Inicio de las glaciaciones cuaternarias.

1. Características generales 2. Períodos 3. Las causas del comienzo 4. Referencias

 

1. Características generales

A finales del Plioceno y comienzos del Pleistoceno, hace unos 2,7 millones de años, las aguas oceánicas entraron en una última fase del enfriamiento general que se había venido produciendo —aunque con altibajos— durante los últimos 50 millones de años.

El frío fue ya suficiente para que en las latitudes altas comenzasen a ser abundantes las precipitaciones de nieve y se fuesen acumulando en el norte de América y de Europa espesos mantos de hielo. Desde entonces, el clima de la Tierra ha estado marcado por una sucesión continua de glaciaciones y períodos interglaciales.

 

Plioceno y Cuaternario. Evolución de la concentración de oxígeno-18 en las conchas de los foraminíferos bénticos (de aguas profundas) durante los últimos 5 millones de años. La tendencia a un aumento de la concentración de oxígeno-18 (la escala está invertida) indica una tendencia general al frío y a una mayor acumulación de hielo en los continentes (dibujo explicativo aquí). Obsérvese también el aumento de la oscilación térmica de los ciclos glaciales durante el Cuaternario, especialmente en el último millón de años. Los datos de d18O son la media resultante en diversos sondeos del programa ODP (Ocean Drilling Project).

         

Lo que caracteriza a las glaciaciones del Cuaternario es la formación durante su transcurso de dos enormes mantos de hielo en las tierras continentales del norte de América y de Europa, que se añaden a los que ya existían, de forma más o menos permanente y desde mucho antes, sobre la Antártida y Groenlandia.

Estos nuevos mantos de hielo septentrionales, denominados Laurentino y Finoescandinavo (Laurentide y Fennoscandian), crecían y avanzaban hacia el sur y

cuando llegaban a un máximo de volumen acumulado invertían la tendencia, se licuaban y retrocedían, hasta que desaparecían por completo durante unos períodos cortos —de unos cuantos miles de años de duración— denominados interglaciares.

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La Era Cuaternaria es, por lo tanto, una época de inestabilidad climática y de bruscos e importantes cambios ambientales, que han afectado con mayor o menor intensidad a todas las latitudes.

2. Períodos

El Cuaternario abarca dos períodos de duración muy desigual: el Pleistoceno (desde hace 2,7 millones de años (2,7 Ma) hasta hace 11.500 años (11,5 ka) y el Holoceno (desde hace 11,5 ka hasta hoy).

No existe unanimidad en señalar cuando comenzó. La fecha reconocida como inicio se ha ido retrasando, desde 1,6 Ma hasta hace 2,7 Ma, a medida que se ha ido descubriendo que las glaciaciones comenzaron antes de lo que se había venido considerando. Hoy se cree que fue hace unos 2,7 Ma cuando los hielos acumulados periódicamente en Norteamérica y Eurasia eran suficientemente voluminosos como para poder hablar de glaciaciones y poder decir que la Tierra entraba en un nuevo período geológico: el Cuaternario.

¿Cual ha sido la periodicidad de las glaciaciones cuaternarias?

Al principio del Pleistoceno, hace unos 2,7 Ma, las oscilaciones climáticas seguían ciclos periódicos de más o menos unos 40.000 años (40 ka), que parecían obedecer al ciclo de variación de la inclinación del eje terrestre. Las masas de hielo que se formaban en los continentes no eran todavía muy voluminosas.

Después, entre hace 1,5 Ma y 0,6 Ma, la amplitud de los ciclos tendió a aumentar, y a partir de 0,6 Ma los ciclos glaciales se han sucedido en intervalos de una duración entre 80 ka y 120 ka (Rutherford, 2000). Esta duración de los ciclos recientes resulta parecida al del período de variación de la excentricidad de la órbita terrestre, que es de unos 100 ka. Las diferencias de duración que existe entre ellos (80 k y 120 ka) pueden ser debidas a una modulación de la frecuencia de 100 ka provocada por otra componente secundaria de la excentricidad, que es de 413 ka (Rial, 1999).

         

 

Detalle de los ciclos glaciales en el último millón de años según el análisis isotópico del oxígeno de los foraminíferos (proyecto SPECMAP). Se señalan con números los estadios isotópicos marinos (mis). En los interglaciares cálidos disminuye la ratio isotópica del oxígeno-18 en el agua del mar y en las conchas de los foraminíferos (nótese que la

escala vertical está invertida). En las glaciaciones aumenta.

 

3. Las causas del comienzo

Para que se produjese la acumulación de hielo en los mantos Laurentino y Finoescandinavo se necesitó esperar a que el clima general se enfriase para que las precipitaciones invernales en el hemisferio norte fuesen más sólidas (nieve ) que líquidas. Se debió también esperar a que el clima fuese más frío que el existente cuando se formó el manto de Groenlandia (7 millones de años antes), a quien la insularidad le favoreció en la acumulación de su casquete helado, y más aún de lo que se había necesitado para que el hielo se acumulase en la Antártida en donde ya lo había hecho 35 millones de años antes. A diferencia de la Antártida, que es un

continente, la región del Artico está ocupada en su mayor parte por un océano profundo recubierto por una fina capa de agua marina congelada de dos o tres metros de espesor. La tierra firme en el Artico se encuentra a bastantes grados al sur del Polo Norte, con lo que, al disminuir la latitud y aumentar la insolación veraniega, la acumulación del hielo en grandes cantidades se hizo más difícil en el hemisferio norte que en el hemisferio sur.

La teoría tradicional indica que para la acumulación de hielo en esos mantos no sólo se necesitaban precipitaciones abundantes de nieve invernal sino sobre todo que no se derritiese en verano. Por eso se cree que el disparador de las glaciaciones cuaternarias fue de carácter astronómico, cuando comenzó a haber épocas en las que los veranos en las latitudes altas del hemisferio norte tenían una baja insolación. Esta posibilidad comenzó a verificarse justo al final del Plioceno, hace unos 3 Ma, cuando la oscilación en los valores de la inclinación del eje de la Tierra fue aumentando, con épocas en las que la inclinación del eje terrestre era bastante menor que la actual.

Periódicamente, cuando los valores de inclinación eran bajos (leve basculación del eje), y coincidían con otros parámetros astronómicos favorables (alta excentricidad de la órbita y máxima lejanía del Sol durante el solsticio de verano del hemisferio norte), se daban veranos frescos que favorecían la entrada en una glaciación.

Desde los tiempos de Köppen, los climatólogos han dedicado una particular atención a lo que ocurre en las regiones del norte de Canadá, cuyo clima es particularmente sensible a los cambios astronómicos de insolación. La teoría tradicional paleoclimática es que las variaciones en la insolación veraniega de esas latitudes han actuado como detonadores en la formación, o en la fusión, de los grandes mantos de hielo Laurentino y Finoescandinavo.

Aparte de los cambios de insolación relacionados con la inclinación del eje terrestre, se producen a lo largo de los milenios otros cambios relacionados con la excentricidad de la órbita y la precesión de los equinoccios. Estos cambios fueron sugeridos por primera vez por el escocés James Croll, en 1864, pero fue ya en este siglo cuando el serbio Milankovitch desarrolló la teoría de una forma precisa. La periodicidad del ritmo de las glaciaciones cuaternarias no es fácil de constatar, pero parece claro que está influenciada por los ciclos de Milankovitch, que explicamos con más detalle en otra parte de este libro.

Otra condición importante para el comienzo de las glaciaciones es que las nevadas invernales fuesen suficientemente importantes. Para ello era necesario que los mares de donde provenía la humedad estuviesen relativamente calientes. Se ha solido considerar que una corriente del Golfo suficientemente activa y un Atlántico Norte relativamente cálido podían explicar las fuertes nevadas. El cierre del istmo de Panamá habría facilitado este funcionamiento. Sin embargo, todavía los modelos paleoclimáticos no son capaces de simular las fuertes nevadas que se requerirían para formar los mantos Laurentino y Finoescandinavo (Duplessy, 1993). Recientemente se ha descubierto que probablemente también la región subártica del Pacífico Norte jugó un papel importante en el inicio de la aumulación de hielo en Norteamérica. En este caso se cree que las condiciones idóneas ocurrían cuando durante el final del verano y el otoño la temperatura del agua de la zona más septentrional del Pacífico era extraordinariamente alta gracias a una prolongada estratificación de las aguas. Estudios sobre la abundancia relativa de diatomeas y cocolitóforos, así como el análisis de las alquenonas, parecen indicarlo (Haug, 2005).

Un importante feedback positivo que intensificaba las glaciaciones una vez iniciadas debido a razones astronómicas, era el aumento del albedo. El albedo (del latín albedo: blancura) es el porcentaje de luz solar que es reflejada al espacio y que se pierde sin calentar la Tierra. En las épocas interglaciales cálidas y más húmedas, la superficie azul o gris de los mares subárticos, libres de hielo, y, en tierra, los paisajes verdes ocupados por los bosques boreales, tenían (y tienen) un albedo mucho menor —absorben más radiación solar— que las superficies marinas o terrestres que quedan cubiertas, durante los tiempos glaciales, por el blanco brillante de los hielos, o por las extensiones blanquecinas de tundras y estepas frías. De esta forma, los cambios en el color de los paisajes han repercutido en los ciclos glaciales cuaternarios, con un importante efecto de retroalimentación positiva.