventos de Heinrich reflejan sucesivos momentos de sedimentación en los fondos oceánicos del Atlántico Norte. Henrich detectó en los testigos de los sondeos en estos fondos, una serie de niveles en los que aparecían acumulaciones de partículas detríticas angulosas, predominando el cuarzo.
 
Estos depósitos se formaron en zonas muy alejadas de las costas de Europa, América y Groenlandia gracias a la dinámica de los glaciares, mantos de hielo continentales y de los icebergs del Atlántico.
 
Cuando hay una gran acumulación de hielo en los glaciares continentales, la presión del glacial hace que entre el hielo y la superficie rocosa, se forme una capa fluida que engloba a las partículas rocosas arrancadas del fondo y el agua subglacial. Esta capa permite que los glaciares fluyan con mayor rapidez arrastrando partículas rocosas en su base. Cuando los glaciares llegan al mar se produce el desmigamiento de masas de hielo o iceberg. Estos icebergs transportan numerosos fragmentos rocosos en el hielo que estuvo en contacto con la roca. Cuando los icebergs empiezan a deshelarse en latitudes más bajas se produce la suelta de los fragmentos rocosos que transporta, los cuales se van acumulando en fondo oceánico. Estos eventos tienen lugar al final de los estadios más fríos.
 
La caída de las partículas no se produce de manera instantánea sino a lo largo de un periodo de tiempo variable, con un momento de mayor acumulación de derrubios. El resultado es la formación de sedimentos en el fondo del mar de microlechos de derrubios minerales de espesor variable intercalados entre los fangos de origen pelágico. Los lechos de derrubios presentan mayor espesor hacia el O del Atlántico Norte y en el mar del
 
Labrador, producidos por icebergs que procederían de la disgregación del inlandsis Laurentino. Se han detectado un total de 12 Heinrich layer que cubren casi todo el Pleistoceno superior, con un espaciado temporal de entre 5 y 10 ka.
 
Los sondeos polares se encuentran en el manto de hielo de Groenlandia, en los siguientes lugares y con sus respectivos nombres:
 
- Al S: Dye-3
- Al NO: Camp Century
- En el centro-este: Renland
-  En el centro, Summit: GRIP y GISP2. Esta es la zona de mayor acumulación de hielo y estos sondeos han proporcionado información paleoclimática de alta resolución como las curvas de variación de isótopos del oxígeno, cuyos datos son comparados con los obtenidos en los fondos oceánicos.
 
 
Las oscilaciones Dansgaard-Oeschger, corresponden a cambios abruptos en los valores de los isótopos del oxígeno, en los sondeos polares que indican numerosas oscilaciones climáticas.
 
Dansgaard reconoció en el sondeo GRIP un total de 24 episodios interestadiales, con temperaturas que sufrieron un aumento entre 5º y 8ºC, separados por estadios fríos. Cada uno de estos ciclos tiene una duración de 500 a 3000 años y corresponden a periodos en los que se produjo un lento enfriamiento terminando con un rápido calentamiento. Las oscilaciones cálidas se llaman periodos interestadiales o interestadios, IS seguidas del 1 al 24.
 
Estas oscilaciones pueden agruparse en ciclos en los que el enfriamiento llega a un máximo seguido de un fuerte calentamiento con una periodicidad de 10 y 5 ka o incluso menos, son los llamados ciclos Bond. Las últimas 21 oscilaciones IS se han podido agrupar en 8 ciclos de Bond con duración decreciente.
 
Existe correlación entre los eventos de Heinrich y las oscilaciones de Dansgaard-Oeschger, además con las variaciones de otros parámetros ambientales obtenidos en los registros continentales y con los picos de mayor depósito de loess de China. Lo cual nos lleva a deducir que los cambios climáticos relacionados con los eventos de Heinrich no solo corresponden a variaciones climáticas del océano Atlántico sino a variaciones climáticas que afectaron a todo el planeta durante el LGM.
 
 
La ultima deglaciación el Younger Dryas:
 
Hace 20-18 ka años se inició la fusión del hielo del hemisferio N que finalizó hace 8000 años. Esto se conoce como la última deglaciación o Terminación 1. Entre las causas que pudieron provocar el deshielo:
 
- El aumento de temperatura de los veranos del hemisferio N a causa del aumento de insolación con la coincidencia de los máximos de insolación debidos a la precesión de los equinoccios (41 ka) y al cabeceo del eje terrestre (22 ka). Esto provocaría el deshielo de los inlandsis norteños y el retroceso de la banquisa helada en verano, así como una disminución de las precipitaciones en forma de nieve en invierno.

- La disminución del albedo al reducirse la extensión de zonas cubiertas de nieve.

- Los cambios de circulación atmosférica con una mayor influencia oceánica en los continentes americano y europeo, y un aumento de concentración del CO2 atmosférico y otros gases de efecto invernadero.
 
 

La última deglaciación o Terminación 1 corresponde al espacio de tiempo comprendido entre 22 ka y 11,5 ka cal BP, que va desde el LGM hasta el comienzo del Holoceno.
 
Para este periodo se estableció una escala de dos episodios estadiales o estadios fríos denominados Greenland Stadial 1 (GS 1) y 2 (GS 2) y en dos episodios interestadiales o interestadios templados, Greenland Interestadials 1 (GI 1) y 2 (GI 2). Además, el interestadio GI 1 y el estadio GS 2 han sido subdivididos en episodios climáticos más cortos.
 
El Younger Dryas, Dryas reciente o GS 1, comenzó con una brusca y fuerte bajada de las temperaturas del hemisferio N, que se estima de entre 10º y 15º C por debajo de las temperaturas actuales. Son varias las causas de este enfriamiento tan brusco y la clave está en el Atlántico N.
 
Durante este periodo los parámetros orbitales permitieron mayor radiación solar en los veranos del hemisferio N dando lugar al deshielo del casquete ártico y la retirada de los glaciares del inlandsis Laurentino con desprendimientos de icebergs que avanzaron por el Atlántico portando partículas minerales que darían lugar a los IRD del evento Heinrich H.O.
 
Según la hipótesis del oceanógrafo Broecker, se formó un gran lago a S de la Bahía Hudson a causa del deshielo de los glaciares del inlandsis Laurentino.
 
Este gran lago, denominado Lago Agassiz, vertía sus aguas al Golfo de Méjico a través de un paleo-Mississippi, pero al final del Alleröd, se rompió el dique que separaba al lago del Atlántico N y las aguas fluyeron hacia el océano. El enorme aporte de agua dulce al mar del Labrador y al Atlántico N, hizo que disminuyera su salinidad y densidad, interrumpiendo la formación de las aguas profundas de NADW, dando lugar a la interrupción de la corriente thermohalina. En el inlandsis Finoescandinavo también se formó, durante los interestadios templados, un gran lago de agua dulce en una posición similar a la del actual Báltico, que enviaría sus aguas hacia el Atlántico.
 
Otra de las hipótesis trata del efecto que la explosión de un cometa tuvo sobre la Tierra hacia el 12,9 ka cal B.
 
En Europa occidental el Younger Dryas tuvo un gran impacto climático, con fuertes descensos de temperaturas incluso en zonas meridionales como la Península Ibérica.
 
La consecuencia de la deglaciación también fue importante en los niveles marinos. El ascenso del nivel de las aguas marinas fue muy rápido a comienzos del Bölling, a un ritmo de 40 mm/año, para posteriormente ralentizarse a 3 mm/año, acelerándose de nuevo al finalizar el Younger Dryas que condujo a alcanzar los niveles del holoceno.
 
El final de Younger Dryas tuvo lugar de forma brusca entre los 11,7 y 11,6 ka cal BP, cuando se produjo un ascenso de las temperaturas de unos 10º C en Groenlandia. Al comienzo del Holoceno, el mar de Alborán experimentó un incremento de unos 4º C hasta alcanzar los valores actuales. Al comienzo del Holoceno la corriente del Golfo se estabilizó suavizando así los climas europeos.
 
 
El Holoceno:
 
El Holoceno comenzó hace unos 11.784 años y se caracteriza por un ascenso generalizado de las temperaturas que dio lugar al retroceso de los inlandsis, con la desaparición del casquete Finoescandinavo a comienzos del Holoceno y del casquete Laurentino hace 8000 años.
 
A comienzos del Holoceno la temperatura de Groenlandia subió una media de 15º C y posteriormente se alcanzó el máximo térmico. Durante el Holoceno el clima ha variado pero no con la intensidad del Pleistoceno.
 
La primera parte del Holoceno llamado Óptimo Climático, corresponde a las cronozonas Preboreal y Boreal, que se caracterizaron por un clima seco.
 
Esta parte finaliza con la cronozona Atlántico, durante la cual tiene lugar a un aumento de las temperaturas y precipitaciones que superan las actuales.
 
Esta mayor humedad dio lugar a un paisaje de sabana en grandes áreas de África, con desarrollo de grandes lagos y de sistemas fluviales interconectaos con zonas pantanosas.
 
Apareció de nuevo el lago Chad, otros lagos en las estepas asiáticas y América tuvo un gran desarrollo fluvial.
 
Posteriormente, en esta primera parte del Holoceno tuvo lugar una fuerte caída de las temperaturas, con un mínimo térmico hacia el 8,2 ka cal B. Se trata del evento 8.2, en el que la temperatura de Groenlandia descendió 6º C. La causa está en la brusca entrada de restos de agua dulce del Lago Agassiz, procedente del deshielo del inlandsis Laurentino, en el Atlántico N. Un fenómeno similar al del Younger Dryas pero con menor repercusión térmica, que hizo disminuir la circulación termohalina. Este evento terminó de forma brusca con el agotamiento de estas aguas.
 
A partir del Subboreal las condiciones climáticas cambiaron hacia una mayor sequedad y menor temperatura. Esto se denomina Neoglaciación, con una intensificación de la aridez que dará lugar a la instalación de los paisajes actuales. La subida del mar Mediterráneo produjo la inundación del Mar Negro tras la apertura de un estrecho a través del Bósforo. Como el nivel del agua del Mar Negro se encontraba muy por debajo del Mediterráneo, las aguas saladas de éste entraron en cascada subiendo su nivel en unos 15 cm diarios, provocando la rápida inundación de grandes extensiones de tierra.
 
En la cronozona del Subatlántico, continua la tendencia del Subboreal, diferenciándose un periodo cálido llamado Optimo Climático Medieval, al que sigue un periodo frío o Pequeña Edad del Hielo.

 

 

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