Gh Cuaternario

EL PERIODO CUATERNARIO

5 Geología Histórica BRIGADA #6

Introducción

La era cuaternaria, también denominada antropozoica, abarcaría, según algunos geólogos, dos millones y medio de años, mientras otros la reducen a sólo un millón y medio. Dado el relativamente corto intervalo de tiempo que se le asigna, ciertos autores han sostenido que, en realidad, constituye más bien un período de la terciaria, a modo de prolongación, que ha perdurado hasta el presente. No obstante, los acontecimientos climatológicos, geológicos y biológicos que en esta etapa de la historia de la Tierra han tenido lugar indican la conveniencia de considerarla como una era aislada, con características propias.

Entre las formaciones geológicas características de este período cabe citar las terrazas fluviales, depósitos de materiales en las orillas de los ríos. El diferente espesor de las terrazas indica que éstas se formaron en fases de predominio de la erosión, como consecuencia del deshielo de los glaciares y la consiguiente crecida de las aguas, o en etapas en las que era mayor la sedimentación, cuando una nueva glaciación sobrevenía y los cursos fluviales disminuían su caudal. También fue singular la formación de morrenas, conjunto de fragmentos de rocas arrastrados por los glaciares en su avance, y de cuevas con diferentes depósitos de caliza.

Fue durante el Cuaternario cuando apareció el Homo sapiens sobre la Tierra. A su vez, se extinguieron grandes especies, tanto vegetales como animales, y fueron las aves y mamíferos los vertebrados que dominaron la Tierra. En síntesis, hubo un gran predominio de los mamíferos, una gran expansión del hombre y la presencia de una flora y una fauna muy parecida a la actual, por lo que también se han apuntado las migraciones de grandes mamíferos o el origen del hombre como posibles criterios. Por eso, a veces es denominada etapa Antropozoica.



Cronología del cuaternario

La era cuaternaria se subdivide en dos períodos: el más antiguo, el pleistoceno, se

extiende desde el principio de la era hasta hace unos diez mil años, cuando

comenzó el holoceno. Desde el punto de vista climático, lo más característico de

este intervalo de tiempo fue el notable descenso de las temperaturas que se

produjo en oleadas sucesivas en gran parte del hemisferio boreal y en algunas

áreas del austral, con avances de los glaciares y las consiguientes alteraciones en

la flora y la fauna de las tierras afectadas.

El término Cuaternario fue introducido por Desnoyers (1829) para describir unos

depósitos marinos más recientes que el considerado terciario en la Cuenca del

Sena. Posteriormente, Lyell (1839) introdujo los términos Pleistoceno y Holoceno

como subdivisiones del mismo. Desde entonces se ha cuestionado mucho la

entidad del Cuaternario, centrándose la discusión en si los procesos y depósitos

cuaternarios son suficientemente característicos y representativos como para

considerarlo un Sistema dentro de la Escala Cronoestratigráfica, claramente

distinguible del Terciario, o si habría que incluirlo dentro del Neógeno.

Las primeras definiciones de Cuaternario se realizaron en base a consideraciones

climáticas y antropológicas, situándose su comienzo en 1,8-2Ma. Inicialmente se

consideró la aparición del género Homo como característica fundamental del

comienzo del Cuaternario, si bien este hecho no puede ser considerado como

determinante dada la diacronía existente en la aparición de este género en todo el

globo, que no permite realizar correlaciones precisas entre los distintos

continentes. Asimismo, los cambios climáticos también han sido propuestos

tradicionalmente para establecer el comienzo del Cuaternario, considerándose su

inicio como el momento de la instalación de los casquetes polares. Desde estas

primeras definiciones hasta el final de la primera mitad del siglo XX, la

cronoestratigrafía del Plioceno y Cuaternario ha sido objeto de grandes

controversias, tanto en lo referente a la terminología como en lo referente a la

cronología. Por esta razón, durante el 18º Congreso Geológico Internacional que

tuvo lugar en Londres en 1948, se hicieron una serie de recomendaciones para la

definición del límite Plio-Pleistoceno, el cuál debería estar basado en cambios

faunísticos, dentro de una secuencia de carácter marino, que marcasen los

primeros indicios de un deterioro climático en la secuencia neógena de Italia.

Según esto, el "Pleistoceno Inferior debería incluir como unidad basal el miembro

inferior de la formación marina Calabriense, así como su equivalente continental el

Villafranquiense". El que se eligiese la base del Calabriense como límite inferior

del Cuaternario para el Mediterráneo se debe a que es en dicho piso donde se

registra la primera aparición de fauna fría (Arctica islandica Hyalinea baltica )



procedente del Atlántico Norte, indicando por lo tanto el primer indicio de un

deterioro climático en el Hemisferio Norte. A partir de que se hicieran estas

recomendaciones comenzó un largo debate, todavía hoy inconcluso, acerca de la

elección de la sección más idónea para establecer el estratotipo del límite Plio-

Pleistoceno.

Pleistoceno

El Pleistoceno, una división de la escala temporal geológica, es una época

geológica que comienza hace 2,59 millones de años y finaliza aproximadamente

10.000 años a.C., precedida por el Plioceno y seguida por el Holoceno. Es la sexta

época de la Era Cenozoica y la más antigua de las dos que componen el Período

cuaternario (o la tercera del Período Neógeno si este, como había propuesto la

Comisión Internacional de Estratigrafía, se extendiera hasta el presente). El

término Pleistoceno deriva del griego πλεῖστος (pleistos "lo más") y καινός (kainos

"nuevo").

El Pleistoceno abarca las últimas glaciaciones, hasta el episodio Dryas Reciente

incluido, que interrumpió la última glaciación. El final del Dryas Reciente ha sido

fechado aproximadamente en el 9600 a. C. El Pleistoceno se corresponde con el

Paleolítico arqueológico.

Holoceno

El Holoceno (del griego holos, todo, y kainos, reciente: la era totalmente reciente),

una división de la escala temporal geológica, es la última y actual época geológica

del período Cuaternario. El inicio de Holoceno se establece en el cambio climático

correspondiente al fin del episodio frío conocido como Dryas Reciente, posterior a

la última glaciación, y comprende los últimos 11 784 años, tomando el año 2000

como base de referencia cronológica.1 2 3 Es un período interglaciar en el que la

temperatura se hizo más suave y la capa de hielo se derritió, lo que provocó un

ascenso en el nivel del mar. Esto hizo que Indonesia, Japón y Taiwán se

separaran de Asia; Gran Bretaña, de la Europa continental y Nueva Guinea y

Tasmania, de Australia. Además, produjo la formación del estrecho de Bering.



La única especie humana que ha vivido en esta época ha sido el Homo sapiens,

que durante estos últimos milenios desarrolló la agricultura y la civilización,

ocasionando importantes cambios en el medio ambiente.

Foraminíferos

Los foraminíferos son animales microscópicos, pertenecientes al zooplancton. Sus

conchas de caliza (CaCO3) permiten estudiar las variaciones isotópicas del

oxígeno y del carbono marino, y ofrecen claves sobre las temperaturas del agua,

el volumen de los hielos e, incluso, el funcionamiento de las corrientes marinas.

Además las variaciones en el hábitat marino de sus diferentes especies son

también indicativas de la evolución climática. Así mismo, el análisis de la

concentración de algunos elementos químicos presentes en pequeñas cantidades

en sus conchas es utilizado en la investigación paleoceanográfica y paleoclimática.



Reconstrucción de los climas del cuaternario

A finales del Plioceno y comienzos del Pleistoceno, 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).

Hace 2,5 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 interglaciares. 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, añadidos 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

La abundancia relativa de ciertos foraminíferos también es una función de la

temperatura del agua de mar en la que vivía

Globigerina pachyderma: restringida a climas fríos.



Globorotalia menardii: es encontrada principalmente en climas cálidos.

Globorotalia truncatulinoides: Es la única capaz de encontrarse tanto en

clima cálidos como en aguas frías.



Con la información anterior que nos proporcionan los foraminíferos y su capacidad

para poder vivir en ciertos climas y variadas temperaturas podemos crear tablas

que nos ayuden a determinar los climas que había en el momento justo en el que

los foraminíferos estudiados vivieron.

Detalle de los ciclos glaciales en el último millón de años según el análisis

isotópico del oxígeno de los foraminíferos. Se señalan con números los estadios

isotópicos marinos (mis). En los interglaciares cálidos (números rojos) disminuye

la ratio isotópica del oxígeno-18 en el agua del mar y en las conchas de los

foraminíferos (nótese que la escala horizontal está invertida). En las glaciaciones

(números azules) aumenta.



También pueden hacerse tablas de

correlación con los detalles de los ciclos

ya extraídos de varios núcleos en el

Atlántico sur, tal como se define por los

cambios en la dirección de enrollamiento

de la Globorotalia truncatulinoides.

Al principio del Pleistoceno, las oscilaciones climáticas seguían ciclos periódicos

de más o menos unos 40.000 años, 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 millones

de años y 600.000 años la amplitud de los ciclos tendió a aumentar, y a partir de

hace 600.000 años los ciclos glaciales se han sucedido en intervalos de una

duración entre 80.000 y 120.000 años (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 100.000 años. Las diferencias de duración que

existe entre ellos pueden ser debidas a una modulación de la frecuencia

provocada por otra componente secundaria de la excentricidad, que es de 413.000

años.



Límite Plioceno-Pleistoceno

El límite Plioceno-Pleistoceno se ha establecido en los materiales sedimentados

en los fondos oceánicos en función de las faunas de microfósiles planctónicos. En

el Mediterráneo se usa como criterio de separación la extinción de Discoaster

brouveri y la primera aparición de Globorotalia truncatulinoides, aunque otros

autores proponen como criterio marcador del límite la extinción simultánea de

Globigerinoides obliquus y Cyclococcolithus macintyrei. Para Berggren este límite

coincide con la extinción de los discoastéridos, situada entre 1,8 y 1,6 Ma, fecha

que coincide con el episodio positivo Olduvai dentro de la etapa de polaridad

negativa de Matuyama.

En depósitos marinos emergidos, se admite como límite Plioceno-Pleistoceno la

base del Calabriense, primer piso marino del Cuaternario, definido en el corte de

Vrica en Italia. En este sentido la I.U.G.S. (1989) ha ratificado la posición del límite

Plioceno-Pleistoceno propuesta por Aguirre y Pasini, situándolo en 1,8 Ma

aproximadamente, en la base del tramo margoso dispuesto de forma concordante

sobre el nivel sapropélico e del corte de Vrica, nivel localizado entre 3 y 6 m por

encima del final del subcron Olduvai.

En los depósitos continentales, el problema del establecimiento del límite inferior

del Pleistoceno

presenta una

mayor complejidad

debido a la

variedad de

criterios

susceptibles de

ser utilizados en

su definición y a la

escasez de

depósitos

cuaternarios

continentales de

cierta extensión

lateral que

muestren cortes

continuos desde el

Plioceno, y que contengan elementos indicadores. Mediante criterios

paleomagnéticos, este límite se sitúa en torno a los 1,8 Ma, dentro del episodio

positivo Olduvai.



Existe la posibilidad de definir en España el paraestratotipo en medio continental

del límite Plioceno-Pleistoceno, en los fosilíferos depósitos fluviales granadinos de

la región de Fonelas (Cuenca de Guadix-Baza), más específicamente dentro de la

secuencia fosilífera del Barranco del Pocico.

Pleistoceno

Las primeras escalas crono estratigráficas del Cuaternario se realizaron en base

acriterios paleoclimáticos, y más concretamente en base a los testigos de las

distintas fases glaciares del norte de Europa. La correlación entre los depósitos

glaciares y los depósitos fluviales de distintos afluentes del Danubio en la región

alpina, dio lugar al establecimiento de las seis glaciaciones clásicas utilizadas

como escala crono estratigráfica en Europa: Biber (Plioceno Superior-

PleistocenoInferior); Donau (Pleistoceno Inferior); Günz, Mindel, Riss (Pleistoceno

Medio); Würm (Pleistoceno Superior).

El problema fundamental de esta escala radica en el carácter discontinuo de los

depósitos, así como en el hecho de que no están situados con precisión dentro de

una escala temporal, ya sea paleomagnética o radiométrica, con lo que la

correlación entre localidades distintas se hace muy difícil. Asimismo, y dado que

esta escala se realizó en zonas de altas latitudes o altitudes, donde se dieron las

condiciones adecuadas para el desarrollo de fenómenos glaciares, la correlación

con los depósitos cuaternarios existentes en otras áreas es prácticamente

imposible.

Con el inicio de las investigaciones en sedimentos oceánicos profundos, se dio un

primer paso para el establecimiento de una escala cronoestratigráfica global del

Cuaternario, ya que el registro continuo de sedimentos, así como los estudios

faunísticos y paleomagnéticos realizados, han permitido dar una edad a

lasdistintas fluctuaciones climáticas que caracterizan al Cuaternario, que también

están siendo contrastadas con los parámetros orbitales.

El Pleistoceno Inferior se caracteriza por la alternancia rápida de eventos

climáticos extremos (episodios glaciares e interglaciares) en ciclos de unos41.000

años de periodicidad hasta los 0,9 Ma. En este momento y haciéndose más

significativo a partir de 0,6 Ma, esos eventos climáticos extremos se producen con

una ciclicidad de 100.000 años. En estos nuevos ciclos y según el registro

isotópico, hay un crecimiento lento y oscilatorio de los grandes mantos de hielo

durante la mayor parte del ciclo, seguido de una rápida de glaciación de unos



10.000 años de duración. Las pequeñas oscilaciones de 41.000 y 23.000años no

desaparecen, pero persisten como oscilaciones secundarias ampliamente ocultas

bajo el nuevo ciclo de 100.000 años.

El inicio del Pleistoceno Medio se establece a los 780a, coincidente con la

inversión paleomagnética Matuyama / Brunhes y el estadio isotópico 19.En lo que

se refiere al registro de grandes mamíferos fósiles y más o menos coincidiendo

con este límite se produce en el Mediterráneo occidental una renovación faunística

total, apareciendo gran parte de las líneas evolutivas de los mamíferos actuales,

incluyendo el hombre.

Durante el Pleistoceno Medio, según la cronología holandesa y alpina se

distinguen tres glaciaciones. Sin embargo, los registros polínicos y la escala

isotópica revelan la misma ciclicidad de fases glaciares e interglaciares que se

inició al final del Pleistoceno Inferior, es decir, en ciclos de unos 100.000 años.

Concretamente hay seis fases de gran crecimiento del manto de hielo (estados

isotópicos 18, 16, 14, 12, 10 y 8) y seis fases de glaciación (estados isotópicos17,

15, 13, 11, 9 y 7).

Oficialmente el inicio del Pleistoceno Superior coincide con el momento en

queel nivel del mar alcanza una posición superior a la actual de unos 6 metros

(+6msegún Chapell y Shackleton, 1986, y +7m según Bard) En las costas

españolas este límite viene acompañado de un fuerte escarpe que se desarrolla

entre los episodios marinos asociados al final del Pleistoceno Medio (E.I. 7) y los

asociados al inicio del estadio isotópico 5.El Pleistoceno Superior se inicia con el

Último Interglaciar, que corresponde al estado isotópico 5 y que tiene lugar entre

los 128.000 y los 74.000 años aproximadamente.

En el Último Interglaciar se reconocen distintos periodos de calentamiento y

enfriamiento global asociados con diferentes subestadios isotópicos.

Concretamente se han reconocido 2 subestadios fríos y 3 cálidos.El subestadio 5e

marca el máximo interglaciar y se le denomina Eemiense. Está caracterizado por

un calentamiento global generalizado que, según refleja el registro isotópico, dio

lugar a una reducción importante del casquete glaciar dela Antártida y a la

desaparición de parte del casquete glaciar de Groenlandia. El subestadio 5d, entre

117.000 y 105.000 años, representa un periodo de enfriamiento global

caracterizado por una reducción sustancial de la insolación en verano, y que dio

lugar a una gran acumulación de hielo.



El Gelasiano o Gelasiense, una división de la escala temporal geológica, es una

edad/piso geológico que comienza hace 2,588 millones de años y termina hace

1,806. En la actualidad, la Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) considera

que pertenece al Pleistoceno,1 2 aunque ha estado incluido en el Plioceno.

Sucede al Piacenziano (Plioceno superior/tardío) y precede al Calabriano.

El Gelasiano se correlaciona con el período que abarca el depósito de Red Crag

de Butley y Newbourn, y de Norwich Crag y Weybourn Crag, todos en Anglia

Oriental (Inglaterra). Además, el Gelasiano es equivalente a las etapas Praetiglian

y Tiglian, tal como se definen en los Países Bajos.

La Unión Internacional para la Investigación del Cuaternario (INQUA) propuso que

el Gelasiano fuese transferido del Plioceno al Pleistoceno, a fin de que la escala

de tiempo geológico fuese más coherente con los principales cambios en el clima

de la Tierra, los océanos, y la biota que se produjeron entonces (2,588 millones de

años) y que corresponden al límite magnetoestratigráfico Gauss-Matuyama

(cuando se invirtió el campo magnético de la Tierra)

El Calabriano o Calabriense, una división de la escala temporal geológica, es la

segunda edad o piso del Pleistoceno. Sus límites cronométricos se sitúan entre

1,806 y 0,781 millones de años. Sucede al Gelasiense y precede al Ioniense.

Hasta 2006 ha sido considerado como el primer piso del Pleistoceno, lugar

ocupado ahora por el Gelasiense según acuerdo internacional ratificado por la

Comisión Internacional de Estratigrafía.

El estratotipo del límite inferior se encuentra en el sur de Italia, en Vrica, cerca de

Crotona, Calabria, región de la que deriva el nombre del piso. La sección

estratigráfica está compuesta por sedimentos batiales, formados por lutitas

margosas y limosas de color gris oscuro o azulado, con intercalaciones de capas

de sapropel gris claro a rosadas. En la sección hay también un nivel de cenizas

volcánicas y esporádicamente niveles arenosos de poco espesor. La sección del

estratotipo es rica en fósiles que permiten las correlaciones: nanoplancton

calcáreo, foraminíferos, ostrácodos y moluscos.



El Ioniense o Ioniano una división de la escala temporal geológica, es la tercera

edad o piso del Pleistoceno. Sus límites cronométricos se sitúan entre 0,781 y

0,126 millones de años. Sucede al Calabriense y precede al Tarantiense. El

tiempo representado por el Ioniense se ha identificado casi exclusivamente como

Pleistoceno medio hasta 2006, en que el Gelasiense se incorporó desde el

Plioceno como primera edad o piso del Pleistoceno. Su límite inferior se ha hecho

coincidir con la inversión magnética de Brunhes-Matuyama, la última inversión

magnética, ocurrida hace 781 000 años.

El Tarantiense o Tarantiano una división de la Escala temporal geológica, es la

cuarta y más reciente edad o piso del Pleistoceno. Sus límites cronométricos se

sitúan entre 126 000 y 11 784 años.1 Sucede a la edad o piso Ioniense y precede

a la época o serie actual, el Holoceno. El tiempo representado por el Tarantiense

se ha identificado casi exclusivamente como Pleistoceno superior hasta 2006, en

que el Gelasiense se incorporó desde el Plioceno como primera edad o piso del

Pleistoceno.

Su límite inferior se ha hecho coincidir con la base del interglacial Eemiense, antes

del último episodio glacial del Pleistoceno. El estratotipo del límite inferior está

fijado a 63,5 m de profundidad en el sondeo de Ámsterdam-Terminal, fue

aceptado en 2008 por la Comisión Internacional de Estratigrafía, pero está aún

pendiente de ratificar por la Unión Internacional de Ciencias Geológicas

Limite Pleistoceno-Holoceno

En el estadio isotópico 2 se produce un crecimiento de los casquetes glaciares en

el Hemisferio norte que comienza hace unos 28.000 años. El nivel del mar

descendió unos 120 m con respecto al actual durante este estadio isotópico.

Alrededor de los 18.000 años se alcanza el volumen máximo de hielo en el océano

y la mayor acumulación en el continente. En Fenoescandia (Escandinavia), el

espesor de la capa de hielo fue de 3.000 m y en Escocia e Irlanda de 1.700 según

las simulaciones de los modelos de circulación atmosférica general, la posición del

Frente Polar hasta los 16.000 años se situaría a una latitud de 40ºN.A partir del

18.000 se inicia la fusión de los hielos. El Frente Polar se retira hacia el NO del

Atlántico, incrementándose la temperatura de la superficie del océano y

aumentando la evaporación y el flujo de humedad hacia los continentes. El nivel

del mar empieza a subir muy rápidamente a partir de los13.000 años. Entre el



11.000 y el 10.000 se establecen nuevamente condiciones frías y áridas, y se

producen re avances glaciares en el NO de Europa. Al mismo tiempo, el Frente

Polar avanza nuevamente hacia el sur, hasta alcanzar posiciones cercanas a las

que tenía en el 18.000. A este breve episodio frío, definido a escala global, se le

ha denominado Dryas III o joven Dryas El final del Dryas marca el inicio del

Holoceno.

El Dryas Reciente o Joven Dryas (en inglés Younger Dryas) fue una breve (de

1300 ± 70 años de duración) fase de enfriamiento climático a finales del

Pleistoceno, entre 12 700 y 11 500 años atrás.1 2 En la Teoría climática Blytt-

Sernander, el Dryas Reciente sucede al interestadio Bölling/Allerød y precede al

Preboreal del Holoceno inferior. Toma su nombre de la flor alpina Dryas octopetala.

Hay indicios del impacto del cometa Clovis hace 12 900 años en América del

Norte, que según una hipótesis reciente, podría haber iniciado el enfriamiento del

Dryas Reciente.

Holoceno

El Holoceno constituye el Presente Interglaciar o estadio isotópico 1, según la

escala isotópica, extendiéndose cronológicamente entre los 10.000 años y la

actualidad.

Se corresponde con un periodo de mejora climática general, tanto atmosférica

como oceánica, que siguió a la gran crisis climática del último periodo glaciar. El

Holoceno se divide en Holoceno Inferior, Óptimo Climático Holoceno y Holoceno

Superior. En el Holoceno Inferior se inicia la mejora climática, pero se observa en

varios registros paleoclimáticos una fase de inestabilidad alrededor de los 8.500

años, que dio lugar a un periodo árido. A partir del 8.500-8.000 se inicia un clima

más cálido y húmedo que corresponde al Óptimo Climático Holoceno. Este

calentamiento registrado en todo el mundo dura unos 3.000-3.500 años. Al final de

este periodo el nivel del mar, que ha ido subiendo lentamente desde los 10.000

años, alcanza su nivel actual. A partir del 5.000 se inicia el Holoceno Superior.

Entre el 5.000 y el 3.000 las condiciones climáticas fueron muy variables y a partir

del 2.500 se detecta un deterioro climático progresivo.

La deriva continental a lo largo de estos casi 12 000 años ha sido de menos de un

km, lo que es casi irrelevante. Sin embargo, el hielo se derritió causando que el

nivel del mar subiera unos 35 m durante esta época y 120 m desde el último

máximo glaciar, hace alrededor de 20 000 años.6 El aumento del nivel no se



produjo de forma uniforme a lo largo de este tiempo, sino que hubo varios pulsos

de rápido deshielo, alternados por otros de deshielo progresivo. La mayor parte

del aumento del nivel del mar se produjo antes de 6000 años atrás

En muchas zonas por encima de los 40 grados de latitud norte, el terreno había

sido deprimido por el peso de los glaciares, por lo que al producirse el deshielo del

Pleistoceno tardío subieron tanto como 180 m, elevación que continúa

incrementándose en la actualidad. La elevación del nivel del mar y la depresión

temporal de la tierra permitió la incursión temporal del mar en zonas que ahora

están lejos de la costa. Del Holoceno marino se conocen fósiles de Vermont,

Quebec, Ontario y Míchigan. Los depósitos marinos en costas de latitudes más

bajas son raros porque el aumento del nivel del mar fue superior a cualquier

probable elevación de origen no glaciar. En la región de Escandinavia dio lugar a

la formación del mar Báltico. La región sigue elevándose a una tasa de 1 cm al

año, causando débiles terremotos en el norte de Europa y se estima que todavía

subirá otros 100 m. El equivalente norteamericano es la bahía de Hudson, que al

elevarse, redujo su extensión desde el máximo de la última fase postglaciar a sus

límites actuales.

El Holoceno comenzó después de que finalizara el evento de enfriamiento del

Dryas Reciente, a partir del cual las temperaturas se hacen más suaves. El

Óptimo Climático del Holoceno fue un período cálido que se produjo durante el

intervalo comprendido aproximadamente entre 9000 y 5000 años atrás. El clima

mundial era muy probablemente entre 0,5-3 °C más cálido de lo que es

actualmente. Sin embargo, el calentamiento probablemente no fue uniforme en

todo el mundo. Este período terminó hace alrededor de 5500 años, cuando las

primeras civilizaciones humanas en Asia y África empezaron a florecer. A

continuación, comenzó el Neoglacial, en el cual las temperaturas disminuyeron

progresivamente hasta la actualidad (en periodos cíclicos de

calentamiento/enfriamiento), con probables excepciones como el Óptimo Climático

Romano (siglos I a IV) o el Óptimo Climático Medieval (siglos X a XIV). El punto

culminante del enfriamiento fue la Pequeña Edad de Hielo, con tres máximos:

sobre 1650, 1770 y 1850.11 12

El Holoceno ha sido un período interglaciar y no hay ninguna razón para creer que

represente el fin de los ciclos de glaciaciones. Sin embargo, el actual

calentamiento global puede hacer que la Tierra se caliente más que en el anterior

período interglacial, Riss-Würm, que llegó al máximo hace aproximadamente 125

000 años con temperaturas más cálidas que en la actualidad. Este fenómeno se

denomina a veces un súper-interglaciar. En comparación con las condiciones



glaciales, en el interglaciar las zonas habitables se expandieron hacia el norte,

alcanzando su punto más septentrional durante el Óptimo Climático del Holoceno.

La mayor humedad en las regiones polares causó la desaparición de las praderas

boreales.

La vida animal y vegetal no ha evolucionado mucho durante el corto Holoceno,

pero se han producido importantes cambios en la distribución de plantas y

animales. Un gran número de animales, incluidos los mamuts, mastodontes,

Smilodon y Homotherium, los llamados "dientes de sable", y los perezosos

gigantes desaparecieron en Norteamérica. En este continente también se

extinguieron animales que sobrevivieron en otras partes, incluyendo caballos y

camellos. Esta extinción de la megafauna americana coincide con la llegada del

ser humano hace 12 000 años, al igual que las extinciones anteriores de grandes

marsupiales en Australia hace 40 000 (como el diprotodon) o las posteriores de

aves no voladoras en Nueva Zelanda hacia el año 1300 d.c (como el moa).

Las extinciones de plantas y animales continúan hoy en día. La tasa observada de

extinción se ha acelerado de manera espectacular en los últimos 50 años. En

general, el evento de extinción del Holoceno se caracteriza por deberse a factores

relacionados con la presencia humana y por producirse en un tiempo geológico

muy corto (decenas de miles de años) en comparación con la mayoría de los otros

eventos de extinción. A veces se la denomina la sexta extinción, pues

anteriormente hubo cinco grandes eventos de extinción.

Distribución de los glaciares del pleistoceno.

Inicialmente el enfriamiento y la aridez progresiva engendraron un mundo mucho

más parecido al de hoy en día. En el interior del Círculo Polar Ártico, la tundra se

extendía sobre el permafrost, al sur de ésta crecía la taiga y todavía más al sur, la

aridez reinante propició la substitución del chaparral por desierto y semidesierto;

las sabanas fueron reemplazadas por prados templados. En el Pleistoceno tardío

(Superior), los humanos modernos (Homo sapiens) aparecieron en África.

En este período el mar se retira de casi toda la península ibérica, dejando un golfo

cada vez más reducido en el Guadalquivir y Murcia y restos de playas en Huelva y

Cataluña. En el interior funcionan aún las antiguas cuencas y aparecen otras

nuevas fluviolacustres. Sólo en el Pleistoceno Superior en las montañas y franja

norte peninsular hay indicaciones de fases glaciares.



Vista de la tierra

durante el

pleistoceno

El Pleistoceno se caracteriza por las glaciaciones y,

desde el punto de vista biológico, por la

hominización. Ni lo uno ni lo otro empieza en el

Pleistoceno, son fenómenos que comienzan en la

Edad Terciaria pero se desarrollan en él.



Descripción y tipos de glaciares

Las temperaturas del planeta comienzan a bajar lentamente, lo suficiente para que los hielos se

extiendan. La alteración media es de 5º C. Durante lapsos de tiempo de unos 100.000 años los

hielos cubren el hemisferio norte hasta Francia más o menos.

Estas fases se alternan con fases de temperatura similar a la actual, donde los hielos retroceden.

Según temperatura

El hielo de los glaciares suele ser distinguido en hielo temperado que está a la temperatura de

fusión y hielo frío que está bajo esta temperatura. Esta clasificación se ha extrapolado a glaciares

enteros con las siguientes categorías como resultado:

Glaciar temperado: es aquel que esta, con excepción de las capas superficiales, a la temperatura

de fusión.

Glaciar subpolar: son los que son temperados en sus partes interiores pero fríos en sus bordes.

Glaciar polar: son los que están enteramente bajo la temperatura de fusión. El hielo frío en sus

partes más profundas lo atan al suelo.

Según morfología

Una forma es clasificar a los glaciares por su morfología aunque es preciso tener en

cuenta que existe un continuo entre las diversas morfologías y que cada glaciar es único.8

Basándose en clasificaciones morfológicas anteriores los glaciologos Douglas Benn y

David Evans han clasificado a los glaciares en:8

Mantos de hielo y casquetes de hielo. Este tipo de glaciares cubre todo el paisaje por lo

menos en sus partes centrales y su flujo es en gran medida independiente de la

topografía que haya debajo.

-Domo de hielo

-Glaciar exhutorio: Morfológicamente, los glaciares efluentes ocupan depresiones del

lecho glacial y valles encajonados, labrando la base rocosa por efectos de la acción del

hielo en las márgenes de los campos de hielo y son limitados por terrenos libres de hielo.

-Corriente de hielo



Glaciares controlados por la topografía

-Campo de hielo

-Glaciar de valle

-Glaciares de transección

-Glaciar de circo

-Lóbulo de piemonte

-Glacierete

-Apron de hielo

-Franja de hielo

Glaciares marinos

Estos glacieres se forman cuando un glaciar es forzado a flotar sobre agua o cuando hielo

marino se engruesa producto de acumulación superficial o acreción por debajo.

-Elevación de hielo

-Plataforma de hielo de glaciar

-Plataforma de hielo marina



Múltiples glaciaciones

Las glaciaciones

Durante las Pleistocenas grandes extensiones de tierra se cubrieron con

una inmensa capa de hielo, fenómeno denominado glaciación. En algunos

períodos se redujo el tamaño de las capas de hielo y el clima se hizo más

cálido. Estos períodos se denominan interglaciares.

En el último millón de años, los principales períodos glaciares en Europa

fueron cuatro y reciben los nombres de cuatro afluentes del Danubio, en los

que, por primera vez, fueron identificados sus

depósitos: Würm, Riss, Mindel y Günz (la más antigua).

Pequeña historia de la investigación de los glaciares.

El primero que da noticias de estas glaciaciones es Henry de Saussure, en s. XVIII

(1794). Da noticia del hallazgo de morrenas de un antiguo glaciar. Durante el s.

XIX se empieza a investigar y en 1864 un investigador llega a la conclusión de que

puede documentar una glaciación. A finales del XIX se habla ya de 2 glaciaciones.

Entre 1901 y 1909, PENCK y BRUCKNER publicaron sobre cuatro momentos

glaciaciones. Lo demuestran a través de terrazas fluvioglaciares en la zona del

Danubio. Terrazas formadas por ríos alimentados por el deshielo glaciar. (La

publicación más concluyente y famosa es de Penck en 1905).

Estas cuatro glaciaciones reciben el nombre de afluentes del Danubio. Por orden

de antigüedad, son:

Günz

Mindel

Riss

Würm

En 1930, EBERL, cree descubrir una glaciación más antigua, y más discutida, que

se llamó DONAU. No está muy aceptada. En 1956, SCHAEFER publica sobre otra

glaciación más antigua, que se llama BIBER. Muchísimo más discutida, no

aceptada. Las fases glaciares están intercaladas por fases interglaciares que se

denominan con el nombre de la glaciación anterior y posterior:

http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n

http://es.wikipedia.org/wiki/Interglaciar

http://es.wikipedia.org/wiki/Danubio

http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n_de_W%C3%BCrm_o_Wisconsin

http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n_de_Riss_o_Illinois

http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n_de_Mindel_o_Kansas

http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n_de_G%C3%BCnz_o_Nebraska



Evidencias de múltiples glaciaciones.

Durante el millón de años del Pleistoceno y Reciente se desarrollaron en

Venezuela sucesivamente diversas terrazas marginales ocasionalmente bien

preservadas en algunas de las costas, pero en muchos casos ausentes, total o

parcialmente, por efectos de la erosión. Durante el Pleistoceno los mares oscilaron

notablemente y depositaron terrazas marinas escalonadas. Al mismo tiempo se

desarrollaron terrazas continentales sierra adentro.

Royo y Gómez (1956, Léxico Estratigráfico de Venezuela) describió en detalle lo

conocido para la fecha. Los estudios posteriores de faunas fósiles del Plioceno-

Pleistoceno y Reciente han permitido definir mejor los límites de edad. Las capas

pleistocenas más antiguas conocidas hasta el momento, cuya sedimentación

probablemente comenzó en el Plioceno, son continentales (Formación Mesa), y

cubren gran parte de Venezuela Oriental, extendiéndose hasta Trinidad

(Formación Cedros). Estos sedimentos presentan formas características de mesas

con topes planos y pendientes escarpadas, típicas en los llanos de Anzoátegui y

Monagas.

Las terrazas cuaternarias de Los Andes, atribuidas a la actividad flavio-glacial,

presentan características geomorfológicas, estructurales y petrológicas que

discrepan notablemente de las asociadas usualmente a las glaciaciones. Tricart y

Milles-Lacroix (1963) describen varios niveles de estas terrazas: en primer lugar,

un depósito aluvional antiguo, compuesto de arcillas y arenas con estratificación

de tipo deltáico y lacustre, poco material grueso y diseminado y lixiviación

avanzada, características de relleno de valles intramontanos de clima húmedo,

representado en la Mesa de Lagunillas, en el valle del Chama. Por encima se

desarrollan terrazas sucesivamente más jóvenes, constituidas por aluviones más

gruesos, heterogéneos y mal escogidos, pero que muestran estratificación local,

sugestiva de sedimentación periódica de flujos de barro, cargados de peñones,

desde las laderas hasta los valles. Todas estas últimas terrazas han sufrido

inclinación y fallamiento de intensidad cada vez menos, en bloques sucesivos.

Existen restos de dos glaciaciones pleistocenas en Venezuela, la segunda de las

cuales, muy compleja, puede dividirse en dos fases principales, correlativas con

las existentes en Colombia y el resto de Los Andes. La distribución del gran

número de lagunas (más de 300) originadas por la glaciación indica que ésta fue

más intensa en las vertientes septentrionales que en las meridionales de Los

Andes. Es interesante destacar que aparentemente el hombre americano no

apareció hasta después de la última glaciación.



Durante el Pleistoceno la cuenca del río Orinoco emergió lentamente hasta convertirse en tierra firme, con la retirada del mar. Las extensas llanuras venezolanas se desarrollaron con el aporte de sedimentos terrígenos provenientes de Los Andes y del Sistema Montañoso del Caribe. En el Pleistoceno los grandes lagos formados a fines del Mioceno o durante el Plioceno comenzaron a desecarse; algunos (Lago de Valencia, algunos lagos andinos) quedaron represados tectónicamente y permanecen activos, pero otros fueron extinguidos, como los del Tuy, Guarenas-Guatire, Nirgua, etc. El Lago de Valencia es una depresión y las lagunas marginales o costeras más jóvenes (Tacarigua, Unare y Píritu) son albuferas, en proceso actual de desaparición por relleno con sedimentos terrígenos y arenas marinas, para formar llanuras costeras.

Laguna modelada por glaciares del pleistoceno (Laguna de Mucubají-Venezuela)



¿Por qué se producen las glaciaciones?

Teoría astronómica ó Teoría de Milankowitch. Parece que las glaciaciones están

producidas por razones astronómicas, por variaciones en la posición de la Tierra

respecto a los otros astros. Parece que podemos distinguir tres factores:

Variaciones en la excentricidad de la órbita terrestre (cada 100.000 años)

Variaciones en la inclinación del eje de rotación de la tierra sobre el plano de

rotación (eclíptica)

Variaciones en el

fenómeno de

precisión o predicción

de los equinoccios

(diseña un círculo con

su eje)

La tierra se coloca de tal manera que coinciden los tres factores y el calor que

llega al Hemisferio Norte durante el verano, no es suficiente para derretir la nieve

del invierno y entonces se producen las glaciaciones.

En el Hemisferio Sur no hay glaciaciones, porque hay mucha menos tierra y no es

suficiente plataforma continental para las nieves (sólo la Antártida). Durante una

glaciación en el Hemisferio Norte, en el Sur también aumenta el frío.

Ilustración 1Ciclos de Milankovitch: cambios en la Precesión de los equinoccios, excentricidad, inclinación del eje de la Tierra, insolación y temperaturas en el último millón de años.



¿Por qué se enfría el clima si la tierra tiende a calentarse? El comportamiento

climático del hemisferio Norte puede cambiar el clima de todo el planeta, más que

el comportamiento del Hemisferio Sur.

Regresión marina. Baja el nivel del agua pero se mantiene el nivel de sal, lo que

provoca cambios en las corrientes marinas en el hemisferio Norte.

¿Por qué empiezan las glaciaciones en el Pleistoceno y no antes? Porque la

distribución de los continentes y los mares adquieren la situación actual.

Características pluviales e interpluviales.

Fenómeno de albedo:

Cuando la corteza esta cubierta de nieve, esto impide que la energía del sol que

normalmente calienta la corteza terrestre sea absorbida, y se rebota. Entonces

bajan las temperaturas, en el Hemisferio norte durante las glaciaciones (Eurasia y

Norte de América).

En África aumentan las lluvias (no llegan las glaciaciones). Se llaman fases

pluviales. Las fases más secas entre las fases pluviales se llaman interpluviales.

Las fases pluviales no son homogéneas en todo el territorio africano: En una zona

hay una fase pluvial, mientras que en otras zonas hay fases interpluviales. Las

fases pluviales están íntimamente relacionadas con las glaciaciones.

Zonas y tipos de erosión periglaciar

En la zona periglaciar (del griego peri, alrededor de), zona donde no llega el hielo,

pero que está en contacto con el glaciar, se da un tipo de erosión característica

que se identifica por temperaturas muy bajas y alternancia del hielo y deshielo,

llamada erosión periglaciar. Los fenómenos más característicos de la erosión

periglaciar son:

Tjäde / permafrost / pergelisol / suelo permanentemente helado.

Es un suelo que se hiela en su totalidad hasta incluso 100m de profundidad. Lo

habitual es entre 1m y 70m de profundidad. Los ríos no pueden excavar sus

cauces porque el hielo es impermeable.



Crioturbaciones.

Deformaciones del suelo debidas al frío. Hay 3 tipos:

Crioclastia ó gelifracción.

Es el estallido de la roca debido al aumento de volumen del agua al convertirse en

hielo. Es un tipo concreto de crioclastia. La crioclastia es el mismo fenómeno pero

en general, también sucede en los desiertos.

Cuñas de hielo

Al aumentar el volumen del suelo por la congelación se producen tensiones y

ciertos trozos de suelo son expulsados hacia arriba en forma de cuña.

Solifluxión

Es el desplazamiento en masa de un suelo hacia la parte baja de una pendiente.

Condiciones para que se produzca:

-Una pendiente

-Un subsuelo permanentemente helado

-Que no haya cobertura vegetal que sujete el suelo

-Que esté formado por materiales que absorben el agua y no la dejan escapar

-El suelo, en contacto con el aire, se descongela antes, pero el subsuelo

permanece helado. La capa de suelo de materiales absorbentes de agua acumula

una humedad excesiva, que no es absorbida por el subsuelo ni escurre hacia

abajo. Por el exceso de peso el suelo es arrastrado por la pendiente.

Loess

Sedimento amarillento hacia pardo que se define fundamentalmente por lo

pequeño del tamaño de sus elementos (menos de 50 micras) y que son

arrastradas por el viento desde las morrenas. El loess se deposita sobre los suelos

helados, formando enormes llanuras de loess.

Lehm es la parte superficial de una capa de loess que está en contacto con la

atmósfera y que sufre alteraciones al contacto con la atmósfera en épocas

benignas (interglaciares). Tiene un color verde parduzco y es muy bueno para los

cultivos.



FENÓMENOS EN RELACIÓN CON LAS AGUAS EN EL PLEISTOCENO

Terrazas Marinas

Durante las fases glaciales se producen movimientos de regresión marina

(descenso del nivel del mar). En las épocas interglaciares el mar vuelve a

aumentar su nivel, movimiento de transgresión. La máxima bajada ha sido de

150m. En cada regresión y transgresión el mar erosiona la costa en forma de

terrazas. Estas terrazas fósiles suelen estar debajo del nivel del mar actual,

aunque algunas están por encima.

Terrazas Fluviales

Superficie plana compuesta por materiales aluviales y que se asoma sobre el

lecho de un río. Para que se formen hace falta un doble proceso:

Relleno del cauce, lecho del río, con materiales aluviales (materiales arrastrados

por el propio río).

Excavación del cauce sobre los sedimentos aluviales depositados previamente.

El paleolítico en Europa se asienta en las terrazas fluviales, porque tienen caza y

agua.

Formación de las terrazas fluviales

Hay dos teorías:

Teoría eustática de formación de terrazas fluviales.

Pone en relación la formación de las terrazas fluviales con los movimientos de

regresión y transgresión.

Fase de excavación: Al bajar el nivel del mar el río excavaría su cauce para

alcanzar ese nivel más bajo.

Fase de relleno: En las fases de transgresión, cuando empieza a subir el nivel del

mar, el río comenzaría a depositar sedimentos, no tendría fuerza erosiva.

Esta teoría solo se acepta para explicar algunas terrazas formadas en el curso

bajo del río.

Estas teorías sirven para explicar las terrazas en cualquier época. Aquí en

concreto para el Pleistoceno.



Teoría climática de formación de terrazas fluviales.

Las terrazas fluviales se forman por alternancia de periodos húmedos y áridos en

el clima. En las fases áridas el caudal es muy escaso y el suelo de las riveras está

muy degradado y no tiene vegetación (ya sea por excesivo frío o calor). El río no

tiene fuerza erosiva y se va rellenando el cauce con los sedimentos del suelo

adyacente.

En las fases húmedas hay vegetación que sujeta el suelo, luego hay pocos

sedimentos. El caudal es muy amplio y tiene fuerza erosiva: empieza a excavar su

cauce en el lecho de sedimentos.

Explica la formación de terrazas fluviales tanto en el curso alto, como medio y bajo

del río En el Pleistoceno estas fases coinciden con periodos glaciales e

interglaciares.

COMO SE COMPORTA LA FAUNA EN FASES GLACIALES.

Evoluciona y se adapta a las fases frías y templadas

Se traslada, emigra a otras zonas a más nivel de desarrollo de una especie, la

evolución es más lenta. Hasta la glaciación Würm no hay grandes mamíferos

perfectamente especializados en el frío. La fauna menos evolucionada, los

moluscos, se adaptan rápidamente a los cambios climáticos, y se pueden observar

esos cambios.

La gran fauna tiene movimientos migratorios en dirección norte sur. Hay un

fenómeno que demuestra estos desplazamientos de fauna. Cuando la glaciación

avanza, el Mediterráneo se vacía, y las islas dejan de serlo para pasar a formar

parte del continente. Los animales emigran al sur durante las glaciaciones.

Cuando comienza un periodo interglaciar quedan atrapados en las islas, que ya

están rodeadas por el mar. Como quedan pocos ejemplares y se cruzan mucho

entre ellos, sufren una tara que es el enanismo. En Sicilia hay elefantes y otras

especies del tamaño de una oveja.



Etapas glaciares e interglaciares

¿Qué es una glaciación?

Una glaciación, es un periodo de larga duración en el cual baja la temperatura

global del clima de la Tierra, dando como resultado una expansión del hielo

continental de los casquetes polares y los glaciares. Las glaciaciones se

subdividen en periodos glaciales, siendo el Winsconsience el último hasta

nuestros días.

De acuerdo a la definición dada por la Glaciología, el término glaciación se refiere

a un periodo con casquetes glaciares tanto en el hemisferio norte como en el sur;

según esta definición, aún nos encontramos en una glaciación porque todavía hay

casquetes polares en

Groenlandia y la Antártida.

Los casquetes polares se

expanden durante las

glaciaciones. Esta imagen es

del casquete antártico.

Más coloquialmente, cuando se

habla de los últimos millones de

años, se utiliza «glaciación»

para referirse a periodos más

fríos con extensos casquetes

glaciares en Norteamérica y

Eurasia: según esta definición,

la glaciación más reciente

acabó hace 10.000 años. Este

artículo usará el término

glaciación en el primer sentido,

el glaciológico; el término

glaciales por los periodos más fríos de las glaciaciones; e interglaciares para los

periodos más cálidos.



Efectos de las glaciaciones

Hay tres tipos principales de efectos de las glaciaciones que han sido empleadas

como pruebas de su pasada existencia: geológicas, químicas y paleontológicas.

• Geología. Las pruebas geológicas se

encuentran en varias formas, como las

rocas erosionadas (ya por arranque, en

fases iniciales, ya por abrasión y

generación de estrías glaciares, ya por

pulverización y formación de harina de

roca), valles glaciares, aristas glaciares

y horst, rocas aborregadas, morrenas

glaciares, drumlins, depósito de tills o

bloques erráticos, factura de llanuras

aluviales, trenes de valle, lagos en las

llanuras y fiordos en las costas. Es

decir, las condiciones del clima propio

de una época glacial provocan la

aparición de las fisonomías antes

descritas en la orografía. Las glaciaciones sucesivas tienden a distorsionar y

eliminar las pruebas geológicas, haciendo que sean difíciles de interpretar.



• Química. Las pruebas químicas consisten principalmente en variaciones en la

proporción de isótopos en rocas sedimentarias, núcleos sedimentarios oceánicos y,

para los periodos glaciales más recientes, núcleos de hielo (comúnmente situados

en las llamadas nieves perpetuas). Puesto que el agua con isótopos más pesados

tiene una temperatura de evaporación más alta, su cantidad se reduce cuando las

condiciones son más frías; esto permitió la elaboración de un registro térmico. Aun

así, estas pruebas pueden estar adulteradas por otros factores que cambian la

proporción de isótopos. Por ejemplo, una extinción en masa incrementa la

proporción de isótopos ligeros en los sedimentos y en el hielo porque los procesos

biológicos tienden a preferir estos últimos; por lo tanto, una reducción en los

procesos biológicos libera más isótopos ligeros, que pueden depositarse a los

sedimentos.

• Paleontología. Las pruebas paleontológicas se basan en los cambios en la

distribución geográfica de los fósiles; durante un periodo de glaciación, los

organismos adaptados al frío migran hacia latitudes más bajas, y los organismos

que prefieren un clima más cálido se extinguen o viven en zonas más ecuatoriales.

Esto da lugar a la aparición de refugios glaciales y movimientos biogeográficos de

retorno. También es difícil interpretar estos indicios puesto que precisan de:

secuencias de sedimentos que representen un largo período, diferentes latitudes y

que se puedan correlacionar fácilmente; organismos primitivos presentes durante

amplios periodos con caracteres lo suficientemente homogéneos como para poder

atribuirlos a un mismo taxón, y de los cuales se conozca el clima ideal (es decir,

que puedan emplearse como marcadores); y descubrimientos de fósiles

adecuados, cosa que depende mucho del azar.

Pese a las dificultades, los análisis de núcleos de hielo y de sedimentos oceánicos

muestran claramente la alternancia de períodos glaciales e interglaciares durante

los últimos millones de años. También confirman la relación entre las glaciaciones

y fenómenos de la corteza continental como por ejemplo las morrenas glaciales,

los drumlins y los bloques erráticos. Por esto se suelen aceptar los fenómenos de

la corteza continental como prueba válida de edades glaciales anteriores, cuando

se encuentran en capas creadas mucho antes que el abanico de tiempo que

permiten estudiar los núcleos de hielo y los sedimentos marinos.



Interglaciar

Un interglaciar o interglaciar es un intervalo climático en el que se produce un

atemperamiento global del clima y que generalmente separa dos periodos

glaciares o glaciaciones.

A lo largo del Cuaternario se han sucedido alternativamente periodos glaciares e

interglaciares en intervalos que duran entre 40 000 y 100 000 años,

aproximadamente; en los periodos glaciares las masas de hielo avanzan creando

grandes casquetes que ocupan una gran parte de los continentes, al menos en el

Hemisferio Norte, mientras que en los interglaciares se daría un clima similar al

actual. De hecho, el periodo Holoceno o postglaciar es uno más de los periodos

interglaciares del Cuaternario, recibiendo la denominación de interglaciar

Flandriense.

Existen, además, dentro de los períodos glaciares, breves periodos en los que el

clima es moderado, al no durar tanto como un interglaciar, se denomina

interestadios, pero ejemplo, la última glaciación, denominada Würm o Wisconsin,

se divide en cuatro partes de máximo glaciar separadas por sus respectivos

interestadios templados.

Los interglaciares más recientes son:

• Interglacial Günz-Mindel o Cromeriense

• Interglacial Mindel-Riss u Hoxniense

• Interglacial Riss-Würm o Ipswichiense

• Postglacial o Flandriense

Los efectos de congelación y fusión de las grandes masas de hielo provocaron

cambios en la cantidad de agua disponible en el mar; asimismo, el peso variable

de los casquetes polares o inlandsis alteraba el equilibrio isostático de las placas

tectónicas, lo que, combinado, provocaba enormes ascensos y descensos del

nivel marino, es decir,

Transgresiones y Regresiones marinas. Estos fenómenos han sido constatados

geológicamente al formarse una serie de playas fosilizadas en terrazas

escalonadas.



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, añadidos 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 Fino escandinavo

(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.

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.

Cronología de las glaciaciones

Existen cinco edades de hielo o glaciaciones conocidas en la historia de la Tierra.

Dentro de las glaciaciones existen períodos de condiciones más severas y

periodos más templados denominados períodos glaciales e interglaciales

respectivamente. La Tierra se encuentra actualmente en un período interglaciar

dentro de la glaciación cuaternaria, con el último período glacial del Cuaternario

terminado hace aproximadamente 12 500 años con el inicio de la época conocida

como Holoceno.



Glaciaciones conocidas

Las glaciaciones que se han podido documentar a lo largo de la historia de la

Tierra son cinco, encontrándonos actualmente en la última de ellas. Cuanto más

tiempo haya transcurrido entre un episodio geoclimático y la actualidad mayor es

la dificultad para estudiar y definir las fechas. Se utilizan distintos métodos que no

siempre ofrecen los mismos resultados.

Las glaciaciones del Cuaternario.

Si bien la variación de la temperatura con un enfriamiento de los océanos se inició

cerca de 55 millones de años atrás, el enfriamiento que condujo a las glaciaciones

del Cuaternario comenzó cerca de 2,5 millones de años atrás siendo más evidente

en las regiones polares.

Pero, la formación en cuatro oportunidades durante el Cuaternario de las grandes

sábanas de hielo se produjo en poco más del último millón de años, y son las

glaciaciones denominadas inicialmente en Europa como: Wurm, Riss, Mindel y

Gunz. En Estados Unidos de Norte América estas cuatro glaciaciones se

denominan, de la más reciente a la más antigua:

•Interglaciar presente (la situación actual)

•Glaciación Wisconsin (se inició hace aprox. 120.000 años y persistió hasta el

Holoceno–Wurm)

•Interglacial Sangamon

•Glaciación Illinoian-Riss

•Interglacial Yarmouth

•Glaciación Kansan-Mindel

•Interglacial Aftonian



Glaciación Nebraska-Gunz

La glaciación conocida en Europa como de Günz y en América como de Nebraska

comenzó hace 1,1 millones de años y finalizó hace 750.000. Se considera la

primera glaciación del Cuaternario.

Producto de las glaciaciones

Hace un millón de años, la cuenca del lago Constanza era un amplio paisaje de

colinas. El primitivo lago Constanza surgió aquí presumiblemente después de la

glaciación de Gunz, hace 700.000 años. Pero los ríos lo cegaron rápidamente con

piedras y arena. Este proceso —excavación de la cuenca y cierre— se repitió con

cada una de las siguientes glaciaciones, la última de las cuales terminó hace

12.000 años. Esta glaciación se produjo durante la era Cenozoica, dentro del eón

Fanerozoico.

Los glaciares han ido excavando durante las glaciaciones el fondo del lago, en

algunos puntos incluso hasta una profundidad de 1.000 metros. Al mismo tiempo,

tras cada glaciación los contornos del lago se iban pareciendo cada vez más a

nuestro actual lago Constanza.



Interglacial Aftonian

El Günz-Mindel o Cromeriense hace referencia a un periodo interglaciar, es decir,

de clima similar al actual, situado entre dos glaciaciones y que tuvo lugar,

probablemente, entre 750 000 y 400 000 años de antigüedad aproximada.

El nombre Interglacial Günz-Mindel hace referencia a las dos glaciciones alpinas

centroeuropeas que le preceden y le suceden respectivamente; mientras que

Cromeriense es un término de origen anglosajón que está relacionado con una

localidad de Cromer, al norte de Norfolk (Inglaterra), cuyas playas fósiles fueron

tomadas como referencia por los geólogos cuaternaristas. Asimismo, en

Norteamérica es denominado, a menudo Interglaciar Aftoniense al referirse a los

depósitos estudiados en la ciudad de Afton (Iowa, Estados Unidos).

Glaciación Kansas-Mindel

La glaciación conocida como Mindel en Europa y como Kansas en América se

estima que comenzó hace 580.000 años y finalizó hace 390.000, aunque estas

fechas están sometidas a revisión, ya que parece que la frecuencia de

glaciaciones fue mayor. Es la glaciación en la que el hielo alcanzó su mayor

extensión.

Interglacial Yarmouth

El periodo Yarmouthian y fueron parte de la ahora escala de tiempo geológica del

reciente cuaternario en Norteamérica.

Esta cronológica y climatológica escala fue compuesta por cuatro periodos

glaciares eh interglaciares. Desde que el periodo interglaciar Yarmouthian fue

nombrado la estratigrafía de los depósitos del pleistoceno fue encontrada para ser

más compleja.

Glaciación Illinoian-Riss

La glaciación conocida como de Riss en Europa, como de Illinois en América y con

otros nombres en otras partes del planeta comenzó hace 200 000 años y terminó

hace 140 000, todo ello durante el Pleistoceno. Esta glaciación es parte de la

conocida como glaciación Cuaternaria que comenzó hace 2,58 millones de años y

en la cual nos encontramos todavía.



Dentro de este grupo de periodos glaciales e interglaciares, se produjo después

del interglaciar Mindel-Riss y fue seguida por el interglaciar Riss-Würm en Europa,

en Norteamérica sin embargo fue precedido por un larguísimo interglaciar

conocido como Pre-illinoiense y seguido por el Sangamoniense.

Interglacial Eemiense

El Riss-Würm es un interglaciar también conocido como Ipswichiense en Gran

Bretaña y Europa atlántica en general, Sangamoniense en Norteamérica y

Eemiense en el norte de Europa, siendo el nombre Riss-Würm el que corresponde

a la seriación climática alpina de Centroeuropa. Esta fase de clima templado tuvo

lugar hace unos 140 000 años.



El interglaciar Riss-Würm pudo ser algo más cálido y húmedo que el clima

holoceno, lo cual se sabe porque la extensión de los grandes bosques alcanzó un

límite mucho más septentrional que el actual. Fue precedido por la glaciación Riss

y es sucedido por el último periodo glaciar, el Würm. En este periodo, en Europa,

tuvo lugar el apogeo del Musteriense, con la ocupación del hombre de

Neanderthal.

El interglacial Eemiense fue el penúltimo período cálido que la Tierra ha conocido

durante el Cuaternario (el último es el actual: el Holoceno).

Según la datación más utilizada, pero que discutiremos más adelante, hace

127.000 años acabó la penúltima glaciación y comenzó un período de clima

interglacial que duró varios milenios: el Eemiense. El interglacial dura hasta el

115.000 antes del presente, con una prolongación en Europa hasta el 106.000

antes del presente (por “presente” se entiende el año 1950).El nombre que se le

da en Europa al penúltimo interglacial procede del valle del río Eem, en Holanda,

en donde se encontraron sedimentos de aquella época que contenían fósiles de

fauna templada y polen de árboles frondosos. Se cree que en los momentos

álgidos de aquel interglacial las temperaturas a escala global eran entre 1ºC y 2ºC

superiores a las actuales. Los modelos que tienen en cuenta las diferencias de

insolación en aquella época con respecto a la actual, así como los análisis

polínicos, indican que en partes de Asia las temperaturas de Julio eran hasta 4ºC

superiores a las actuales (Kaspar, 2005). Excepcionalmente algunos modelos

ponen en duda que la temperatura media global fuese más elevada (Winter, 2003).

En Inglaterra, en donde al período se le ha denominado Ipswichian, son

abundantes los fósiles de hipopótamos y de otros animales que hoy sólo se

encuentran en regiones tropicales y subtropicales. En Groenlandia, los sondeos en

el hielo indican unas temperaturas, hace 123.000 años, unos 5ºC superiores a las

actuales (North Greenland Ice Core Project members, 2004). En el Artico

disminuía la extensión del hielo invernal.

También las temperaturas de las aguas superficiales de los océanos eran más

calidas que hoy. A partir del estudio de alquenonas y de la ratio Mg/Ca de los

foraminíferos se deduce que las aguas superficiales de muchos mares estuvieron

2ºC o 3ºC más calientes que hoy.



Una incógnita sobre el interglacial Eemiense es si la estabilidad del clima durante

aquellos milenios fue semejante a la del actual Holoceno, o si, por el contrario, el

clima fue más variable.

Estudios de secuencias polínicas, como el realizado a partir de los sedimentos del

lago Ioannina, en el norte de Grecia, parecen mostrar una escasa variabilidad del

clima del Eemiense, que sería semejante a la del Holoceno actual (Frogley, 1999).

Lo mismo señala el estudio isotópico del oxígeno del ópalo de las diatomeas

sedimentadas en un paleolago de montaña francés, Ribains Maar (Shemesh,

2000), así como los estudios polínicos en los sedimentos de ese mismo

yacimiento paleoclimático (Rioual, 2001).

Hace unos años, los estudios de los sondeos en los hielos de Groenlandia

indicaron que dentro de aquel interglacial hubo períodos de fuertes y bruscos

enfriamientos, pero parece que se trataba de un error de interpretación de los

sondeos debido a los pliegues y fusiones ocurridos en las capas de hielo más

profundas correspondientes a esa época.De todas formas también aparecen en

algunas partes indicaciones de la posibilidad de algún episodio de enfriamiento

importante durante su transcurso. Por ejemplo, se deducen posibles intervalos de

enfriamiento en el análisis de un arrecife de coral en las Bahamas, el cual

presenta una bajada temporal del nivel del mar de unos 15 metros (McCulloch,

1999; Thompson, 2005). También del estudio de la concentración de diatomeas en

los sedimentos de las aguas del lago Baikal se deduce algún episodio de

enfriamiento importante.

Además, el análisis de las láminas anuales (varves) de los sedimentos de lagunas

o maars en la región de Eifel, en Alemania, indican un importante período de

frialdad y aridez en Europa Central hacia el final del interglacial, hace 118.000

años. Este evento probablemente relacionado con una primera retirada del frente

norte de la corriente atlántica del Golfo duró unos 400 años y tuvo un brusco inicio

y final (algunos se plantean si algo similar podría ocurrir pronto, ya que la

insolación veraniega de entonces (416 W/m2 en Julio en 65ºN) era muy parecida a

la actual.



Glaciación Wisconsin

El último periodo glacial o última edad de hielo es el último período más o menos

reciente en la historia de la Tierra en el cual extensas zonas de la superficie

terrestre fueron ocupadas por casquetes de hielo, el clima se enfrió a nivel global,

lo cual afectó incluso a zonas tropicales y provocó una regresión marina que

disminuyó la superficie de océanos y mares. Las principales zonas cubiertas por

hielo fueron los Andes patagónicos, Fenoscandia, Nueva Zelanda, los Alpes, el

norte de la Cordillera norteamericana, la zona de los grandes lagos, incluido todo

el este de Canadá, Islandia, las Islas Británicas, además de Groenlandia y la

Antártida que retienen sus glaciares desde entonces. Producto de esta glaciación

algunas zonas, hoy en día áridas, tuvieron mayores precipitaciones, como es el

caso del Altiplano. El último periodo glacial empezó hace unos 110.000 años y

tuvo su apogeo hace unos 20 000 años. Tuvo un colapso drástico hace unos 10

000 años.

Se denomina a la última glaciación con distintos nombres según el lugar que fue

afectado. En los

alrededores de los

Alpes se le llama

Würm, en el norte de

Europa Vistula o

Weichsel, en el este

de América del norte

Wisconsin, Mérida en

los Andes

venezolanos,

Llanquihue en el sur

de Chile y Otago en

Nueva Zelanda.

Se considera que la

era glaciar comenzó

hace 100 000 años y

terminó hace 10 000.

Durante este período la especie Homo sapiens salió de África y se dispersó,

primero por Asia y desde allí por todos los continentes e islas.

Según una teoría, los humanos de entonces aprovecharon esta glaciación para

hacer su paso desde Asia hacia América por el estrecho de Bering. Durante este



período glacial, el clima terrestre se volvió muy frío. Entonces los glaciares

avanzaron más allá de los casquetes polares, hasta cerca de los trópicos. En esa

zona los continentes se cubrieron de hielo, se congelaron los lagos, lagunas y ríos.

Los mares de poca profundidad desaparecieron, porque sus aguas se convirtieron

en glaciares. Fue justamente en esos tiempos cuando los estrechos y

archipiélagos continentales e insulares quedaron sin cobertura líquida; por lo tanto,

y temporalmente, muchas zonas cercanas quedaron unidas. Se unió, por ejemplo,

Australia-Tasmania con Nueva Guinea, Filipinas e Indonesia. Entre Asia y América,

al reducirse el nivel de sus aguas, el estrecho de Bering se convirtió en puente de

Bering o puente de Beringia. Lleva ese nombre en honor del navegante Vitus

Jonassen Bering (Dinamarca, 1681-1741), quien exploró esos mares con ayuda

de los zares de Rusia.

Los científicos afirman que el puente de Beringia, en condiciones de ser transitado

por personas y animales, duró un breve período geológico. En su primera etapa,

unos 4000 años y, en su segunda etapa, unos 15 000 años.

El inicio de la última glaciación

Según la hipótesis hasta ahora más aceptada el fin del cálido interglacial

Eemiense y el comienzo de la última Glaciación se inició hace 115.000 años,

cuando las nieves que caían durante el invierno en el norte de Canadá

comenzaron a resistir el verano, sin licuarse del todo. En las regiones de Labrador

y de la Tierra de Baffin, una pequeña bajada de las temperaturas veraniegas sería

suficiente, aún hoy, para que la nieve sobre el suelo persistiese de un año a otro

sin derretirse. Hacia el 115.000 antes del presente se daban unas condiciones de

insolación idóneas para que tal cosa ocurriera. Debido a los ciclos de Milankovitch

—especialmente el referido a la excentricidad de la órbita terrestre— durante el

transcurso del interglacial se produjo en esas latitudes altas del hemisferio norte

una transición rápida desde una insolación veraniega fuerte a otra mucho más

débil. En poco más de diez milenios, entre el 125.000 y el 115.000 antes del

presente, hubo una disminución de más de 100 W/m2 en la intensidad de

radiación solar recibida en 65ºN (de 550 W/m2 a unos 440 W/m2 ).



En el 115.000 antes del presente, el perihelio de la órbita anual de la Tierra

alrededor del Sol —la época del año de máxima proximidad al Sol—, ocurría en el

invierno del hemisferio norte, igual que acontece en el presente. Y el afelio —el

momento de mayor lejanía de la Tierra al Sol—, se producía en el verano del

hemisferio norte. Por otra parte, la excentricidad de la órbita era mayor que la

actual y la inclinación del eje era menor. Estos factores reunidos producían un

menor contraste estacional que el que existe hoy en el hemisferio norte, es decir,

una insolación invernal más alta y, lo que es más importante, una insolación

veraniega más baja.

Un posible mecanismo de agudización de la glaciación y de transmisión del frío al

hemisferio austral fue la disminución a escala global de los gases invernadero:

dióxido de carbono, metano y vapor de agua.

Gracias al análisis del aire atrapado en las burbujas de las capas del hielo que

recubren Groenlandia y la Antártida, se conoce cómo fue variando a lo largo de los

últimos ciclos glaciales la concentración de algunos de los gases invernadero y de

los aerosoles atmosféricos (Fischer, 1999).

Este conocimiento es especialmente preciso en lo que concierne al último ciclo

glacial, desde hace 130.000 años hasta la actualidad. El análisis de los cambios

en la concentración de estos gases aporta mucho de lo que sabemos acerca de la

evolución del clima global en este período.



El dióxido de carbono

Los hielos indican que en el período que transcurrió desde el interglacial Eemiense,

hace 125.000 años, al Ultimo Máximo Glacial, hace 22.000 años, la concentración

de CO2 bajó de unas 300 ppm hasta unas 200 ppm. Luego, durante la última

desglaciación, aumentó de nuevo hasta elevarse a unas 280 ppm al inicio del

Holoceno, hace unos 11.500 años. Tras el advenimiento de la era industrial, que

comenzó hacia el año 1750, aumentó de nuevo y ya en nuestros días alcanza

aproximadamente las 390 ppm.

El descenso de la concentración de CO2 en el transcurso de la última glaciación

no fue uniforme sino que justo después de algunos eventos Dansgaard de

calentamiento, que analizaremos luego, aumentaba en unas 20 ppm y

posteriormente disminuía otra vez. Los análisis detallados de la evolución del CO2

atrapado en los hielos de la estación de Taylor Dome, en la Antártida, muestran



cuatro claros episodios de incremento de CO2 y de subida térmica entre el 70.000

y el 20.000 antes del presente (Indermühle, 2000).

¿Qué relación existía entre la evolución del CO2 y la evolución de las

temperaturas?

Si se compara la evolución de las temperaturas y la evolución de las

concentraciones de CO2, se observa que casi siempre los cambios térmicos

preceden a los cambios en el CO2. Así, durante la entrada en la última glaciación,

al final del Eemiense, el descenso térmico fue mucho más rápido que el descenso

de la concentración de CO2, la cual se mantuvo alta durante unos cuantos miles

de años más, a pesar de que el frío ya se había hecho notar. Por lo tanto, según

las burbujas de aire atrapadas en los hielos de Groenlandia y de la Antártida, la

curva de evolución térmica en los últimos 150.000 años es parecida a la de la

evolución de la concentración de CO2, pero con diferencias y desfases muy

significativos.



La diferencia de unas 80 ppm en la concentración de CO2 entre el Eemiense y el

Ultimo Máximo Glacial no es suficiente como para explicar por sí sola las

diferencias de temperatura. El forzamiento radiativo provocado por la diferencia de

80 ppm en la concentración atmosférica de CO2 sería de unos 2,4 W/m2, lo que

teóricamente supondría un cambio de temperatura, sin otros efectos de

retroalimentación añadidos —como el del aumento del albedo debido a los mantos

de hielo—, de sólo 0,7ºC. Sin embargo, la temperatura media global durante la

Última Glaciación era unos 7ºC inferior a la actual. Modelos informáticos que

mantienen estable la insolación modificando la concentración de CO2 muestran lo

mismo: que los ciclos glaciales e interglaciales no pueden explicarse por los

cambios en la concentración atmosférica de CO2, aunque estos cambios

contribuyesen a ellos (Loutre, 2000). Sin embargo, según Shackleton, la

disminución en unas 80 ppm en la concentración atmosférica de CO2 tuvo más

importancia a escala global que la retroalimentación producida por el aumento del

albedo en las regiones árticas

El CO2 atmosférico disminuía durante las glaciaciones. ¿Por qué lo hacía?

Probablemente porque variaban los intercambios de CO2 entre la atmósfera y los

océanos.

El metano

El análisis de las burbujas de aire atrapadas en los hielos de Groenlandia y de la

Antártida ha permitido averiguar que durante los últimos 150.000 años la

concentración atmosférica de metano (CH4) ha ido variando de forma muy pareja

a la evolución de la temperatura media planetaria. Su concentración aumenta

abruptamente en los períodos cálidos y disminuye en los períodos fríos. El desfase

de sus variaciones con respecto a las variaciones térmicas es mucho menor que

en el caso del dióxido de carbono.

La reducción en las latitudes altas de la extensión de las zonas pantanosas y de

las turberas, así como la reducción de la actividad biológica debido al frío y a la

expansión de los suelos congelados (permafrost), hizo disminuir drásticamente las

emisiones de metano, CH4, potente gas invernadero. También es posible que las

emisiones de metano procedentes de los hidratos congelados del subsuelo marino

disminuyesen. Durante el último Máximo Glacial, la concentración de metano era



de aproximadamente 0,35 ppm, tan sólo la mitad del nivel de 0,70 ppm a que se

elevó al principio del Holoceno.

El metano proviene fundamentalmente de la fermentación anaeróbica de la

materia orgánica que se produce en el fondo de humedales. Una vez en la

atmósfera, su destrucción, por oxidación, es bastante rápida. La edad media de

una molécula de metano en la atmósfera es de tan sólo unos 12 años. Por eso, la

concentración atmosférica responde rápidamente a la intensidad de las emisiones

terrestres. Si éstas disminuyen, la concentración se reduce en muy poco tiempo y

viceversa. Los cambios son casi simultáneos a escala global ya que la circulación

global del aire hace que las moléculas de metano se esparzan rápidamente por

toda la troposfera.

El vapor de agua

La disminución del vapor de agua en la atmósfera, debido a la disminución de la

capacidad higrómetrica del aire causada por el frío, actuaría también como un

importante feedback de enfriamiento. Piénsese que en las regiones subtropicales,

que pasaron en el transcurso de la glaciación de semiáridas a áridas, una

disminución de la concentración absoluta del vapor de agua del 0,1 % al 0,01 %

implicaría una disminución de la retención del flujo saliente de la energía infrarroja

terrestre de nada menos que 26 W/m2 (Pierrehumbert, 1998). Por eso, algunos

autores creen ver en los cambios de humedad del Trópico la clave principal de la

propagación de los cambios climáticos a escala global. No es fácil determinar la

disminución global que se produjo, ya que el vapor de agua no se distribuye

homogéneamente en la troposfera. Sin embargo, se ha calculado que en el

Trópico, en la capa límite superficial, de 0 km a 3 km, era un 20 % menor que en la

actualidad y, por observaciones en los hielos de los Andes, se cree que en la alta

montaña era un 50 % menor. Esas diferencias de la concentración de vapor de

agua serían por sí solas suficientes para explicar una disminución de 3ºC o 4ºC en

la temperatura global.

Fases en la última glaciación

No se puede ser muy riguroso al concretar fechas y períodos para limitar las fases

de la última Glaciación a escala global. De todas maneras, sin tener en cuenta los

eventos cortos de calentamiento y enfriamiento, que estudiamos más adelante

(eventos Heinrich y episodios Dansgaard-Oeschger), podemos subdividir la última



glaciación guiándonos por los tres descensos más bruscos del nivel del mar, que

tuvieron lugar aproximadamente hacia el 115.000, el 80.000 y el 30.000 antes del

presente, según las terrazas coralinas y la evolución de los isotopos del oxígeno

en los foraminíferos bénticos.

Primera fase, 115.000 – 80.000 antes del presente

La última Glaciación (llamada Würm, en Europa, y Wisconsin, en América)

comenzó hace 115.000 años, con una primera transición al frío que en muchas

partes ocurrió rápidamente. En esta primera fase, en los océanos se pasó del

estadio isotópico marino 5e al 5d, con una bajada significativa de δ18O del agua.

Esta disminución de δ18O fue debida: 1) a una merma del volumen de agua en los

océanos, por una acumulación rápida de hielo continental, que supuso una bajada

del nivel del mar en unos 50 metros en unos pocos milenios, y 2) a un descenso

de las temperaturas de las aguas abisales superior a 1,5 ºC.

En muchos yacimientos continentales también se señala con claridad este

comienzo del enfriamiento. Por ejemplo, según las series temporales de polen de

algunos yacimientos europeos, como el de la Grand Pile, al sur de los Vosgos,

hacia el 115.000 antes del presente, en solamente un siglo, se pasó de una

vegetación templada de carpes y avellanos, típica del Eemiense, a otra mucho

más fría de pinos, piceas y abedules (Woillard, 1979).

Después, según este registro de polen de Grand Pile, durante los primeros treinta

milenios de la glaciación, entre el 115.000 y el 80.000 antes del presente, el

tiempo se enfrío en el norte de Europa, pero no lo suficiente como para acabar con

la vegetación arbórea. Más al sur, en el Mediterráneo central, un yacimiento muy

completo de polen, el del lago Grande de Monticchio, en el sur de Italia, indica

también una primera parte de la glaciación bastante cálida (Allen, 1999). Aquí

apenas parece notarse el enfriamiento inicial del 115.000 y el clima se mantiene

cálido casi hasta el 75.000 antes del presente, cuando se entra definitivamente en

la glaciación. De todas formas, en el transcurso de los primeros cuarenta milenios

de clima templado, existió un estadial muy frío, coincidente con el frío septentrional,

ocurrido hacia el 85.000 antes del presente, que apenas duró unos siglos, pero

que rompió en Monticchio, y probablemente en todo el Mediterráneo, el clima

benigno de la primera parte de la glaciación.



Además, recientes estudios de espeleotemas en cuevas de la isla de Mallorca,

conectadas subterráneamente con el mar, indican que el nivel de éste se elevó

durante un corto período al final de esta primera fase glacial, hacia el 81.000 antes

del presente, hasta un metro por encima del nivel actual (Dorale, 2010). La subida

fue rápida, a un ritmo de 2 m por siglo, y también lo fue la bajada.

Segunda fase, 80.000 - 30.000 antes del presente

Hubo una segunda gran acumulación de hielo en los continentes hacia el 80.000

antes del presente, con una bajada del nivel del mar de otros 20 metros. En la

Grand Pile los árboles fueron sustituidos por una vegetación de tundra, con

hierbas y arbustos exclusivamente. Espeleotemas de una cueva en el suroeste de

Francia, en Villars, indica un enfriamiento medio superior a los 10ºC (Genty et al.,

2003) y en Ioannina, en Grecia, el polen arbóreo casi desaparece (Tzedakis, 2002).

Esta segunda fase, con sus períodos de mayor y menor agudeza del frío, duró

hasta el 30.000 antes del presente.

Al final de ella el mar se situaba unos 70 metros por debajo del nivel actual.

Durante el comienzo de la segunda parte de la glaciación, hacia el 73.500 antes

del presente, se produjo la erupción volcánica de mayor magnitud ocurrida en los

últimos cien milenios, la del Toba, en el norte de Sumatra.

Sus cenizas han sido identificadas en estratos marinos que distan miles de

kilómetros del lugar de la erupción. Lanzó a la atmósfera unos mil millones de

toneladas de polvo volcánico y de gases sulfurosos. Las explosiones debieron

durar varios días. Se calcula que multiplicaron por diez la potencia de cualquier

otra erupción habida en los últimos cien mil años. Los gases sulfurosos llegaron

con facilidad a la estratosfera, alcanzando alturas por encima de los 25 km. Al

cabo de unos meses la capa de suciedad estratosférica debió esparcirse y cubrir

todo el planeta. En el sondeo GISP de los hielos de Groenlandia, se ha

encontrado que en aquellos años (los correspondientes a una profundidad de

entre 2.000 y 2.500 m en el hielo) aumentó enormemente la precipitación de

azufre.

El polvo y los gases sulfurosos esparcidos por la estratosfera redujeron

significativamente la luz recibida en superficie, sumiendo a la Tierra en una

duradera penumbra. Es muy probable que durante varios años descendiesen las

temperaturas superficiales del hemisferio norte entre 3ºC y 5ºC y que en las

latitudes polares las temperaturas veraniegas bajasen 10°C durante dos o tres

años.



La erupción del Toba ocurrió cuando ya había comenzado la última glaciación y

coincidió con un período en el que el frío se agudizó: el paso del estadio isotópico

oceánico mis 5a al mis 4. Los parámetros de Milankovitch (baja insolación

veraniega) favorecían el crecimiento de los casquetes de hielo en el hemisferio

norte y la erupción del Toba quizás agudizó el proceso. Según Rampino pudo

también ocurrir que la erupción fuese consecuencia de la desestabilización

litosférica provocada por un previo descenso del nivel del mar.

Tercera fase, 30.000 – 19.000 antes del presente

Hacia el 30.000 comenzó a nivel global —pero probablemente no en todas

partes—, la fase más fría de la glaciación, con su fase más aguda en el llamado

Ultimo Máximo Glacial, entre el 23.000 y el 19.000 antes del presente, que

estudiamos con detenimiento más adelante.

Esta tercera fase corresponde al final del estadio isotópico mis3 y primera parte

del mis2. El nivel del mar bajó hasta una cota situada unos 120 metros por debajo

del actual y emergieron muchas regiones que estaban antes cubiertas por aguas

marinas.

Finalmente hacia el 19.000 antes del presente el nivel del mar comienza a

ascender y comienza una desglaciación que termina en el 11.500 antes del

presente con la entrada en el actual interglacial Holoceno.

Inestabilidad climática durante la última glaciación según el sondeo GISP II de

Groenlandia. Interestadiales cálidos señalados con números y y episodios Heinrich

(suelta masiva de icebergs en el Atlántico Norte) con barras azules. YD es el

último período frío: el Younger Dryas.



Desglaciación

La fusión de la mayor parte de los casquetes de hielo en el hemisferio norte se

inició entre hace 20.000 años y 19.000 años (Clark, 2009) y finalizó por completo

hace 8.000 años, cuando se alcanzó un volumen y extensión bastante semejante

al actual. Es probable, sin embargo, que parte del hielo de la Antártida Occidental

haya seguido fusionándose hasta muy recientemente.

Quizás el retroceso de las plataformas de hielo costero que se manifiesta en

algunos lugares de ese continente sería una continuación de la desglaciación

comenzada hace veinte mil años.

El inicio de la última deglaciación (denominada Terminación I) todavía guarda

muchas incógnitas. Los sondeos en los hielos de los dos extremos de la Tierra

indican que lo que ocurría en Groenlandia a veces no estaba en fase con lo que

ocurría en la Antártida. Ni siquiera está perfectamente clara la teoría clásica de

que la deglaciación comenzó antes en elhemisferio norte que en el hemisferio sur,

pues se ha constatado que en el transcurso de varios interestadiales el

calentamiento de la Antártida antecedió al de Groenlandia. También parece que

en los Andes tropicales la última deglaciación se produjo varios miles de años

antes que en el hemisferio norte.

De todas formas todavía la teoría preferida es que la deglaciación comenzó en el

hemisferio norte y que los cambios ocurridos en el Atlántico Norte antecedieron en

unas cuantas décadas al calentamiento global (Jouzel, 1999). Si así fue, una

sucesión de causas y efectos de la deglaciación pudo ser la siguiente:

La causa astronómica

Veranos más cálidos. El factor que disparó el proceso, según la teoría clásica, fue

de índole astronómica.



Durante los veranos, la radiación solar en las latitudes altas del hemisferio norte —

que, según los ciclos de Milankovitch, comenzó a aumentar en el 22.000 antes del

presente — incrementó la fusión estival de los hielos. Y durante los inviernos, al

permanecer todavía frío el Atlántico Norte, empezó a producirse un suministro

insuficiente de agua evaporada, con lo que la acumulación de nieve invernal en los

mantos continentales Laurentino y Finoescandinavo comenzó a ser menor que la

ablación veraniega.

Disminución del albedo

Una vez iniciado el retroceso de los hielos en los bordes meridionales de los

mantos, se produjo un efecto de retroalimentación decisivo: en las altas latitudes

de Norteamérica y de Eurasia, el bosque boreal, que iba recuperando terreno a la

tundra, hizo disminuir el albedo del paisaje —sobre todo durante la primavera y el

verano—, por lo que aumentó aún más la insolación durante la mitad iluminada del

año.



Disminución de la banquisa marina

El aumento de calor estival en las regiones subárticas hizo que disminuyese la

extensión de la banquisa ártica, que durante la glaciación actuaba como un

aislante térmico entre el mar y el aire. Además, disminuía el albedo allí donde

desaparecía el hielo.

Disminución de la banquisa marina

El aumento de calor estival en las regiones subárticas hizo que disminuyese la

extensión de la banquisa ártica, que durante la glaciación actuaba como un

aislante térmico entre el mar y el aire. Además, disminuía el albedo allí donde

desaparecía el hielo.

Cambios en la circulación de vientos

La pérdida de altura del enorme manto Laurentino modificó las corrientes de

vientos, especialmente los de las latitudes medias. El flujo del aire que desde el

Pacífico entra en Norteamérica aumentó su componente zonal (oeste-este).

También en el norte de Europa, la disminución durante el invierno de los

anticiclones de bloqueo, que antes intensificaba el manto Finoescandinavo,

contribuyó a una penetración más fácil y profunda en el continente de las masas

de aire templadas llegadas del Atlántico. En definitiva, la mayor zonalidad oeste-

este de los westerlies ayudó a que tanto Norteamérica como Eurasia tuviesen

unos inviernos menos crudos gracias a una mayor influencia oceánica.

La subida del nivel del mar

Del estudio de las terrazas coralinas de la isla de Barbados, de Tahití y de Huon,

en Nueva Guinea, se deduce que el ritmo de la subida del nivel del mar durante la

desglaciación —de unos 12 mm/año, o de unos 120 metros en diez milenios— no

fue del todo lineal (Fairbanks, 1989; Edwards, 1993; Hanebuth, 2000). Al análisis

de las terrazas de corales se le ha añadido recientemente algunos estudios de

evolución de sedimentos costeros, todo lo cual permite distinguir tres pulsiones de

fusión.



Los estudios sedimentarios en la plataforma oceánica australiana

(Bonaparte Gulf) y en el mar de Irlanda parecen indicar que la

desglaciación comenzó abruptamente hacia el 19.000 antes del

presente. Fue la primera pulsión de fusión intensa (melt water pulse),

con una subida de unos 10 metros, que ocurrió en unos pocos cientos

de años, al comienzo del período frío denominado Oldest Dryas en

Europa. El ritmo de subida debió alcanzar los 50 mm/año (Yokoyama,

2000; Clark, 2004; Alley, 2005). Probablemente se debió a un deshielo

inicial de la Antártida que ocasionó una variación en el circuito

termohalino de corrientes oceánicas que acabó afectando también al

hemisferio norte, con mayor producción de agua profunda,

intensificación de la Corriente del Golfo y calentamiento del Atlántico

Norte (Weaver, 2003). Los análisis de Be-10 indican que las morrenas

de Polonia y los Países Bálticos se retiraron considerablemente,

indicando también un fuerte deshielo del Manto Finoescandinavo



Fases y desfases entre el Ártico y la Antártida

Tampoco el aumento de las temperaturas durante la última desglaciación ocurrió

de una forma lineal ni espacialmente simultánea. Las curvas de evolución de las

temperaturas en Groenlandia y en la Antártida, que se conocen gracias al estudio

de los hielos, muestran una variación bastante diferente. En Groenlandia, la

temperatura aumentó sobre todo hacia el 14.700 antes del presente y en unas

pocas décadas alcanzó un valor medio casi semejante al actual (Severinghaus,

1999). Con el calentamiento la cantidad de nieve anual media se duplicó

bruscamente de unos 10 cm/año a 20 cm/año según el sondeo en Summit.

Inmediatamente después de este brusco calentamiento, que duró solo entre 10 y

50 años, la tendencia en Groenlandia de nuevo se invirtió y durante unos milenios

se produjo una lenta regresión al frío, en cuyo momento de frío más intenso, entre

hace 12.200 y 11.500 años antes del presente, las temperaturas llegaron a ser

unos 15ºC más bajas que las actuales. y el espesor de la nieve precipitada cada

año se redujo de nuevo a unos 10 cm. Este período frío, denominado Younger

Dryas, acabó también bruscamente en el 11.500 antes del presente, cuando de

nuevo las temperaturas subieron definitivamente, poniendo fin a la glaciación.



Groenlandia y Europa

En el Atlántico Norte y en Europa, el ritmo de la deglaciación fue probablemente

parecido al de Groenlandia. Según estudios polínicos y de sedimentos lacustres,

el llamado Oldest Dryas fue el último período frío de la glaciación, entre el 19.000

y el 14.700 antes del presente. Durante esta fase ocurrió el episodio Heinrich-1 de

suelta masiva de icebergs en el Atlántico Norte. Coincidió con un enfriamiento

intenso de las aguas registrado en un sondeo frente a la costa del sur de Portugal.

El Oldest Dryas siguió al Ultimo Máximo Glacial y, aunque en principio fue más

cálido, le superó en frialdad en las aguas portuguesas. Entre el 14.700 y el 13.000

antes del presente se produjo un brusco calentamiento, el cálido Bølling-Allerød,

durante el cual, las temperaturas se mantuvieron altas. Numerosos yacimientos de

polen en Europa indican que la flora glacial anterior de hierbas y arbustos del

Oldest Dryas fue sustituída durante el Bølling-Allerød por una vegetación arbórea

templada. No obstante, en el transcurso de este período cálido se intercalaron

algunos intervalos cortos fríos. Hacia el 13.000 se entró bastante bruscamente en

un período relativamente estable y frío, el Younger Dryas (Dryas III), que duró

hasta el 11.500 antes del presente. El nombre del período se deriva de la planta

Dryas Octopelata, de pálidas flores amarillas, típica de la tundra, que hizo de

nuevo su aparición en las tierras meridionales de Europa. A continuación tratamos

este período con más detalle.

Antártida

En la Antártida, el ritmo fue diferente. La temperatura comenzó a aumentar hacia

el 18.000 antes del presente, por lo tanto antes de que lo hiciese con claridad en el

hemisferio norte. La subida se interrumpió hacia el 14.000 y entonces se produjo

un ligero enfriamiento (Jouzel, 2001). Este enfriamiento, llamado Antarctic Cold

Reversal, no llegó a ser tan pronunciado como el de Groenlandia y acabó antes

que el Younger Dryas, pues hacia el 12.500 la temperatura de nuevo reinició la

subida.



El Younger Dryas

Hace 12.900 años, tras el el calentamiento del Bölling-Allerod, el clima europeo

recayó en un período de nuevo muy frío, el Younger Dryas. La palabra Dryas se

deriva de la Dryas Octopelata, planta de pálidas flores amarillas, típica de la tundra,

que hizo de nuevo su aparición en las tierras meridionales de Europa, en donde

desaparecieron los árboles y fueron sustituidos otra vez por una vegetación muy

pobre. Las temperaturas de invierno en Europa durante el Younger Dryas

volvieron a ser muy bajas. Numerosos estudios polínicos, sedimentarios y de otro

tipo así lo señalan. Este intervalo frío, cuyo abrupto origen causa aún cierta

sorpresa, acabó también súbitamente hacia el 11.700 antes del presente, cuando

se produjo la subida térmica definitiva que dio entrada en el hemisferio norte al

período Preboreal y, con él, al interglacial actual: el Holoceno.

Se ha especulado mucho sobre la vuelta al intenso frío invernal que afectó a

Europa durante el

Younger Dryas y que tanto debió sorprender a nuestros ancestros paleolíticos

europeos, recién acostumbrados al calor. Quizás algunas zonas se salvaron mejor

que otras de la renovada crudeza del clima. Es posible, por ejemplo, que entonces

la región del suroeste europeo Cantabria-Pais Vasco-Aquitania, en plena

efervescencia de la cultura magdaleniense, se convirtiese en una zona refugio de

Europa, tanto para animales como para humanos, al verse favorecida por un clima

más benigno motivado por una mayor frecuencia del viento sur y del efecto föhn

invernal (Uriarte, 1996).

En aquella época, al inicio del Younger Dryas, hace 12.900 años, la insolación

estival en el hemisferio norte, derivada de los análisis de Milankovitch, era mayor

que la actual y continuaba aumentando (al máximo se llegaría hace 11.000 años).

Por lo tanto, no había una causa astronómica para que de repente se ralentizase

el deshielo veraniego y avanzasen otra vez los glaciares, sino todo lo contrario.

La clave del enfriamiento debió estar en otra parte: probablemente en el Atlántico.

Se sabe que el sistema de corrientes del Atlántico en la transición del Bølling-

Allerød al Younger Dryas se debilitó abruptamente y adoptó un modo parecido al

que tenía durante los períodos más fríos de la glaciación. En el Atlántico, las

aguas superficiales polares avanzaron otra vez hacia el sur, hasta la latitud de la

Península Ibérica. Las aguas templadas que transportan la corriente del Golfo y la

Deriva Nordatlántica apenas lograban llegar ya hasta la latitud de la Península.

Muchos son los indicios marinos de esta invasión meridional de agua fría. Por

ejemplo, el tipo de microfauna fósil hallado en los sedimentos frente a las costas

de Lisboa indica un enfriamiento de unos 10ºC en la temperatura del agua.

También la aparición de foraminíferos de aguas polares en latitudes medias, como



la Neogloboquadryna Pachyderma (s), indica un claro enfriamiento del Atlántico.

Finalmente, la existencia de derrubios terrígenos transportados por icebergs y

depositados en el fondo del mar en latitudes bastante bajas son también muestra

del enfriamiento agudo del agua que se produjo entre hace 12.900 y 11.600 años.

Una vez debilitada la correa termohalina el factor albedo pudo exacerbar el

proceso de enfriamiento. El albedo es el porcentaje de luz solar que se refleja y se

pierde en el espacio. El incremento de la formación de hielo marino reflectante se

vio favorecido por la desalinización parcial del agua marina, que de esta forma se

congelaba con mayor facilidad. Este proceso sería especialmente agudo durante

el invierno, estación en la que la insolación hace 11.000 años era en el hemisferio

norte bastante menor que la actual.



La hipótesis hasta hace poco más aceptada sobre cómo empezó todo fue ideada

por el oceanógrafo Wallace Broecker. Al comienzo de la desglaciación, en el

primer período cálido Bølling-Allerød, la progresiva fusión de los hielos del manto

Laurentino había ido formando en su borde meridional un gran lago de agua dulce,

el lago Agassiz, situado al oeste de la región que hoy ocupan los grandes lagos

americanos. Este lago tenía una salida hacia el sur, a través del río Mississippi, y

sus aguas dulces acababan desembocando en el Golfo de México.

Pero más o menos súbitamente, cuando se derritió una barrera de hielo en el

borde oriental del lago, que cortaba su comunicación con el Atlántico Norte, las

aguas comenzaron a desagüar en el océano a través del canal de San Lorenzo en

vez de seguir la ruta del Mississippi. Este aporte de agua dulce al Atlántico Norte,

cuyo caudal fue durante unas decenas de años superior al caudal que hoy lleva el

Amazonas, produjo una brusca disminución de la salinidad y de la densidad del

agua superficial marina, lo que frenó el mecanismo de hundimiento del agua

superficial y la producción de agua profunda (North Atlantic Deep Water) (ver

apéndice). En consecuencia, se debilitó el sistema termohalino (llamado a veces

MOC, Meridian Overturning Circulation, circulación meridiana volteante) y, con él,

la corriente del Golfo y la deriva nordatlántica. Así, el Atlántico Norte se vio

sometido a un largo período de vuelta al frío, que duró más de mil años: el

Younger Dryas.

Sin embargo no se han podido encontrar pruebas geológicas de esta gran

inundación que, de producirse, debió haber erosionado el terreno y creado un valle

encañonado por donde desagüasen las aguas del Lago Agassiz hacia el Atlántico.

Es posible también que el incremento de agua dulce en la región más

septentrional del Atlántico fuera causado por un mayor desagüe de agua dulce

desde el Ártico a través del estrecho de Fram, entre Spitzbergen y Groenlandia.

En la actualidad, a través de este estrecho circula hacia el sur, sobre todo en

invierno, una fuerte corriente con hielo marino que procede del Ártico. Es posible

que durante el Younger Dryas el Ártico recibiese agua dulce de deshielo desde el

sector occidental del manto de hielo norteamericano, en la región de Keewatin, y

que también hubiese un desagüe importante del deshielo a través de la Bahía de

Hudson. Este exceso de agua dulce era luego exportado hacia el Atlántico Norte a

través del estrecho de Fram y frenaba la circulación termohalina.



El enfriamiento del Younger Dryas fue muy claro en Europa y existen indicios de

que afectó a otras regiones y latitudes: desde la Patagonia, en Argentina, hasta el

Mar de Sulu, en Filipinas. Sin embargo, en la Antártida la temperatura aumentó y

una meticulosa reconstrucción de las morrenas de un antiguo glaciar en Nueva

Zelanda, cronológicamente datada por el Be10 de las rocas , indica que el glaciar

sufrió un claro retroceso en aquella época (Kaplan, 2010).Una de las señales que

parece indicar que el enfriamiento del Younger Dryas fue muy general es que la

concentración de metano en la atmósfera se redujo en un 25 %, dato que se

registra en los hielos de Groenlandia y en los de la Antártida, pero, por el contrario,

el dióxido de carbono aumentó, lo que hace pensar que quizás hubiese una suelta

de ese gas en los Mares del Sur, motivado por un cambio en la circulación

termohalina oceánica.



El Younger Dryas terminó aún más bruscamente de cómo había comenzado. En

unas pocas decenas de años, hacia el año 11.700 antes del presente, se produjo

en Groenlandia una subida térmica de hasta 10ºC. En Europa, los sedimentos de

algunos lagos de Polonia (lago Gosciaz), de Suiza (lago Gerzensee) y de

Alemania (lago Ammersee) parecen también indicar la terminación del Younger

Dryas más o menos al mismo tiempo, quizás con algunos años de retraso con

respecto a Groenlandia.

Clima del Holoceno

Tras el ascenso brusco de las temperaturas que se produjo al final del Younger

Dryas, finalizó el Pleistoceno y se entró en el último período interglacial del

Cuaternario: el Holoceno. Un factor importante de variación térmica, que actuó a lo

largo de este período, fue la paulatina disminución de la insolación veraniega en el

hemisferio norte. Debido a la precesión de los equinoccios, la insolación en el

hemisferio norte alcanzó un máximo al inicio del Holoceno. La insolación

veraniega en el hemisferio norte era entonces un 8 % superior a la actual,

mientras que la de invierno era un 8 % inferior. Por lo tanto, al comienzo del

Holoceno, hace unos 11.500 años, la diferencia de insolación en el hemisferio

norte entre los veranos y los inviernos era bastante mayor que la diferencia que

existe en la actualidad: los veranos eran más cálidos y los inviernos más fríos.

Los cambios de este reparto estacional de la radiación solar repercutieron en la

evolución de algunas características importantes de la circulación atmosférica y,

sobre todo, de la humedad continental.

Hace 11.500 años, los hielos del manto Finoescandinavo se habían ya derretido

por completo, pero los del manto Laurentino, aunque también habían perdido ya la

mayor parte de su espesor, todavía no lo habían hecho del todo. Así, hace 9.000

años, toda la mitad este de Canadá estaba aún cubierta por una capa de nieve

que resistía la ablación veraniega. Esta extensa región mantuvo durante el

comienzo del Holoceno un albedo alto, que sin duda provocaría una contención

del calentamiento en las zonas limítrofes. Los hielos del manto Laurentino no

desaparecieron por completo hasta hace 8.000 años, dejando a la vista un paisaje

erosionado de formas suaves y plagado de lagos, característico hoy de Canadá y

del norte de Estados Unidos.



Se cree que la temperatura media de la superficie de la Tierra durante el Holoceno no se ha solido alejar de los 14ºC-15ºC, a excepción de algunos períodos cortos de brusco enfriamiento, como el que aconteció en un episodio de enfriamiento brusco hace 8.200 años. A nivel global, las oscilaciones han sido de 1ºC o 2ºC.

Hace unos 10.000 años, la Tierra entró en un período cálido (el Hypsithermal) y húmedo que tuvo su punto de inflexión hacia el 6.000 antes del presente.

Del estudio de los sedimentos biológicos del Artico se deduce que la banquisa de verano ocupaba entonces una superficie que era sólamente el 50% de la actual y la de invierno el 75% (Miller, 2001), probablemente debido a la mayor insolación, que se acentuaba durante el final de la primavera y el verano. Se cree que la temperatura superficial de las aguas de los mares subárticos era en Agosto unos 5ºC superior a la actual (Darby, 2001).

Se sabe por estudios de fósiles de ballenas jorobadas migratorias que el “paso del noroeste”, entre las islas canadienses, estaba abierto en alguna época próxima al 9.500 antes del presente. En la actualidad los hielos de los mares que bañan el archipiélago ártico canadiense no se derriten lo suficiente en verano como para permitir la comunicación entre los océanos Artico y Pacífico, por lo que los stocks del Mar de Bering y del Estrecho de Davis de esta especie no se entremezclan.



África más húmeda

Según la teoría tradicional más aceptada la mayor insolación estival de la primera

parte del Holoceno hacía que las bajas presiones térmicas que se forman en los

continentes durante el verano fuesen más profundas que en la actualidad. Estas

bajas presiones continentales atraían tierra adentro a las masas húmedas de aire

oceánico y provocaban unos monzones veraniegos, tanto en Asia como en Africa,

más penetrantes e intensos que hoy. En la estación veraniega las lluvias se

adentraban más en el continente, pudiendo llegar hasta el corazón del Sahara. Por

su parte, la mayor densidad de la vegetación que cubría la región saheliana,

contribuía a retener y reciclar la humedad entrante (Broström, 1998).

Para otros, las causas de la humedad son más complicadas. Así, para el geógrafo

francés Leroux, las diferencias de la insolación veraniega con respecto al presente

en el trópico de Cáncer —que atraviesa el Sahara— son demasiado pequeñas e

insuficientes para explicar la mayor humedad de la primera parte del Holoceno en

Africa. Cree este investigador que la explicación hay que buscarla más lejos: en

los cambios circulatorios atmosféricos que afectan a toda la zona atlántica y que

se originan primordialmente en el Artico, en donde los cambios del reparto

estacional de la insolación sí que han sido notables a lo largo del Holoceno.

Sean unas u otras las

causas, al comienzo del

Holoceno, en unos pocos

milenios,la selva ecuatorial

africana se extendió de tal

forma hacia el norte y

hacia el sur que llegó a

ocupar un terreno quince

veces más amplio que el

que tenía durante la época

glacial. La selva

ensanchaba sus límites

hacia el norte y hacia el

sur en varios cientos de

kilómetros, ocupando

paisajes que hoy son de

sabana, la cual a su vez

ganaba terreno al desierto del Sahara. Las precipitaciones y la humedad en la

selva del Congo alcanzaron un máximo hace unos 9.000 años (Schefuß, 2005). Y



durante todo la primera parte del Holoceno, hasta el 6.000 antes del presente, el

clima de la selva fue mucho más húmedo que el actual.

El Sahara y su franja meridional, el Sahel, no eran las tierras de arena que hoy

conocemos, sino zonas que gozaban de períodos prolongados de bastante

humedad, con numerosos lagos y zonas marismáticas que hoy aparecen

completamente desecadas. Existen pruebas arqueológicas que indican que en

áreas hoy superáridas y recubiertas de dunas, pastaba una fauna típica de sabana.

De acuerdo con este clima más húmedo, durante la primera parte del Holoceno,

en contraste con las épocas frías anteriores, la intensidad de las tormentas de

polvo y la concentración de aerosoles minerales en el aire era mucho menor. Los

estudios de las zonas áridas prueban que entonces las dunas se encontraban

generalmente en un estado durmiente, mucho más fijas que antes y, en

consecuencia, la erosión eólica era mucho menor.

En el noroeste del Sahara, en la zona que al parecer se mantuvo más árida,

aparecen grandes yacimientos de conchas de caracoles. En la zona de los

macizos del Hoggar y del Tassili, en el centro del Sahara, aparecen pinturas

rupestres que muestran escenas con jirafas y otros mamíferos de la sabana. En

lagunas hoy desecadas al pie de estos macizos se han hallado fósiles de ranas y

de cocodrilos.

Toda la región del Sahel —desde el Atlántico al Índico— estuvo intercomunicada

por un sistema de ríos y de lagos. Por el oeste, una enorme región marismática de

miles de km2 en la que se expandía el Níger cubrió la zona al norte de Tombuctú.

En zonas en donde la lluvia anual es hoy de sólo 25 mm existía una población

humana que se alimentaba esencialmente de tortugas de aguas dulces, de

moluscos y de peces. En lo que en la actualidad es un paisaje semidesértico se

han encontrado restos de grandes bivalvos fluviales, de hipopótamos y de

cocodrilos de aquella época.

Más al este, el lago Chad, que se había desecado por completo en el momento

álgido de la Ultima Glaciación, de nuevo se rehízo y a comienzos del Holoceno,

alimentado por el agua de lluvia que le llegaba del Macizo de Tibesti, llegó a tener

un volumen y extensión semejante al del actual Mar Caspio. Después, durante la

primera mitad del Holoceno, este lago, denominado también Megachad, sufrió

diversas fluctuaciones y definitivamente perdió volumen a partir del 6.000 antes

del presente. Una de las regiones que ocupaba, la depresión del Bodelé, es hoy

un desierto polvoriento cubierto por una extensa capa blancuzca de diatomitas,

restos de las criaturas microscópicas que habitaban las aguas dulces de aquel



lago. Aún más al este, al sur de Egipto, en Nubia, aparecen pinturas rupestres con

elefantes. Muy lejos de las orillas del Nilo, en lo que hoy es pleno desierto, se han

encontrado restos paleontológicos de liebres y gacelas. Algunos monumentos

megalíticos de aquella época indican la existencia de una cultura importante en

una región que actualmente es hiperárida (McKim, 1998).

Hacia el 5.500 antes del presente las lluvias comenzaron a disminuir y ya hacia el

4.500 el Sahara tenía un clima semejante al actual, lo que ayudó a la densificación

de la población a orillas del Nilo y a la aparición de la civilización faraónica.

Los pocos estudios referentes al sur de África, señalan también una primera parte

del Holoceno, hasta hace unos 5.200 años, más húmeda y más cálida que la

siguiente, con una segunda transición aguda a un clima más seco y frío hacia el

3.200 antes del presente.

Enfriamiento y avance del desierto

Entre el 5.500 y el 4.000 antes del presente el clima del Sahara y del Oriente

Medio cambió, enfriándose, y, sobre todo, adquiriendo la aridez que llevó a la

región a tener el paisaje que hoy conocemos.

Hace 6.000 años existían diferencias orbitales importantes con respecto al

presente: mayor excentricidad de la órbita (0,0187 frente a 0,0167), mayor

inclinación del eje terrestre (24,1º frente a 23,4º) y, sobre todo, diferente fecha del

perihelio (a mediados de Septiembre en vez de a principios de Enero, como ahora).

Con la reducción de la insolación veraniega, las bajas presiones térmicas del

continente, producidas por el calentamiento estival, se fueron haciendo menos

profundas, con lo que disminuyó la succión de humedad desde el Atlántico. Las

lluvias que traían desde el sur los monzones de verano se debilitaron.

Se cree además que la progresiva pérdida de la vegetación de sabana, que cubría

lo que ahora es un desierto, provocó un potente feedback en el proceso de

aridificación (Claussen, 1999). Por debajo de un umbral de precipitaciones, la

pérdida de la vegetación estropeó el proceso de reciclaje de la humedad atlántica

que penetraba en el continente y las lluvias estivales dejaron de adentrarse en el

interior del Sahara.

Paradójicamente, la concentración de CO2 en la atmosfera no intervino en este

enfriamiento, ya que aumentó, en vez de disminuir. El incremento pudo ser debido

en parte al trasvase de carbono hacia la atmósfera que se produjo en el proceso

de aridificación continental, y probablemente también a un trasvase desde el

océano.



Ajuste postglacial

El ajuste postglacial (o ajuste isostático) es la elevación de masas terrestres que

habían sido presionadas por el enorme peso de los casquetes glaciares durante la

última glaciación, mediante un proceso conocido como depresión isostática. Afecta

al norte de Europa, Siberia, Canadá y la región de los Grandes Lagos.

Al finalizar la última glaciación hace unos 11 000 años, la mayoría del norte de

Europa y América del Norte estaba cubierta de capas de hielo de hasta tres

kilómetros de espesor. El enorme peso de este hielo hizo que el corteza se

hundiera en el manto. Al finalizar la glaciación, cuando las glaciares retrocedieron,

la eliminación de este peso motivó una rápida elevación de la corteza debido al

empuje aerostático del material de la corteza. Debido a la extrema viscosidad del

manto, son necesarios muchos miles de años para que la tierra alcance un

equilibrio hidrostático.

Unos estudios han demostrado que la elevación ha tenido lugar en dos fases

distintas. La elevación inicial fue rápida, a unos 7,5 cm/año. Esta fase duró unos

dos mil años, y se desarrolló a medida que el hielo desaparecía. Una vez

completada la deglaciación, el ritmo se ralentizó a 2,5 cm/año, con una reducción

exponencial desde entonces. Hoy, el ritmo de elevación es de aproximadamente 1

cm/año y las investigaciones sugieren que el ajuste durará unos diez mil años más.

La elevación total desde el fin de la edad

de hielo será de unos 400 m.

Modelo de ajuste postglacial: las zonas

en rojo se están elevando debido a la

eliminación de las capas de hielo,

mientras que las zonas azules están

disminuyendo debido al relleno de las

cuencas oceánicas, una vez que las

capas de hielo se funden.



Efectos del ajuste postglacial

El ajuste glaciar ha causado muchos cambios significantes en las líneas costeras y

los paisajes durante los últimos miles de años, y sus efectos aún son significativos.

En Suecia, el lago Mälar fue parte del mar Báltico, pero la elevación del terreno

acabó por separarlo y se convirtió en un lago de agua dulce en el siglo XII. Las

conchas de animales marinos encontrados en sedimentos del Lago Ontario

indican un evento similar en tiempos prehistóricos. En otros puertos nórdicos,

como Tornio o Pori, han tenido que modificar la situación del puerto varias veces a

lo largo de los últimos siglos.

En Gran Bretaña, la glaciación afectó a Escocia pero no el sur de Inglaterra, y el

ajuste postglacial del norte de Gran Bretaña causa un hundimiento compensatorio

de la parte meridional de la isla. Esto conlleva un riesgo mayor de inundaciones,

especialmente en las zonas que rodean el curso inferior del río Támesis. Junto con

el aumento del nivel del mar causado por el calentamiento global, este

hundimiento postglacial del sur de Inglaterra podría comprometer la efectividad de

la Thames Barrier, la defensa anti-inundaciones más importante de Londres,

después de 2030.

Los Grandes Lagos de América del Norte se encuentran aproximadamente en el

límite entre el terreno que se eleva y lo que se hunde. El lago Superior formó parte

en el pasado de un lago mucho mayor, junto con el lago Míchigan y el lago Hurón,

pero el ajuste postglacial provocó la separación de los tres lagos hace unos 2100

años. Hoy en día, el nivel del agua sube a las orillas meridionales de los lagos y

baja en las septentrionales.

En Suecia, se pueden ver algunos de los efectos más destacados en la isla de

Öland que tiene poco relieve debido a la presencia de la muy plana Stora Alvaret.

La tierra que se eleva ha hecho que el poblado de la edad de hierro quede más

lejos del mar Báltico, de manera que hoy en día quedan muy alejados de la costa.

En general, el ajuste postglacial tendía a hacer la Tierra más esférica a lo largo del

tiempo. Pero este efecto ha sido invertido por otros factores como movimientos de

gran magnitud de agua oceánica causados por El Niño y otros fenómenos

similares.



Vulcanismo del Cuaternario

El evento volcánico más relevante durante el cuaternario fue la formación de lo

que se conoce hoy en día como la caldera de Yellowstone cabe decir que hubo

otros eventos volcánicos alrededor del mundo pero el que tiene más relevancia

hasta el día de hoy es el de la creación de este súper volcán situado cercas de los

campos de géiser en Yellowstone y que en cualquier momento podría explotar de

forma muy violenta pues se piensa que es un volcán sin actividad algo erróneo

puesto que la zona de Yellowstone esta en constantes sismos.

La caldera de Yellowstone

También conocida como supe volcán de Yellowstone, es una caldera volcánica

ubicada en el Parque Nacional de Yellowstone en Estados Unidos. La caldera, que

mide aproximadamente 55 por 72 km, se encuentra en la esquina noroeste de

Wyoming, donde se sitúa la mayor parte del parque. La caldera se formó durante

la última de los tres supeR erupciones que se produjeron a lo largo de los últimos

2,1 millones de años. Primero se produjo la erupción de Huckleberry Ridge hace

2.100.000 de años, en la cual se creó la caldera de Island Park y la toba de

Huckleberry Ridge. Luego, hace 1.3 de millones años, se produjo la erupción de

Mesa Falls, la cual creó la caldera de Henry's Fork y toba de Mesa Falls.

Finalmente, hace 640,000 años,

se produjo la erupción de Lava

Creek que formó la caldera de

Yellowstone y la toba de Lava

Creek.

Ubicación de la caldera de

Yellowstone en Estados Unidos de

América.



Yellowstone es un volcán reciente en la era geológica, que se creó durante un

super erupción que ocurrió hace 640.000 años. La caldera se encuentra sobre un

punto caliente, donde la roca fundida caliente del manto sube hacia la superficie.

Aunque en la actualidad el punto caliente de Yellowstone se encuentra debajo de

la meseta de Yellowstone, anteriormente contribuyó en la creación de la planicie

de Snake River oriental (al oeste de Yellowstone) mediante una serie de enormes

erupciones volcánicas. Aunque el punto caliente parece moverse a través del

terreno en una dirección este-noreste, en realidad el punto caliente es mucho más

profundo que el terreno y se mantiene estacionario; es más bien la placa

Norteamericana que se desplaza en cima del punto caliente en dirección oeste-

suroeste.

Durante los últimos 18 millones de años el punto caliente de Yellowstone generó

una sucesión de violentas erupciones e inundaciones basálticas. En conjunto,

estas erupciones contribuyeron a la creación de la parte oriental de la planicie de

Snake River y la conversión de un área montañosa en una planicie. Al menos una

docena de estas erupciones fueron tan masivas que se clasifican como supe

erupciones. Las erupciones volcánicas a veces vacían el magma almacenado con

tanta rapidez que la tierra suprayacente se colapse en la cámara magmática

vacillada, formando una depresión geográfica que se conoce como una caldera.

Las calderas que se formaron a partir de supe erupciones explosivas pueden ser

tan grandes y profundas como lagos de mediano y gran tamaño, y pueden causar

la desaparición de grandes extensiones de una cordillera.

Los vestigios más antiguos de la caldera se extienden en ambos lados de la

frontera entre los estados de Nevada y Oregon cerca de McDermitt, aunque

existen pilares de volcaniclásticos y fallas arqueadas que definen complejos de

caldera de más de 60 km de diámetro en el Carmacks Group del suroeste-central

de Yukon, Canadá, los cuales se formaron hace 70 millones de años por el punto

caliente de Yellowstone.4 5 Progresivamente los restos de calderas más recientes,

en su mayoría agrupadas en varios campos volcánicos superpuestos, se

extienden desde la frontera entre Nevada y Oregón a través de la planicie oriental

del Snake River y terminan en la meseta de Yellowstone. Una de estas calderas,

la caldera de Bruneau-Jarbidge en el sur de Idaho, se formó hace 10–12 millones

de años, y el evento dejó una capa de ceniza con una profundidad de 30 cm en el

noreste de Nebraska a una distancia de 1600 km, y mató a grandes manadas de



rinocerontes, camellos, y otros animales hallados en el Parque Histórico Estatal de

Ashfall Fossil Beds. En los últimos 17 millones de años, se produjeron 142 o más

erupciones formadoras de caldera generadas por el punto caliente de Yellowstone.

El término "supervolcán" ha sido utilizado para describir los campos volcánicos

que producen erupciones volcánicas excepcionalmente grandes. Definido de esta

manera, el supervolcán de Yellowstone es el campo volcánico que produjo las

últimas tres supererupciones del punto caliente de Yellowstone; también produjo

una erupción menor adicional, creando así West Thumb Lake7 hace 174.000

años.8 Las tres supererupciones ocurrieron hace 2,1 millones, 1,3 millones y

640.000 años, formando las calderas de Island Park, Henry's Fork, y Yellowstone

respectivamente.9 La supererupción de la caldera de Island Park (hace 2.100.000

años), que produjo el toba de Huckleberry Ridge, fue el más grande y produjo

2500 veces más ceniza que la erupción del Monte Santa Helena en 1980. La

siguiente supererupción mayor formó la caldera de Yellowstone (hace 640.000

años) y produjo la toba de Lava Creek. La supererupción de la caldera de Henry's

Fork (hace 1.200.000 años), la más pequeña de las tres, produjo la toba de Mesa

Falls y es la única caldera de la planicie de Snake River-Yellowstone que se

mantiene claramente visible en la actualidad.

Desde la última

supererupción

se produjeron

también

erupciones

explosivas

menos violentas,

así como

erupciones no

explosivas de

lava, dentro y

cerca de la

caldera de

Yellowstone.11 12 El flujo de lava más reciente ocurrió hace unos 70.000 años, y

una erupción violenta excavó el West Thumb Lake al oeste de Yellowstone hace

alrededor de 150.000 años.También se produjeron explosiones de vapor; hace

13.800 años una explosión de vapor creó un cráter con un diámetro de 5 km en

Mary Bay, al borde del lago Yellowstone (que se encuentra en el centro de la

caldera).13 14 En la actualidad, la actividad volcánica se exhibe a través de

numerosos respiraderos geotérmicos distribuidos en toda la región, incluyendo el



famoso Old Faithful Geyser, así como el hinchazón del suelo que indica un

proceso de inflación continúa de la cámara magmática subyacente.

Las erupciones volcánicas, así como la continua actividad geotérmica, son el

resultado de una gran bolsada de magma situada bajo la superficie de la caldera.

El magma en esta cámara contiene gases que se mantienen disueltos sólo por la

inmensa presión del magma. Si, por algún cambio geológico, la presión se libera

en alguna medida, una parte de las burbujas de los gases disueltos lograrán

formarse, lo que resultaría en la expansión del magma. Esto podría causar una

reacción descontrolada y puede resultar es una violenta explosión de gas si dicha

expansión genere una mayor liberación de presión, por ejemplo al soplar material

de la corteza de la parte superior de la cámara magmática.

De acuerdo con el análisis de los datos del terremoto de 2013, la cámara

magmática tiene una longitud de 80 km y una anchura de 20 km, y tiene la forma

de una esponja de 4000 kilómetros cúbicos, de los cuales 6.08% se compone de

roca fundida. Se cree que es la cámara de magma más grande en existencia en la

Tierra. Debido a la naturaleza volcánica y tectónica de la región, la caldera de

Yellowstone experimenta entre 1000 y 2000 temblores medibles por año. La

mayoría de ellos son sismos menores con una magnitud de menos de 3 MW. De

vez en cuando se registra un grán número de temblores en un período

relativamente corto,

un evento conocido

como un enjambre

sísmico. En 1985, se

registraron más de

3000 temblores

durante un periodo de

algunos meses. Más

de 70 enjambres

pequeños han sido

detectados entre

1983 y 2008. El

USGS señala que

estos enjambres

podrían ser causados

por deslizamientos en fallas existentes, en vez de movimientos del magma o de

fluidos hidrotermales.



Supervolcán de Toba

El complejo de la caldera de Toba comprende cuatro cráteres volcánicos

superpuestos que se unen al "eje volcánico" de Sumatra. El más reciente de los

cuatro mide 100 por 30 km y es la mayor caldera del mundo del Cuaternario;

forma la intersección de las tres calderas más antiguas. Se estima que se

expulsaron 2800 km3 de material piroclástico equivalente de roca densa, conocido

como Toba volcánica, durante una de las más grandes erupciones volcánicas

explosivas de la historia geológica reciente. Después de la erupción, se formó un

domo resurgente dentro de la nueva caldera, uniendo dos medio domos

separados por un graben longitudinal.3

Al menos cuatro estratovolcanes son visibles en el lago, así como cuatro conos, y

tres cráteres. El cono Tandukbenua, que se encuentra en el extremo noroccidental

de la caldera, tiene una vegetación escasa, lo que sugiere una edad temprana de

apenas unos cientos de años. El volcán Pusubukit (1971 msnm), en el límite sur

de la caldera, muestra una actividad solfatarica y ha sido declarado un santuario

geológico. El lago Toba se encuentra cerca de la falla de Sumatra, que corre a lo

largo de Sumatra.11 Los volcanes de Sumatra y Java son parte del arco de Sonda,

un arco volcánico que se formó como resultado del movimiento hacia el noreste de

la placa Indoaustraliana, que se desliza bajo la placa Euroasiática la cual mueve

en una dirección este. Esta zona de subducción es muy activa: en el fondo del mar

cerca de la costa oeste de Sumatra se han producido varios terremotos muy

fuertes desde 1995, incluyendo el terremoto del océano Índico de 2004 con una

magnitud de 9,1 Mw y el terremoto de Sumatra de 2005 con una magnitud de 8,7

Mw, cuyos epicentros se localizaron a unos 300 km de Toba.

La erupción del Toba se produjo hace unos 69.500 a 77.500 años en el sitio que

hoy es el lago Toba.12 Fue la última erupción de una serie de al menos tres

erupciones que crearon calderas en este mismo lugar, de las cuales las calderas

anteriores se formaron hace aproximadamente 700.000 y 840.000 años.11 Esta

última erupción tuvo una magnitud estimada de VEI 8, y es posiblemente la

erupción volcánica explosiva más grande en los últimos 25 millones de años.

Impresión artística de la erupción del Toba desde el espacio; la flecha que señala

al Norte apunta hacia la esquina superior izquierda de la foto.

Los especialistas Bill Rose y Craig Chesner, de la Universidad Tecnológica de

Míchigan, estimaron la cantidad total de material erupcionado en unos 2800

km3,13 de los cuales 2000 km3 correspondían a ignimbritas que fluyeron sobre la



superficie, mientras 800 km3 corresponden a cenizas que cayeron en su mayor

parte hacia el oeste, debido a la dirección de los vientos. Los flujos piroclásticos de

la erupción destruyeron una superficie de 20.000 km2, con depósitos de cenizas

que llegaron a tener un espesor de 600 m en la cercanía de la chimenea

principal.13 Durante el evento se expulsó en la atmósfera un volumen de 10.000

toneladas de ácido sulfuroso14 o 6000 toneladas de dióxido de azufre15. El

posterior colapso del volcán formó una caldera que, tras llenarse de agua, creó el

lago Toba. La isla, Samosir, en el centro del lago se formó por un domo resurgente.

Aunque se desconoce el año exacto de la erupción, el patrón de depósitos de

cenizas sugiere que se produjo durante el verano del hemisferio norte, ya que sólo

el monzón de verano podría haber depositado ceniza de Toba en el mar de la

China Meridional.16 La erupción puede haber durado dos semanas, y el

consiguiente "invierno volcánico" dio lugar a una disminución de la temperatura

global promedio de 3,0 a 3,5ºC durante varios años. En los núcleos de hielo de

Groenlandia se registró una fuerte reducción de los niveles de captura de carbono

orgánico. En el sudeste de Asia muy pocas plantas o animales habrían sobrevivido

el cambio del entorno, y es posible que la erupción pueda haber causada una

mortandad global.

Foto en la

actualidad del

lago de Toba



Tectónica del Cuaternario

En la tectónica del cuaternario se destaca el Istmo de Panamá que también en

varias teoría influencio la etapas glaciales del cuaternario causando cambios de

temperaturas en los océanos del Pacifico y Atlántico.

Istmo de Panamá

Antes de crearse el actual istmo, las aguas cubrían la zona del actual Panamá.

Una gran masa de agua separaba los continentes de América del Norte y del Sur,

lo que permitía a las aguas de los océanos Pacífico y Atlántico mezclarse

libremente. Bajo la superficie, dos placas de la corteza terrestre se desplazaban

lentamente, obligando a la placa del Pacífico a deslizarse bajo la placa del Caribe.

La presión y el calor causado por esta colisión tectónica llevó a la formación de

volcanes submarinos, algunos de los cuales crecieron lo suficiente como para

conformar islas hace unos quince millones de años. Mientras tanto, el

desplazamiento de las dos placas también fue empujando al fondo marino,

obligando lentamente a emerger algunas zonas sobre el nivel del mar.

Con el tiempo, grandes cantidades de sedimentos (arena, lodo y barro) de Norte y

Sudamérica rellenaron las zonas existentes entre la nueva formación de islas.

Durante millones de años, los depósitos de sedimentos ampliaron las islas,

vinculándolas, originando hace unos tres millones de años la formación de un

istmo, entre el Norte y el Sur de América.

Los científicos estiman que la formación del istmo de Panamá es uno de los más

importantes acontecimientos geológicos en los últimos sesenta millones de años.

Aunque sólo era un pequeño fragmento de tierra en relación con el tamaño de los

continentes, el istmo de Panamá tuvo enorme impacto en el clima de la Tierra y su

medio ambiente. Al impedir las corrientes de agua entre los dos océanos, este

puente de tierra desvió las corrientes oceánicas del Atlántico y el Pacífico. Las

corrientes del Atlántico se vieron obligadas a desplazarse hacia el norte, y

finalmente se originó un nuevo sistema que llamamos la corriente del Golfo.

Con las cálidas aguas del Caribe que fluye hacia el noreste del Atlántico, el clima

del noroeste de Europa se volvió más cálido (unos 10 °C más fríos sin el

transporte del calor de la corriente del Golfo.) El Atlántico, que ya no se mezclaba

con el Pacífico, aumentó su salinidad.

Cada uno de estos cambios ayudó a establecer el sistema de circulación oceánica

mundial actual. En resumen, el istmo de Panamá, directa e



indirectamente, influyó en el océano y las pautas de circulación atmosférica, que

regula las pautas de precipitaciones, y a su vez los paisajes.

Las evidencias también sugieren que la creación de esta masa de tierra generó el

clima cálido y húmedo del norte de Europa y dio lugar a la formación de la capa de

hielo del Ártico, y contribuyó a la edad de hielo durante las siguientes épocas del

Pleistoceno.

La formación del istmo de Panamá también desempeñó un importante papel en la

biodiversidad del planeta. El puente hizo más fácil, para animales y plantas, migrar

entre los dos continentes. Este evento se conoce en paleontología como el Gran

Intercambio Americano. Por ejemplo, en América del Norte, la zarigüeya, el

armadillo, y el puerco espín permiten rastrear de nuevo a todos los antepasados

que vinieron a través del puente de tierra de América del Sur. Del mismo modo,

los antepasados de los osos, gatos, perros, caballos, llamas, y todos los

mapaches hicieron el viaje al sur a través del istmo.

Su aparición, hace

unos cinco

millones de años,

habría modificado

las corrientes

oceánicas entre

Pacífico y Atlántico

y pudo tener

relación con la

desertización

africana y con el

crucial cambio de

hábitos en los

homínidos

Istmo de Panamá señalado en rojo



Con el surgimiento del Istmo de Panamá, el planeta experimentó cambios

resultantes del orden mundial actual. Durante tres millones de años, Panamá se

ha separado de los océanos y se unió a dos continentes. Se promovió el

intercambio de especies entre las Américas, lo que permite que la fauna

amazónica colonice zonas tan al norte como México y la creación de la abundante

biodiversidad tropical que tenemos hoy. Es responsable del desarrollo extensivo

de los arrecifes de coral, inició un

nuevo patrón de la circulación

oceánica mundial, contribuyó a la

glaciación del hemisferio norte, y

cambió el clima de los trópicos.

Debido al istmo, los vientos que

atraviesan la Corriente del Golfo

se calientan y Europa está a

salvo de la congelación durante el

invierno. Incluso es posible que

los ancestros de la raza humana

bajaran de los árboles a causa

del cambio climático en áfrica,

que fue también un producto del

surgimiento del Istmo.

Hace veinte millones de años un

océano cubría la zona en Panamá de hoy en día (en el gráfico de arriba a la

derecha, posible estado hace 10 millones de años). Había una brecha entre los

continentes de América del Norte y del Sur a través del cual las aguas de los

océanos Atlántico y Pacífico fluían libremente. Debajo de la superficie, dos placas

de la corteza terrestre fueron poco a poco chocando entre sí, obligando a la placa

del Pacífico a deslizarse lentamente bajo la placa del Caribe. La presión y el calor

causado por esta colisión condujo a la formación de volcanes submarinos, algunos

de los cuales habían crecido lo suficiente como para salir a la superficie del

océano y formaron islas tan temprano como hace 15 millones de años. Más y más

islas volcánicas se formaron en el área durante los próximos varios millones de

años. Mientras tanto, el movimiento de las dos placas tectónicas también fue

empujando desde el fondo del mar, finalmente, obligaron a algunas zonas a

superar el nivel del mar.



Con el tiempo, grandes cantidades de sedimentos (arena, tierra y barro) fueron

acumulados desde América del Norte y del Sur por las fuertes corrientes marinas y

cerraron las brechas entre las islas de

reciente formación. Poco a poco, durante

millones de años, los depósitos de

sedimentos fueron añadidos a las islas

hasta que las lagunas se llenaron

completamente. Hace aproximadamente

3 millones de años, un istmo se había

formado entre América del Norte y del

Sur. (Un "istmo" es una estrecha franja de

tierra, con agua a ambos lados, que

conecta dos órganos más grandes de

tierra. En la imagen de la izquierda, hace

5 millones de años, el istmo todavía no se

había cerrado completamente).Los

científicos creen que la formación del Istmo de Panamá es uno de los eventos

geológicos más importantes que han sucedido en la Tierra en los últimos 60

millones de años. A pesar de que es sólo una pequeña franja de tierra, en relación

al tamaño de los continentes, el Istmo de Panamá tuvo un enorme impacto en el

clima de la Tierra y su entorno.

Al cerrar el flujo de agua entre los dos océanos, la tierra del puente re-enruta las

corrientes, tanto en el océano Atlántico como en el Pacífico. Corrientes del

Atlántico se vieron obligadas hacia el norte, y finalmente se estableció un patrón

de una nueva corriente que

llamamos la Corriente del Golfo

en la actualidad.

Con las cálidas aguas del Caribe

que fluyen hacia el noreste del

Atlántico, el clima del noroeste de

Europa se volvió más cálido. (La

temperatura tendría como 10

grados C más fría en invierno sin

el transporte de calor de la

Corriente del Golfo.) El Atlántico,

ya no se mezcla con el Pacífico,

también aumentó la



salinidad. Cada uno de estos cambios ayudó a establecer el patrón de circulación

oceánica mundial que vemos hoy. En resumen, el Istmo de Panamá tiene una

influencia directa e indirecta del océano y los patrones de circulación atmosférica,

que regula los patrones de las precipitaciones, que a su vez ha esculpido los

paisajes.

La formación del Istmo de Panamá también desempeñó un papel importante en la

biodiversidad de nuestro mundo. El puente ha hecho más fácil para los animales y

plantas migrar entre los continentes. Por ejemplo, en América del Norte, la

zarigüeya, el armadillo, el puercoespín, todos se remontan a los antepasados que

vinieron a través del puente terrestre de América del Sur. Del mismo modo, los

antepasados de los osos, gatos, perros, caballos, llamas y mapaches todos

hicieron el viaje al sur a través del istmo.

Este evento se conoce en paleontología como el Gran Intercambio Americano. Por

ejemplo, en América del Norte, la zarigüeya, el armadillo, y el puerco espín

permiten rastrear de nuevo a todos los antepasados que vinieron a través del

puente de tierra de América del Sur. Del mismo modo, los antepasados de los

osos, gatos, perros, caballos, llamas, y todos los mapaches hicieron el viaje al sur

a través del istmo.

Gran Intercambio Americano

El Gran Intercambio Americano fue un importante evento paleozoogeografico en el

que la fauna terrestre y dulceacuícola emigró de América del Norte a través de

Centroamérica hacia América del Sur y viceversa, como resultado del surgimiento

del Istmo de Panamá entre las mitades boreal y austral del actual continente

americano, entonces continentes separados. La migración culminó hace

aproximadamente tres millones de años en el Piacenziano, en la primera mitad del

Plioceno superior. Este evento significó la interacción de la región biogeográfica

Neotropical (América del Sur) y la Neártica (América del Norte) para formar

definitivamente el conjunto biogeográfico de las Américas. El intercambio es visible

a partir de la observación de los estratos geológicos y del atento estudio de la

fauna de ambos subcontinentes. Su efecto es más importante sobre la distribución

de los mamíferos, pero también dio una oportunidad única para expandirse a aves,

artrópodos, reptiles, anfibios e incluso permitió la migración de peces de agua

dulce entre ambos subcontinentes.



Los intercambios fueron advertidos por primera vez por el llamado padre de la

biogeografía, Alfred Russel Wallace. Entre 1848 y 1852, Wallace se dedicó a

explorar y recoger muestras y especímenes en la cuenca del Amazonas.

Intercambios similares ocurrieron a principios del Cenozoico cuando las masas de

tierra anteriormente aisladas de la India y África entraron en contacto con Eurasia

hace 50 y 30 millones de años, respectivamente.

Después del gran choque entre los dos complejos faunísticos americanos, la fauna

del continente cambió radicalmente. Muchos géneros de animales desaparecieron

y surgieron otros, los cuales constituyen la moderna fauna del continente

americano. De las dos partes del continente la que más resintió los efectos del

intercambio fue la América meridional, cuya fauna nativa fue casi totalmente

extinguida por los invasores norteamericanos.

Un caso similar aconteció con los herbívoros de ambos continentes. Los

ungulados nativos del sur fueron totalmente reemplazados por los ungulados

invasores en un lapso increíblemente corto, debido a razones similares a las que

dieron el triunfo a los depredadores inmigrantes del norte.

A lo largo de los pasados millones de años, los herbívoros norteamericanos se

vieron sometidos a constantes cambios de clima y vegetación, a la llegada de

nuevos grupos herbívoros de Eurasia y al desarrollo y/o llegada de nuevos grupos

depredadores en el continente.

Equinos, camélidos, tapires, pecaríes, ciervos y otros herbívoros del norte, son el

resultado de millones de años de presión constante, lo que les otorgó una gran

versatilidad, excelentes adaptaciones para cumplir con nicho ecológico, y una

inteligencia relativamente superior a la de sus equivalentes meridionales.

Los herbívoros sudamericanos sucumbieron ante la competencia de estos

invasores más evolucionados y ante los nuevos depredadores llegados con ellos.

Estos factores aunados a la violencia con la ocurrieron los cambios, fueron

demasiado para los herbívoros nativos; dando como resultado la extinción de los

ungulados nativos y la reducción en la diversidad de especies de roedores

grandes nativas del sur.

Hubo dos razones principales para el éxito de la migración norteamericana en

Sudamérica y el fracaso de la oleada sudamericana en Norteamérica.



La primera de estas razones fue el clima.

Los emigrantes norteamericanos que

alcanzaron el istmo de Panamá no

requerían grandes adaptaciones para

tolerar las condiciones tropicales que

predominaban más al sur, por lo que

tuvieron libre el camino para expandirse a

su arbitrio por el continente; en cambio los

emigrantes sudamericanos tuvieron que

enfrentarse a cambios radicales de clima y

vegetación, los cuales se hicieron

especialmente notorios en el momento en

que los inmigrantes sureños entraron a la

región central de México, donde se levanta

el Eje Neovolcánico, cuya altura crea

condiciones más secas y frías que en el

sur; por lo tanto la mayoría de los

inmigrantes sudamericanos, adaptados a

un clima tropical, no lograron atravesar esta

barrera, quedando confinados a América

Central. En cuanto a aquellos grupos que lo

lograron, su variedad disminuyó a medida

que iban más al norte debido a condiciones

ambientales más secas y extremas, lo cual restringió en gran medida su éxito en

el continente.

La segunda razón fue el desarrollo evolutivo de la fauna norteamericana, la cual

se vio sometida a mayores presiones evolutivas durante la parte previa del

Cenozoico. A diferencia de la fauna de Sudamérica, la fauna de Norteamérica tuvo

que soportar constantes intercambios faunísticos previos con Eurasia vía Puente

de Beringia, lo cual derivó en el surgimiento de un complejo faunístico resistente y

adaptable al momento de la unión con Sudamérica.

Entre los principales inmigrantes norteamericanos venidos de Eurasia estaban los

grandes felinos, como el león, especie que desarrollaría una subespecie endémica

en el continente, y los primeros felinos dientes de sable norteamericanos. También

de Eurasia llegaron los proboscídeos, los cuales al igual que los felinos dientes de

sable, surgieron en África, y habían colonizado Eurasia tras él contacto de ambos

continentes hace 30 millones de años.



Inicio de la Era Glacial

Una glaciación, es un periodo de larga duración en el cual baja la temperatura

global del clima de la Tierra, dando como resultado una expansión del hielo

continental de los casquetes polares y los glaciares. Las glaciaciones se

subdividen en periodos glaciales, siendo el wisconsiense el último hasta nuestros

días.

De acuerdo a la definición dada por la Glaciología, el término glaciación se refiere

a un periodo con casquetes glaciares tanto en el hemisferio norte como en el sur;

según esta definición, aún nos encontramos en una glaciación porque todavía hay

casquetes polares en Groenlandia1 y la Antártida.

La idea de que en el pasado los glaciares fueron más extensos era saber popular

en algunas regiones alpinas de Europa: Imbrie y Imbrie (1979) recogen el

testimonio de un leñador que explicó a Jean de Charpentier la antigua extensión

del glaciar suizo del Grimselpass.2 La teoría no fue postulada por una única

persona.3 En 1821, un ingeniero suizo, Ignaz Venetz, presentó un artículo en el

que sugería la presencia de rasgos de paisaje glaciar a distancias considerables

de los glaciares existentes en los Alpes; esto era indicativo de que los glaciares

fueron mayores en el pasado y que ocuparon posiciones valle abajo.4 Entre 1825

y 1833, Charpentier reunió pruebas para apoyar esta idea. En 1836, Charpentier y

Venetz5 convencieron a Louis Agassiz de su teoría, y Agassiz la publicó en su

libro Étude sur las glaciers ("Estudio sobre los glaciares").6 Según Macdougall,

Charpentier y Venetz rechazaron las ideas de Agassiz, quien había ampliado el

trabajo de éstos, afirmando que la mayoría de los continentes habían estado

cubiertos de hielo en tiempos remotos.

Agassiz presentó como prueba de la teoría glaciar un ejemplo clásico del

uniformitarismo. Es decir, puesto que las estructuras observadas no podían ser

explicadas de un modo ajeno a la actividad glaciar, los investigadores

reconstruyeron la extensión de los glaciares en el pasado, ahora desaparecidos,

en función de la presencia de características propias de zonas sometidas a la

acción de los glaciares fuera de la situación actual de éstos.

En la época de Agassiz, lo que se estudiaba eran los periodos glaciales de los

últimos centenares de miles de años, durante la glaciación actual. Todavía no se

sospechaba la existencia de antiguas edades glaciales. No obstante, a principios

del siglo XX se estableció que la orografía terrestre mostraba características sólo

explicables por la sucesión de varios eventos glaciales; de hecho, se dividió el

periodo glacial cuaternario para Europa y Norteamérica en cuatro elementos,

basados fundamentalmente en los depósitos glaciales (en orden de aparición,



Nebrasquiense, Kansaniense, Illinoiense y Wisconsiense). Estas divisiones

tradicionales fueron sustituidas a finales de siglo cuando los sondeos de

sedimentos del fondo marino revelaron ser un registro mucho más completo sobre

el clima del periodo glacial cuaternario.

Evidencia de glaciación reciente en núcleos de hielo.

Los núcleos de hielo se utilizan para obtener un registro de alta resolución de la

glaciación reciente. Se confirma la cronología de los estados isotópicos marinos.

Los datos de núcleos de hielo demuestran que los últimos 400 000 años han

consistido en cálidos cortos interglaciares (10 000 a 30 000 años) sobre periodos

glaciales, como el actual interglacial que alterna con mucho más prolongados

glaciales (70 000 a 90 000 años), sustancialmente más fríos que el actual. Un

nuevo núcleo de hielo antártico, ha revelado que entre 400 000 y 780 000 años

atrás, los interglaciares ocupan una proporción considerablemente mayor de cada

ciclo glacial/interglaciar, pero no eran tan cálidos como los interglaciares

posteriores.

Ciclos glaciales cuaternarios

Ciclos periodo glacial e interglaciar representados por el CO2 atmosférico, medido

a partir de muestras de núcleos de hielo que se remontan a 800 000 años.

Originalmente, los periodos glaciales e interglaciares de la edad de hielo

cuaternaria fueron nombrados por sus características geológicas, y sus nombres

varían de una región a otra de la Tierra. Ahora es más común para referirse a los

períodos por su número de estado isotópico marino.4 El registro marino conserva

todas las glaciaciones pasadas, las pruebas con base en tierra son menos

completas porque glaciaciones sucesivas pueden borrar las pruebas de sus

predecesoras. Los núcleos de hielo provenientes de las acumulaciones de hielo

continental también provén un registro completo, pero no retroceden tanto en el

tiempo como los datos marinos. Los datos del polen procedente de lagos y

pantanos, así como los perfiles de loess, proporcionan importantes datos de

correlación basados en la tierra



El sistema de nombres no se ha llegado a completar ya que la discusión técnica

se trasladó a la utilización de números de estadio isotópico marino. Por ejemplo,

hay cinco ciclos glacial/interglacial en el Pleistoceno registrados en los sedimentos

marinos durante el último medio millón de años, pero sólo dos interglaciares

clásicos fueron reconocidos originalmente sobre la tierra durante ese período

(Riss-Würm y Mindel-Riss).6

La evidencia basada en tierra funciona aceptablemente bien hacia atrás hasta el

estado isotópico MIS 6, pero ha sido difícil coordinar las etapas usando evidencia

solo con base en tierra antes de esa. Por lo tanto, el sistema de nombres está

incompleto y las identificaciones con base en tierra de las edades de hielo

Episodios geoclimáticos del Cuaternario7

Antigüedadtl

1 Norteamérica

Europa

atlántica

Magreb

Europa

mediterránea

Europa del

Norte

Europa

central

MIS

11 000 años Posglaciar Flandriense Mellahiense Versiliense

Posglaciar 1

80 000 años Wisconsin Devensiense Regresióntl 2 Regresióntl 2 Vistula o

Weichsel Würm 2-4, 5a-d

130 000

años Sangamoniense Ipswichiense Ouljiense

Tirreniense II

y III Eemiense

Riss-

Würm

5e (7, 9?)

190 000

años Illinoiense Wolstoniense Regresióntl 2 Regresióntl 2 Saaliana Riss 6

424 000

años

Pre-Illinoiensetl

3 8 9 10

Hoxniense Anfatiense Tirreniense I Holsteiniano Mindel-

Riss

1111

478 000

años Angliense Regresióntl 2 Regresióntl 2 Elsteriana Mindel 12[cita requerida]

866 000

años Cromeriense Maarifiense Siciliense

Günz-

Mindel

13-2111 12

1 100 000

años? Beestoniense Regresióntl 2 Regresióntl 2 Menapiana Günz 22-60?11 12

http://es.wikipedia.org/wiki/Cuaternario

http://es.wikipedia.org/wiki/Cuaternario

http://es.wikipedia.org/wiki/Cronolog%C3%ADa_de_las_glaciaciones#cite_note-8


http://es.wikipedia.org/wiki/Norteam%C3%A9rica

http://es.wikipedia.org/wiki/Arco_Atl%C3%A1ntico

http://es.wikipedia.org/wiki/Arco_Atl%C3%A1ntico

http://es.wikipedia.org/wiki/Magreb

http://es.wikipedia.org/wiki/Europa_del_Sur

http://es.wikipedia.org/wiki/Europa_del_Sur

http://es.wikipedia.org/wiki/Europa_del_Norte

http://es.wikipedia.org/wiki/Europa_del_Norte

http://es.wikipedia.org/wiki/Europa_central

http://es.wikipedia.org/wiki/Europa_central

http://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Estado_isot%C3%B3pico_marino&action=edit&redlink=1

http://es.wikipedia.org/wiki/Postglaciar

http://es.wikipedia.org/wiki/Cronolog%C3%ADa_de_las_glaciaciones#cite_note-reg-9


http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n_de_W%C3%BCrm_o_Wisconsin

http://es.wikipedia.org/wiki/Interglaciar_Riss-W%C3%BCrm

http://es.wikipedia.org/wiki/Interglaciar_Riss-W%C3%BCrm



http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n_de_Riss_o_Illinois



http://es.wikipedia.org/wiki/Cronolog%C3%ADa_de_las_glaciaciones#cite_note-Dort1966-11

http://es.wikipedia.org/wiki/Cronolog%C3%ADa_de_las_glaciaciones#cite_note-Boellstorff1978a-12

http://es.wikipedia.org/wiki/Cronolog%C3%ADa_de_las_glaciaciones#cite_note-Boellstorff1978b-13

http://es.wikipedia.org/wiki/Interglaciar_Mindel-Riss

http://es.wikipedia.org/wiki/Interglaciar_Mindel-Riss

http://es.wikipedia.org/wiki/Cronolog%C3%ADa_de_las_glaciaciones#cite_note-Lisiecki2005-14



http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n_de_Mindel_o_Kansas

http://es.wikipedia.org/wiki/Wikipedia:Verificabilidad

http://es.wikipedia.org/wiki/Interglaciar_G%C3%BCnz-Mindel

http://es.wikipedia.org/wiki/Interglaciar_G%C3%BCnz-Mindel


http://es.wikipedia.org/wiki/Cronolog%C3%ADa_de_las_glaciaciones#cite_note-LisieckiRaymo-15



http://es.wikipedia.org/wiki/Glaciaci%C3%B3n_de_G%C3%BCnz_o_Nebraska


http://es.wikipedia.org/wiki/Cronolog%C3%ADa_de_las_glaciaciones#cite_note-LisieckiRaymo-15



anteriores a este estado son en parte conjeturas. No obstante, los datos basados

en tierra son esencialmente útiles en la discusión de las formas terrestres, y

correlacionando la conocida etapa isotópica marina con ellos.5

Los últimos ciclos de períodos glaciación/interglaciar del Cuaternario se nombran,

desde el más reciente al más lejano, como sigue en la tabla inferior. Las fechas

presentadas datan de años atrás del presente. Periodos más antiguos del

Cuaternario son de muy difícil datación, si bien se reconocen otras etapas

glacial/interglacial: Estado Pastoniano, Estado Pre-Pastoniano y Estado

Bramertoniano. Podrían llegar a 1,5 Ma atrás.

Vida del Pleistoceno

El pleistoceno, así llamado por el geólogo británico Charles Lyell en 1839, viene

inmediatamente después del plioceno, y se extiende desde comienzos del

cuaternario hasta hace unos 10.000 años. Fue definido según el tamaño de las

especies de moluscos y crustáceos aún vivos. Los estratos que contenían entre un

90 y un 100% de especies vivas fueron asignados a este periodo. Los sistemas

montañosos alcanzaron su altura y su forma por acción de la erosión durante el

pleistoceno.

El pleistoceno se caracterizó por la extensión del hielo en forma de glaciares sobre

más de una cuarta parte de la superficie terrestre del planeta. Un sistema glacial

europeo estaba centrado sobre Escandinavia, y se extendía al sur y al este a

través del norte de Alemania y el oeste de Rusia, y hacia el suroeste sobre las

islas Británicas. El segundo gran sistema glacial del hemisferio norte cubría la

mayor parte de Siberia. En Norteamérica, un sistema glacial cubrió Canadá y se

extendió al sur hasta Estados Unidos. En el este de Estados Unidos, la glaciación

se extendió hasta Pensilvania al sur, y desde el océano Atlántico hacia el oeste

hasta el río Missouri; otra capa de hielo se encontraba en las faldas de las

montañas Rocosas y otras cordilleras experimentaron la glaciación, llegando

incluso hasta Nuevo México y Arizona. Las regiones ártica y antártica estaban

también cubiertas de hielo, al igual que la mayoría de los picos de las montañas

altas de todo el mundo.

El pleistoceno es llamado la era del Hombre ya que se cree que los primeros seres

humanos evolucionaron en ella. La flora y fauna dominantes en esta época, que

existía en las regiones libres de hielo, eran sobre todo las mismas que las del

plioceno. A finales del pleistoceno, no obstante, en Norteamérica habían



desaparecido muchas especies de mamíferos, incluyendo la llama, el camello, el

tapir, el caballo y el yak. Otros grandes mamíferos, como el mastodonte, el tigre de

dientes de sable y el perezoso terrestre, se extinguieron en todo el mundo.

Mientras se acumulaba hielo y nieve en latitudes altas, en las latitudes más bajas

aumentaban las lluvias, lo que permitió que la vida vegetal y animal floreciera en

áreas del norte y el este de África.

Durante la época reciente, que comenzó hace unos 10.000 años, el deshielo hizo

que el nivel del mar subiera varios metros, inundando grandes superficies de tierra.

A medida que el hielo avanzaba, los seres vivos emigraban hacia zonas más

cálidas. Estas migraciones fueron el origen de diversos mecanismos de selección

natural: muchas especies no pudieron soportar el vaivén climático, especialmente

los grandes mamíferos como mamuts, tigres de diente de sable, etc. y se

extinguieron.

En las regiones cálidas de África y Asia, al no verse afectada por las glaciaciones,

la fauna no sufrió cambios bruscos.

En Europa, durante las glaciaciones, estos mamíferos se vieron obligados a migrar

hacia el Sur buscando refugio en los bosques de la Península Ibérica, Italia y los

países Balcánicos. Muchos de ellos, sobre todo los de gran tamaño, murieron,

debido a que sus hábitats se restringieron bruscamente.

A finales del Pleistoceno, en Norteamérica se habían extinguido muchas especies

de mamíferos, incluidos la llama, el camello, el tapir, el caballo y el yak. Otros

grandes mamíferos, como el mastodonte, el tigre dientes de sable y el perezoso

terrestre, se extinguieron en todo el mundo.

El Estrecho de Bering, que funcionó como istmo gran parte del Cuaternario,

permitió las migraciones entre Asia y América.

Durante las épocas frías se desarrollaron praderas herbáceas propias de regiones

próximas a los polos; y en los periodos templados se desarrollaron bosques de

coníferas y árboles caducifolios similares a los que se desarrollan actualmente en

zonas de clima templado.

En las latitudes más bajas aumentaban las lluvias, lo que permitió que la vida

vegetal y animal floreciera en áreas del norte y el este de África que hoy son

yermas y áridas. Se han descubierto pruebas de que el Sahara estuvo ocupado

por cazadores nómadas, así como por jirafas y otros rumiantes durante el

pleistoceno tardío.



Micro fauna del cuaternario.

Durante el Cuaternario se han presentado una serie de etapas glaciares e

interglaciares que han tenido repercusión en el clima y en las biotas de todo el

planeta. La variación de las condiciones climáticas ocasiona que las asociaciones

en las poblaciones de organismos se modifiquen según las preferencias

ambientales de cada especie; esto ocurre igualmente con los foraminíferos

planctónicos que han sufrido diversos cambios en su distribución en

correspondencia con las variaciones en la temperatura, la salinidad, las corrientes,

la productividad y otros factores determinantes para su vida.

Los foraminíferos (Clase Sarcodina, OrdenForaminiferida) son protistas similares a

las amebas excepto porque éstos poseen una concha externa. A pesar de su

tamaño constituyen un elemento clave en la cadena alimenticia. Los foraminíferos

son de gran importancia geológica oceanográfica debido a su gran diversidad y su

presencia en todos los ambientes marinos. Su abundancia relativa en los

sedimentos ha sido un instrumento para que la paleoecología marina tenga bases

cuantitativas firmes

Las asociaciones de especies presentes en una localidad sientan las bases para

inferir las condiciones ambientales imperantes en dicho sitio durante la vida de los

organismos, con lo cual es posible hacer reconstrucciones paleoceanográficas.

Sin embargo el registro sedimentario de los foraminíferos planctónicos está

influenciado por factores físico-químicos del agua de fondo que pueden destruir

las testas totales selectivamente, dejando un registro incompleto.

Algunos ejemplos de foraminíferos del cuaternario son:

Globigerinoides ruber es especie común en los materiales atlánticos y

mediterráneos.



Sphaeroidinella dehiscens especie que alguna vez fue abundante en el

mediterráneo pliocenico

Globorotalia inflata especie representativa del límite Plioceno-Holoceno



Radiolarios

Los radiolarios fueron abundantes durante el Pleistoceno, tanto en aguas cálidas y

frías. Ocho especies de radiolarios se extinguieron durante el Pleistoceno. Una de

las especies se extinguió casi al final del evento Olduvai. Cuatro especies se

extinguieron al final de la época Matsuyama invertido.

El campo magnético de las trampas de la tierra la mayoría de las partículas

radiactivas y de los rayos cósmicos que bombardean ella, evitando así que la

radiación dañina llegue a la superficie de la tierra. Durante las inversiones

magnéticas, que duran por cerca de 10.000 años, el campo magnético de la tierra

se reduce a aproximadamente una cuarta parte de su fuerza actual.

En esos momentos, hay un aumento significativo de la radiación que llega a la

superficie de la tierra. La radiación podría ser especialmente intensa si una gran

llamarada solar o cerca supernova se produjo durante los intervalos de campo

magnético reducido. Ya sea que los aumentos de la radiación producirían un

efecto apreciable sobre la evolución o extinción no se ha establecido. Sin embargo,

los resultados experimentales indican que los campos magnéticos muy bajos

tienen efectos nocivos sobre una gran variedad de organismos. Por otra parte, la

correlación entre extinciones y reversiones puede ser debida a la disminución de

la temperatura desde el vulcanismo y glaciación ocurren a menudo en las

inversiones magnéticas. O puede ser que los cambios químicos en el agua de mar

producidos por vulcanismo causaron extinciones.



Fauna Terrestre del Pleistoceno

La fauna del Cuaternario fue muy variada durante el Pleistoceno y se empobreció

al llegar el Holoceno en lo que se conoce como la extinción de la “Megafauna” por

acciones del hombre o severos cambios climáticos dependiendo de la zona en la

que habitaba la fauna. Dependiendo del continente se podía encontrar diferentes

tipos de animales y organismos variando por su localización en el Pleistoceno. En

Norteamérica teníamos a los Mamuts, el bisonte gigante, el diente de sables,

Glyptotherium, etc. Mientras que en otros lugares la fauna tenía una variación por

ejemplo en Eurasia que existían especímenes como el Elephas antiquus,

Megaloceros giganteus o Ursus spelaeus.

A continuación se mostraran estas y otras especies mencionadas del pleistoceno

con detalles de sus características.

Mammuthus (Mamuts): es un género extinto de mamíferos proboscídeos de la

familia Elephantidae conocidos vulgarmente como mamuts. Existieron desde hace

aproximadamente 4,8 millones de años hasta hace apenas 3700 años antes de

Cristo, en las épocas Plioceno (Neógeno tardío), Pleistoceno y Holoceno

(Cuaternario). Se han

descrito numerosas

especies, siendo el

mamut lanudo la más

conocida de todas.

Se han hallado

fósiles de mamut en

Norteamérica,

Eurasia y África.

Los mamuts eran

proboscídeos de gran

tamaño, de

dimensiones iguales

y en algunos casos

superiores a los

elefantes modernos. Las especies más grandes conocidas M. sungari (mamut del

río Songhua), con una altura en la cruz de 5,3 metros y una longitud de 9,1

metros; y el mamut imperial, tenía una



altura mínima de 5 metros en cruz. Entre las especies más pequeñas se

encuentran M. exilis (mamut pigmeo), M. lamarmorae (mamut de Cerdeña"), o la

raza enana de M. primigenius (mamut lanudo), que tenían una altura en la cruz de

1 a 2 metros. Los mamuts probablemente tenían un peso de entre 6 y 8 toneladas,

pero algunos machos excepcionalmente grandes podrían haber sobrepasado las

12 toneladas.

Los mamuts se caracterizaban principalmente por su cabeza abombada,

probóscide musculosa y largos colmillos curvados. Las especies norteñas se

encontraban recubiertas de pelo para soportar los fríos glaciares de su ecosistema.

El colmillo de mamut más grande del que se tiene registro es de un mamut lanudo,

cuya longitud alcanzó los 5 metros. Al igual que el elefante asiático, su espalda era

arqueada y sus orejas relativamente pequeñas, pero a diferencia de éste, su

trompa poseía a su extremo dos lóbulos y sus patas delanteras se dotaban de 5

dedos mientras las traseras de 4. En el 2005 se descubrió un colmillo de mamut

de 3,3 metros de longitud en Illinois

Comían otras partes de las plantas, como las hojas y la corteza de los árboles, en

invierno, cuando la nieve cubría la hierba. La dificultad para masticar hierba,

(debido a su riqueza en silicio, que desgasta la dentadura) hizo que los mamuts, al

igual que los elefantes desarrollasen dientes molares especializados con una

superficie de pequeñas crestas de esmalte. Los dientes anteriores de los mamuts,

eran los premolares, ocho en su infancia y los molares, eran 24 en total a lo largo

de su vida. Aunque en edad infantil había 12 al juntarse los molares y premolares.

Los molares llegaban a pesar hasta 2 kilos.

A medida que los dientes se desgastaban, eran sustituidos por dientes que

crecían más atrás. Al llegar a la edad adulta solo quedaban los molares en número

de cuatro6 El examen de sus molares también ha permitido saber que eran

animales de crecimiento lento que no llegaban a la madurez sexual hasta

aproximadamente los 20 años de edad. Cuando los 6 conjuntos de molares que

un mamut tenía a lo largo de su vida se habían desgastado, el animal moría ya

que no podía alimentarse. Este proceso solía producirse entre los 60 y 70 años.8

Como los elefantes actuales, los mamuts estaban dotados de colmillos formados

por 2 dientes incisivos superiores. Los colmillos de los mamuts eran más grandes

que los de sus parientes actuales y su forma también era diferente. Estos colmillos

solían medir unos 2 metros y medio y pesar cerca de 50 kilos. Cuando nacían, las

crías de mamut no tenían colmillos. A los 6 meses de edad les crecían unos

dientes de leche de sólo 5 centímetros de largo que era sustituido por colmillos



permanentes un año más tarde. Estos colmillos permanentes no dejaban de

crecer hasta la muerte del animal

En la época de transición entre el Plioceno y el Pleistoceno, los continentes se

encontraban prácticamente en la misma posición que en la actualidad. Las placas

tectónicas sobre las que reposan probablemente no se han movido más de 100

km las unas en relación a las otras desde principios del Pleistoceno.

El clima del Pleistoceno se caracterizaba por ciclos glaciales repetidos en los que

los glaciares continentales llegaban hasta el paralelo 40 en algunos puntos. Se

calcula que durante el máximo glacial, el 30% de la superficie de la Tierra estaba

cubierta de hielo. Además, una zona de permafrost se extendía hacia el sur desde

el límite de la capa de hielo, unos pocos centenares de km en Norteamérica y más

lejos en Eurasia. La temperatura media anual en los límites del hielo era de -6º C;

en el límite del

permafrost, de 0º

C.

Al sur de las

capas glaciales

se acumulaban

grandes lagos,

porque las vías

de drenaje

estaban

bloqueadas y el

aire más frío

reducía la

evaporación. El

centro-norte de

Norteamérica

estaba completamente cubierto por el lago Agassiz. Más de cien cuencas, ahora

secas o prácticamente secas estaban llenas en el oeste americano. El lago

Bonneville, por ejemplo, estaba donde se encuentra actualmente el Gran Lago

Salado. En Eurasia se desarrollaron grandes lagos como resultado del drenaje de

los glaciares. Los ríos tenían un caudal mayor y se entrelazaban. Los lagos

africanos estaban más llenos, supuestamente debido a una menor evaporación.



Debido al clima, más frío y seco que en la actualidad, los desiertos eran más

secos y extensos. Las precipitaciones eran menores debido a la reducción de la

evaporación oceánica y continental, por lo que los bosques eran raros. El

ecosistema terrestre predominante era las llanuras de hierba, prados y sabanas de

sauces.12 Las estepas cubrían gran parte de la zona subglacial en Eurasia.

Las condiciones climáticas permitían una diversidad vegetal que soportaba

muchas especies diferentes de animales que normalmente habitarían en zonas

distintas. Especies que actualmente viven en el norte, como los lemmini convivían

con especies que actualmente viven en el sur, como las mofetas. R. Dale Guthrie

argumenta que la larga temporada de crecimiento de las plantas del Pleistoceno

era más favorable a la diversidad que a la homogeneidad. Esto se debe porque

estos ecosistemas eran mejores para los animales no especializados, que

necesitaban comer diferentes tipos de animales para alimentarse correctamente.

La vasta región que se extendía desde el este de Europa, a través de Siberia

hasta Alaska y el Yukón recibía el nombre de la estepa del mamut. La abundancia

de hierba, forbias y lamiáceas creó un ecosistema de estepa especialmente

favorable para los grandes mamíferos como el mamut. La flora del Pleistoceno era

especialmente nutritiva debido a que el duro clima obligaba a la plantas a

acumular fibras y carbohidratos para poder sobrevivir

La mayoría de los mamuts se extinguieron a finales de la última glaciación. Aún no

se ha encontrado una explicación definitiva de su extinción. Una pequeña

población sobrevivió en la isla de Saint Paul (Alaska) hasta el año 6000 a. C.2

aproximadamente y los mamuts enanos de la isla de Wrangel (Siberia) no se

extinguieron hasta el año 2000 a. C. aproximadamente. Hay diversas teorías para

explicar la extinción de los mamuts en concreto y la extinción de la Megafauna del

Pleistoceno en general, pero lo más probable es que la extinción no se deba a una

sola causa, sino a una combinación de varios factores.

En Norteamérica la extinción de los mamuts, según los últimos descubrimientos

científicos, está datada de hace, entre 10.500 y 7.500 años. Para llegar a esta

conclusión, los científicos se han basado en hallazgos de ADN encontrados en

muestras de tierra del permafrost, en la tundra que esta en Alaska junto al río

Yukon. Las muestras analizadas de tierra contenían restos de orina y heces de

mamut. En cambio en Inglaterra la extinción del mamut se remonta a hace 14.000

años, según el descubrimiento de huesos en Shropshire, siendo en Europa

occidental los restos más recientes de mamut lanudo.



Glyptotherium: es un género extinto de glyptodonte, un grupo de mamíferos

parientes del armadillo. Su género es considerado un ejemplo de megafauna

norteamericana, la cual la mayoría se extinguió. Glyptotherium pudo haber

desaparecido debido al cambio climático o la interferencia humana. Las especies

de Glyptotherium se extinguieron aproximadamente hace 12,000 años.

Como su pariente vivo, el armadillo, Glyptotherium tuvo una coraza que cubría

todo su cuerpo, similar al de una tortuga. De cualquier forma, a diferencia del

caparazón de la tortuga, la coraza de Glyptotherium estaba formada con cientos

de pequeños hexágonos (como panal de abeja). Algunas especies crecieron hasta

alcanzar los tres metros de largo y tener un cuerpo de una tonelada de peso.

Las especies de Glyptotherium habitaron en zonas tropicales y subtropicales de

Florida, Arizona, Texas y en varios estados de México.

El Glyptodon formaba pequeños grupos con las crías, los machos eran animales

muy agresivos que no dudan en atacar y defenderse ante los depredadores. Tenía

la cabeza muy baja para poder acceder al agua y a las hierbas. Probablemente

tenía el cuerpo cubierto de pelo. Se movía lentamente parando para pastar entre

las hierbas bajas. Masticaba la comida con sus duros dientes que estaban

soldados para formar una superficie moledora.



Megatherium: el perezoso terrestre gigante, se halló desde Argentina hasta

Texas, poseía unas impresionantes dimensiones, de hasta 6 metros en los adultos.

Su sólido esqueleto y su fuerte pelvis, excepcionalmente ancha, indican que un

animal de movimientos lentos, podía erguirse sobre las patas traseras, en esa

posición era más alto que un

T-rex y podía sentarse sobre

los cuartos traseros mientras

con las extremidades

anteriores arrancaba hojas,

pero su dieta no consistía sólo

en eso, era omnívoro. De este

animal, como del

Nothrotheriops, también se

han hallado esqueletos

completos y restos

momificados que aún

conservan piel, carne y pelo

adheridos a los huesos.

Desarrolló uno de los mayores

tamaños alcanzados por los

mamíferos terrestres. Desarrolló ese tamaño para evitar depredadores como el

Kelenken, además también tenía placas óseas para hacerlo aún más invencible,

hasta para los dientes de sable, aunque no era el único, pues animales como el

Doedicurus desarrollaron grandes armaduras como los extintos ankilosaurios.

Además tenía la ventaja de que al ser tan grande podía comer todas las plantas

que encontrara.

El megaterio caminaba de una manera muy extraña, con las patas delanteras

andaba normal, pero con las traseras caminaba de lado, es decir, con el pie girado,

eso no tiene ventajas, aunque podría ser para ayudarlo a ponerse a dos patas

para comer de los árboles y también para ahuyentar a los depredadores. Era muy

lento, como los elefantes actuales. Cuando un carnívoro se acercaba el

Megatherium se erguía sobre sus cuartos traseros, esto solía funcionar con

depredadores pequeños, pero si seguía insistiendo, el Megatherium podía atacar

con sus garras, que fácilmente podían causar heridas mortales. Era principalmente

herbívoro, como los elefantes, eso se ha comprobado por su parentesco con los

perezosos actuales, todos herbívoros, y además por la forma de los dientes,

aunque algunos de estos dientes no tienen la forma de los de un herbívoro, tenían

la forma de los de un carnívoro, esto sugiere una dieta omnívora con preferencia



por las plantas, pero para complementar su dieta necesitaba carne, y no podía

cazarla, así que robaba las presas a otros animales, que contra él no podían hacer

nada. Este animal tenía un buen sentido del olfato y del oído, vitales para

defenderse de otros depredadores, pero como los perezosos actuales tenía muy

mala vista. El Megatherium era un animal muy longevo, capaz de vivir hasta 70

años, aunque en general estos no vivían más de 50 años, como demuestran los

fósiles.

El megaterio vivía en en sudamérica y el sur de norteamérica, en esas zonas

principalmente había praderas con abundantes árboles, el territorio ideal para

estos animales gigantescos, pero también vivía en la selva del amazonas, donde

los árboles le dificultaban un poco los movimientos, pero aún así era un buen

hábitat.

El perezoso terrestre gigante era

un animal muy agresivo con otras

especies, y hasta con la suya

propia, de hecho había peleas

por el territorio entre los machos.

Se levantaban con las patas

traseras y peleaban con sus

enormes garras, mayores en los

machos, además eran tan

agresivos que si hay

depredadores cerca los atacaba.

Los animales norteamericanos

solían defecar en cuevas.

Los megaterios tenían una época

de celo más bien corta, en este

periodo, igual que en los

elefantes actuales eran muy

agresivos, y las peleas eran muy

frecuentes. En el apareamiento,

el hecho de poder ponerse a dos

patas permitía que la hembra no cargara tanto peso durante este. Tras un periodo

de gestación de aproximadamente un año y medio daban a luz a una cría que

recién nacida pesaba 20 kg y medía 1 metro de largo. Solían nacer una o dos

crías.



Los ejemplares más conocidos se hallaron en Argentina, y el primero de los cuales,

lo descubrió el religioso Manuel Torres en 1785 junto al río Luján. Más tarde, en

1789, el gobernador de Buenos Aires envió a Madrid un esqueleto completo de

una extraña bestia gigantesca. Su intención era que se exhibiera como curiosidad.

Pocos años después, un paleontólogo francés, el barón Georges Cubier, examinó

aquellos restos y los identificó como pertenecientes a un perezoso gigante.

Smilodon (Dientes de sable): es un género extinto de félido dientes de sable de

la subfamilia de los macairodóntinos. El macho más grande de la especie

Smilodon populator pudo pesar hasta 300 kg, rivalizando con el tigre moderno por

el título de félido más grande de todos los tiempos. Apareció en América del Norte

a finales del Plioceno y se extinguió en América del Sur durante el Gran

intercambio americano.2 La característica más distintiva son sus enormes caninos,

que lo convierten en uno de los mamíferos prehistóricos más popular. A veces se

les denomina «gatos de dientes de sable» (término impreciso, ya que existieron

otros felinos dientes de sable que no estaban relacionados) o tigres de dientes de

sable (también incorrecto porque tampoco eran tigres). Se extinguieron a raíz de

los cambios climáticos que tuvieron lugar a finales del Pleistoceno y la

modificación de los ecosistemas que ocasionaron estos cambios, pero es posible

que la llegada de los humanos también contribuyera a su extinción.

El cerebro de Smilodon tenía en proporción a su peso un tamaño menor

comparado con los grandes felinos actuales; pero a diferencia de estos, tenía un

bulbo olfatorio más desarrollado. Esto permite intuir que este macairodóntido tenía

un buen sentido del olfato. Un ejemplar adulto pesaba entre 55 y 300 kilogramos,

según la especie a la que perteneciera. Tenía un cuello muscular y largos colmillos.

Su metatarso y cola relativamente corto, indican que era menos rápido que los

grandes felinos actuales. En cambio, sus extremidades eran muy potentes; las

anteriores estaban dotadas de potentes músculos flexores y extensores y las

posteriores estaban dotados de poderosos músculos aductores que podrían haber

contribuido a mantener la estabilidad mientras luchaba con las grandes presas que

cazaba. La gran fuerza de las extremidades anteriores le resultaba especialmente

útil si se tiene en cuenta la dificultad que le representaría sostener a sus grandes

presas a ras de suelo mientras las sometía.4 Como en la mayoría de felinos, sus

garras eran retráctiles. Muchas de estas características hacen que Smilodon

estuviera más emparentado con el lince rojo que con el león y el tigre.



La presencia de dientes de sable en la totalidad de los ejemplares de Smilodon

descubiertos indica que los colmillos no formaban parte de ningún tipo de

dimorfismo sexual, sino que ambos sexos los poseían. Del mismo modo, las

dimensiones corporales entre ambos sexos no variaban mucho, por lo que si en

verdad este felino vivió en grupos, su manada bien pudo tener comportamientos

similares a la de los actuales cánidos o hienas.

Los dientes de sable representan una versión

más grande de los caninos de los felinos. En

ocasiones se les denominan (gatos de

dientes de sable) o tigres de dientes de sable,

pero ambas son incorrectas. Los dientes de

sable se suelen asociar con los felinos

macairodóntinos, pero esta característica ha

aparecido en forma independiente (evolución

convergente) como mínimo en cuatro tipos

diferentes de mamíferos; los macairodóntinos,

los nimrávidos, los creodontos, y los

borhiénidos.6 Dentro de los grupos

mencionados, Smilodon poseía los dientes

de sable más largos; en el caso de Smilodon populator llegaban a medir hasta

veinte centímetros. Los colmillos tardaban más tiempo en crecer que los caninos

normales. Mediante el estudio de las variaciones en los isótopos del oxígeno,

presentes en los dientes fósiles hallados en el Rancho La Brea, Los Ángeles,

Robert S. Faranec llegó a la conclusión de que S. fatalis tardaba dieciocho meses

en desarrollar sus colmillos por completo. El ritmo de crecimiento dental era más

rápido que el de los leones actuales; la causa de la demora para desarrollar sus

colmillos se debía a que estos tenían que alcanzar una mayor longitud.

Se alimentaba de una gran variedad de presas, en las que se encontraban

bisontes, alces, ciervos, camellos americanos, perezosos gigantes, crías de

mamuts y mastodontes.

Los grandes felinos actuales matan a sus presas mediante estrangulación, lo cual

puede llevar varios minutos. Probablemente, los músculos de la mandíbula de

Smilodon fueran demasiado débiles como para hacerlo, y sus colmillos serían

propensos a partirse durante una lucha prolongada. En 2007, una investigación

llegó a la conclusión de que Smilodon aprovechaba la enorme potencia de sus



miembros delanteros para derribar a sus presas, y a continuación utilizaba sus

dientes de sable para morder el cuello de la presa para cortar la yugular y la

tráquea, matándola rápidamente. Los investigadores señalaron que esta técnica

podría haber convertido a Smilodon en un depredador más eficiente de grandes

presas que los tigres o los leones actuales, pero también habrían sido más

dependientes de la disponibilidad de grandes animales. Este estilo de caza tan

especializado podría haber contribuido a su extinción, ya que al tener que matar a

pequeñas y rápidas presas sería mucho menos eficaz.

Smilodon vivía en las grandes planicies que existían tanto en Norteamérica como

en Sudamérica. La abundancia y la calidad de los alimentos vegetales permitía

que prosperaran especies de mamíferos grandes; la flora del Pleistoceno era

especialmente nutritiva debido a que el clima severo obligaba a las plantas a

acumular fibras y carbohidratos para poder sobrevivir. El Smilodon dependía de

estos grandes mamíferos para alimentarse, pues su fisiología y su método de caza

estaban especializados para atrapar presas de gran tamaño.

Y han encontrado restos fósiles de las diferentes especies de Smilodon en

Estados Unidos, América Central y Sudamérica. Aunque la inmensa mayoría de

fósiles del género hallados en Estados Unidos, se han desenterrado del Rancho

La Brea, también se han encontrado restos en Oklahoma y en Nuevo México.

Smilodon se extinguió hace aproximadamente doce mil años, como parte de la

megafauna que desapareció a finales del Pleistoceno. Otras víctimas de esta

extinción fueron los mamuts, los ciervos gigantes y los o forusrácidos. Parece que

independientemente de las causas de la extinción, estas no afectaron

directamente a Smilodon, siendo en lugar de ello una consecuencia de la

desaparición de las grandes presas que cazaba. Posteriormente, a ser incapaz de

adaptarse para atrapar presas más pequeñas y rápidas, a causa de su

constitución pesada, se extinguió por falta de alimento. Como en el caso de la

mayoría de animales de la megafauna del Pleistoceno, existen tres teorías

principales para explicar la extinción de los grandes mamíferos y, por consiguiente,

de Smilodon.

El género Smilodon fue descrito por el naturalista y paleontólogo danés Peter

Wilhelm Lund en 1841. Lund descubrió fósiles de Smilodon populator en cuevas

cercanas al pequeño pueblo de Lagoa Santa, en el estado brasileño de Minas

Gerais. Desde entonces se han descrito varias especies, pero actualmente sólo se

reconocen tres.



Smilodon fatalis Esta especie fue descrita por Joseph Leidy el 1869. Surgió hace

aproximadamente 1,6 millones de años en Norteamérica, de donde emigró a

Sudamérica durante el gran intercambio americano, llegando tan al sur como el

Perú. Pesaba entre 130 y 200 kg y medía entre 1 y 1,2 metros de altura. Se han

encontrado cientos de fósiles en el yacimiento de Rancho La Brea, California. S.

californicus y S. floridus son actualmente consideradas subespecies de S. fatalis.

La primera de estas subespecies es el fósil estatal de California.

Smilodon gracilis Fue descrita por Edward Drinker Cope en el año 1880. Es la

especie más primitiva de Smilodon, apareciendo en los Estados Unidos hace

aproximadamente 2,5 millones de

años y extinguiéndose hace

aproximadamente 300 000 años.

Sólo pesaba 55 a 100 kg, lo que la

hace la especie más pequeña del

género y pudo haber evolucionado

de Megantereon. Sus dientes

carnasiales tenían una forma

triangular característica y estaban

dotadas de un protocono. Se

extendió hacia el suroeste de los

Estados Unidos, hace

aproximadamente dos millones de

años.

Smilodon populator Fue descrita

por Peter Wilhelm Lund en 1842 a

partir de fósiles encontrados en

Brasil. También se han

encontrado restos en Venezuela,

Bolivia, Argentina, y Chile.28

Apareció hace aproximadamente

un millón de años en América del Sur, donde compitió con los dientes de sable

marsupial Thylacosmilus, que acabó extinguiéndose como consecuencia de esta

competencia. Pesaba entre 200 y 300 kilogramos. Medía 115 centímetros de

altura en el hombro29 y los segundos colmillos más grandes de todos los

macairodontinos, de entre diecisiete y 18 centímetros de largo.



Megaloceros giganteus (Alce gigante): El alce irlandés, ciervo gigante o

megalocero es el mayor cérvido de la Historia. Semejante a un gamo de gran

tamaño, sus astas medían hasta 3,5 m

de punta a punta. Aunque vivió en toda

Europa y gran parte de Asia desde hace

medio millón de años hasta su extinción

en tiempos recientes, suele ser conocido

popularmente como "alce irlandés" por

los abundantes hallazgos de ejemplares

conservados en las turberas de Irlanda.

El ciervo gigante alcanzaba una altura

de 2,2 m a la cruz en el caso de los

machos, bastante mayor que el más

grande de los alces. Se trataba de una

especie con fuerte dimorfismo sexual,

pues las hembras eran

considerablemente más pequeñas y

gráciles que los machos, además de

carecer de su impresionante

cornamenta.

Tradicionalmente, el tamaño de los cuernos del alce irlandés ha sido tachado de

"exagerado", fruto de una selección sexual llevada tan al límite que habría

acabado con la especie. No son raros los dibujos de libros antiguos en los que el

ciervo gigante aparece enredado con sus propios cuernos en la maleza y los

árboles, siendo así capturado fácilmente por un león de las cavernas o un grupo

de hombres primitivos. En realidad, tales representaciones carecen de sentido,

empezando por el hecho de que los ciervos gigantes eran animales que vivían en

las tundras y estepas abiertas y no en bosques cerrados como los ciervos

europeos y los gamos. El ciervo gigante no se extinguió por culpa de su

cornamenta que (lógicamente) sólo llevaba en otoño e invierno, durante la época

de celo. Entre los cérvidos se da el hecho de que la cornamenta del macho crece

en mayor proporción que el resto del cuerpo, siendo pequeña en el corzo o el

pudú, mediana en el ciervo y el gamo y grande en el alce; una vez que se ha

podido determinar la relación cuerpo/cornamenta, se puede calcular cuánto de

desproporcionada está de verdad la de un animal, y de acuerdo con los estudios

de paleontólogos como Stephen Jay Gould, el Megaloceros tenía la cornamenta

que le correspondía por su tamaño. Especies insulares enanas como el

Megaceros algarensis de Cerdeña o el Megaceros cretensis de Creta tienen



cornamentas mucho más pequeñas y de proporciones, tanto en tamaño bruto

como en relación al resto del cuerpo, más parecidas a las de cérvidos de sus

tamaños respectivos que a las de su gigantesco primo.

El arte rupestre muestra posibles evidencias de cambios en la coloración y

longitud del pelo según la época del año. Parece que en verano el pelo era más

corto y de color pardo, rojizo o leonado; en invierno, con la cornamenta

plenamente desarrollada, se volvía pardo oscuro en cuello, patas y lomo, siendo

blanco o amarillento en cara, garganta y vientre. En los hombros se extendía una

zona más oscura que se extendía dibujando dos líneas laterales hacia el cuello,

que se cruzaban formando un "collar" oscuro en medio del mismo, y otras dos

hacia los costados.

Los ciervos gigantes eran animales pastadores que se nutrían de abundante

hierba y plantas arbustivas en las grandes y frías llanuras que cubrían Eurasia

durante gran parte del Pleistoceno. Es probable que en los periodos más fríos del

invierno se retirasen ligeramente hacia las zonas más australes de su área de

distribución. Los individuos adultos sólo contaban con el león de las cavernas, el

hombre de Neandertal y el hombre moderno como depredadores habituales. Los

individuos jóvenes o enfermos también podían caer víctimas de lobos, hienas y

osos.

Como demuestra su fuerte dimorfismo

sexual, los ciervos gigantes eran

polígamos. Al igual que otros cérvidos,

es probable que los machos reuniesen

harenes de hembras en la época de celo

tras luchar cabeza contra cabeza con

otros machos rivales, y que al final del

invierno estos grupos se disolviesen,

siendo la hembra la única cuidadora de

su única cría.

Numerosos esqueletos de machos

jóvenes indican que los individuos de

sexo masculino dejaban de comer en la

época de celo y se concentraban

exclusivamente en la lucha y la

reproducción, al igual que hacen

actualmente los ciervos europeos.



A resultas de ello, se producían muchas muertes entre los machos durante la

época de reproducción, especialmente en el caso de los individuos jóvenes que

sucumbían fácilmente ante la mayor fuerza de los maduros y morían después de

puro agotamiento sin llegar a reproducirse. Además, las exigencias de calcio y

fosfato para formar la cornamenta propiciaban los casos de osteoporosis entre los

machos de alce irlandés, por lo que la mortalidad, ya de por sí alta, se

incrementaba en los malos años. Los cambios de flora en los periodos cálidos

privaban de los minerales necesarios a la especie en varias zonas donde la

población se reducía o llegaba a extinguirse.

Al igual que el resto de megacerinos, el alce irlandés tiene sus orígenes en las

estepas de Asia. La especie aparece registrada por primera vez en Asia Central y

Europa del este hace casi medio millón de años. Como dependiente del clima frío

y seco y los ambientes abiertos, el ciervo gigante se extendía por Europa en los

periodos fríos, cuando arreciaba la glaciación, y se retiraba hacia su zona de

origen en los cálidos. En su momento de mayor extensión, los ciervos gigantes

llegaron hasta Irlanda y la Península Ibérica, pero nunca pisaron América, como sí

hicieron otros animales como el bisonte estepario y el mamut.

Con el final de las glaciaciones la especie menguó rápidamente. En un principio se

calculó su extinción hace unos 10.600 años, junto con la de la mayor parte de la

megafauna mundial, pero en 2000 se descubrieron restos en la Isla de Man y el

sur de Escocia que databan cerca del 7500 a. C. Al parecer, una pequeña

población había seguido los hielos en su retirada hacia el norte y había quedado

aislada allí, extinguiéndose a la llegada de los cazadores humanos desde el sur.

En 2004 se produjo un descubrimiento aún más sensacional: a miles de km de allí,

a los pies de los montes Urales, en Rusia, se encontraron restos aún más

modernos que evidenciaban la existencia de ciervos gigantes en Siberia occidental

hasta alrededor del 5000 a. C.

Su extinción coincide con una serie de alteraciones en el terreno que no fueron

causadas por cazadores paleolíticos, sino por los primeros granjeros neolíticos de

Rusia. Por tanto, el ciervo irlandés sobrevivió a la era glacial.



Ursus spelaeus (Oso de las cavernas):

es una especie extinta de mamífero

carnívoro de la familia de los úrsidos. Se

trata de un oso de gran tamaño que vivió

durante el Pleistoceno tardío en buena

parte de Europa, desde el sur de

Inglaterra al Cáucaso. Es una de las

especies de osos prehistóricos más

conocida del mundo y uno de los más

grandes que ha existido con sus más de

130 cm de altura en la cruz, rivaliza en tamaño con los modernos osos Kodiak

(Ursus arctos middendorffi) y los polares (Ursus maritimus); contemporáneos al

oso cavernario existió en América otro género de úrsidos denominado

tremarctinos dentro de los cuales las especies Arctodus (América del Norte) y

Arctotherium (América del Sur) superaban en tamaño a estas tres especies de oso,

aunque el oso de las cavernas sigue siendo por mucho el más popularmente

conocido entre los úrsidos prehistóricos. Los machos alcanzaban hasta los 3 m de

altura en posición erguida y superaban con frecuencia los 440 kg de peso, hasta

600 en pre-hibernación. Los osos cavernarios son fáciles de diferenciar de los

osos pardos (con quienes convivieron durante casi toda su existencia) por su

morro menos pronunciado y su frente abrupta y hundida. Los caninos, aunque

bien desarrollados, no lo están tanto en comparación con sus poderosos molares,

evidencia de una dieta fundamentalmente herbívora y con menor aporte cárnico

que en la mayoría de los osos. Las extremidades delanteras son más largas y

robustas que las traseras. En mayo de 2005, un equipo de paleontólogos de

California consiguió aislar parte del material genético de dos osos cavernarios.

Los osos de las cavernas evolucionaron a partir de la especie Ursus deningeri,

hallada en muchos yacimientos del Pleistoceno Medio europeo, y de la que

también derivan los osos pardos actuales. La especie apareció hace 250.000 años

y se extinguió hace poco más de 10.000. Durante ese periodo de tiempo, su

hábitat se restringió estrictamente a los bosques mixtos del continente europeo,

evitando las llanuras herbáceas y las zonas de vegetación mediterránea. Con

gustos tan exquisitos no es de extrañar que nunca fuese abundante en la fría,

seca y deforestada Europa glacial. Las principales poblaciones se encontraban en

el norte de España, Francia, sur de Inglaterra y Alemania, norte de Italia, los

Balcanes, Crimea y el Cáucaso, zonas montañosas y protegidas de los vientos

fríos del norte que servían de refugio a los últimos bosques del continente.



Al reducirse estas áreas boscosas durante los máximos glaciales, las poblaciones

de osos cavernarios quedaban frecuentemente aisladas y sujetas a la

consanguineidad. Como los osos pardos, los osos cavernarios eran animales

solitarios. Despertaban en primavera del largo letargo invernal y pasaban el buen

tiempo alimentándose, fundamentalmente de hierbas, frutos y hojas que

machacaban con sus potentes molares. El acoplamiento debía producirse en

verano, pues los hallazgos

fósiles indican que los

oseznos también nacían

durante el invierno, como en

las demás especies de osos

actuales. A finales del otoño,

los osos buscaban cuevas en

las que pasar el invierno. Si

el año había sido malo, no

era raro que el oso muriera

de hambre durante la

hibernación al estar bajo de

reservas. Es precisamente

en el fondo de las cuevas

donde se han encontrado la

mayoría de los restos de

osos cavernarios, razón por

la que han recibido su nombre popular.

Como los osos pardos, los osos cavernarios eran animales solitarios. Despertaban

en primavera del largo letargo invernal y pasaban el buen tiempo alimentándose,

fundamentalmente de hierbas, frutos y hojas que machacaban con sus potentes

molares. El acoplamiento debía producirse en verano, pues los hallazgos fósiles

indican que los oseznos también nacían durante el invierno, como en las demás

especies de osos actuales.

A finales del otoño, los osos buscaban cuevas en las que pasar el invierno. Si el

año había sido malo, no era raro que el oso muriera de hambre durante la

hibernación al estar bajo de reservas. Es precisamente en el fondo de las cuevas

donde se han encontrado la mayoría de los restos de osos cavernarios, razón por

la que han recibido su nombre popular.



De todos los homínidos que los conocieron, los neandertales parecen haber sido

quienes tuvieron una relación más estrecha con los osos cavernarios. En

yacimientos como, por ejemplo, la cueva de Regordou (Departamento de la

Dordoña, Francia), se han encontrado unas extrañas estructuras de piedra a modo

de "sarcófagos" excavados en la pared, que albergaban en su interior uno o varios

cráneos de osos de las cavernas, convenientemente alineados. Los

paleoantropólogos todavía discuten cuál podrían ser el significado de tales

construcciones, y algunos han sugerido que se trataba de una posible muestra de

culto de los neandertales a este animal.

Flora del Cuaternario

La flora que apareció en el cuaternario no es muy distinta a la flora de la

actualidad se cabe destacar que la flora que apareció después del Terciario es

predominantemente Angiospermas es decir las plantas con flores.

Registro fósil de

aparición de las

diferentes especies

de plantas

vasculares.

Hasta la fecha de edición de este artículo, se especula que las primeras

angiospermas eran pequeñas plantas adaptadas a vivir en la sombra, en lugares

perturbados y probablemente también húmedos. Aparentemente, según el registro

fósil las angiospermas se originaron a latitudes bajas (cerca del Ecuador), en las

que ya estaban bien distribuidas hace unos 130 millones de años, y se volvieron

florísticamente prominentes hace 120 millones de años. Luego, hace unos 100

millones de años, se dispersaron hacia latitudes más altas. En el registro fósil de

hace 70 millones de años, el 60-80% del polen encontrado en bajas latitudes es de

angiospermas.



Se muestran a continuación algunas plantas que aparecieron en el pleistoceno y

que aun en la actualidad sigue existiendo.

Manglar rojo (Rhizophora mangle): es una especie vegetal de la familia

Rhizophoraceae, la cual cuenta con alrededor de 120 especies distribuidas en 16

géneros, siendo el género Rhizophora el mejor conocido, dominando las partes

más anegadas de los ecosistemas manglar. El mangle rojo es uno de los árboles

emblemáticos de Venezuela.

Los árboles de Rhizophora mangle son de 4 a 10 metros de alto, su forma es de

árbol o arbusto perennifolio, halófilo, en el tronco se encuentran apoyadas

numerosas raíces aéreas simples o dicotómicamente ramificadas con numerosas

lenticelas, la corteza es de color olivo pálido con manchas grises, sin embargo en

el interior es de color rojizo, su textura es de lisa a levemente rugosa con

apariencia fibrosa. Las hojas

son simples, opuestas,

pecioladas, de hoja redondeada,

elípticas a oblongas, estas se

aglomeran en las puntas de las

ramas, su color es verde oscuro

en el haz y amarillentas en el

envés. Las flores son pequeñas,

de 2.5 cm de diámetro con

cuatro sépalos lanceados,

gruesos y coriáceos. La flor

tiene cuatro pétalos blancos

amarillentos. Tiene de dos a

cuatro flores por tallo o

pedúnculo. Los frutos se

presentan en forma de baya de color pardo, coriácea, dura, piriforme, farinosa. El

desarrollo de las semillas se lleva a cabo en el interior del fruto por “viviparidad”,

los propágulos son frecuentemente curvos, de color verde a pardo en la parte

inferior y presentan numerosas lenticelas y por último sus raíces son fúlcreas,

ramificadas, curvas y arqueadas.



Pino macho (Pinus caribaea): es una especie de pino nativo de México,

Centroamérica, Cuba, Bahamas, Belice, Guatemala, Honduras, Nicaragua, Islas

Turcas y Caicos y Puerto Rico.

La especie tiene tres variedades, una muy distinta y tratada como una especie

separada por algunos autores:

Pinus caribaea var. caribaea – endémica

del oeste de Cuba (provincia de Pinar del Río y

la isla de la Juventud, antes llamada Isla de

Pinos por su abundancia). Esta variedad es

clasificada como en estado de conservación

vulnerable en la Lista roja de especies

amenazadas de la Unión Internacional para la

Conservación de la Naturaleza.2

Pinus caribaea var. bahamensis (Griseb.)

W.H.Barrett & Golfari – pino Bahamas.

Endémica de Bahamas y de islas Turcas y

Caicos.

Pinus caribaea var. hondurensis

(Sénéclauze) W.H.Barrett & Golfari – pino de

Honduras. Nativa de Belice, Guatemala, El

Salvador, Honduras, Nicaragua, y el estado de

Quintana Roo de México.

Aunque la especie como un todo no está amenazada, la variedad típica de Cuba

marcadamente declina debido a la deforestación y está considerada como especie

vulnerable por la IUCN, en la actualidad existen planes para su recuperación.



Eleusine indica (capín): es una especie de maleza en la familia de las gramíneas

Poaceae. Es originaria del Viejo Mundo.

Alcanza 5-9 dm de altura, tallo

erecto o ascendente, hojas con

vainas foliares comprimidas y

aquilladas, glabras o con algunos

pelos marginales en la parte

superior, lígula membranosa

ciliada de 1 mm de largo, lámina a

menudo plegada, hasta de 3 dm x

9 mm de ancho, glabra, pero con

un mechón de pelos en la

garganta y a veces con algunos

pelos largos en los márgenes

cerca de la base.

I

nflorescencia con ramas florales (1) 2 a 10 (17), de (3) 6 a 10 (15) cm de largo,

dispuestas digitadas, pero con una o dos situadas más abajo.

Espiguilla/flores: espiguillas de 3 a 7 mm de largo, compuestas de 4 a 9 flores,

densamente agrupadas en un raquis angostamente alado o sin alas; 1ª gluma de

1,5-1,8 mm de largo, la 2ª de 2 a 3 mm de largo; lema de 2,5-4 mm de largo, con

nervaduras laterales prominentes cerca del ápice, pálea más corta que la lema.

Frutos y semillas: cariopse libre o disperso dentro del flósculo, la pared del fruto

cae fácilmente. Semilla de 1-2 mm x 1 mm, surcada y rugosa en la superficie,

color café oscuro, café rojizo o café negruzco.

Plántulas: coleóptilo oblongo de 2-4 mm de largo; en la primera hoja se pueden

distinguir dos formas, una en la que la hoja es mayor que las tres subsecuentes y

la otra forma tiene un tamaño similar a las subsecuentes, ambas formas de ápice

obtuso y sin pelos; en la segunda hoja también hay dos formas, ambas

lanceoladas a elíptico-lanceoladas.



Los homínidos

Los primeros homínidos de los que se tiene la seguridad de que fueron

completamente bípedos son los miembros del género Australopithecus, de los que

se han conservado esqueletos muy completos (como el de la famosa Lucy).

Este tipo de homínido prosperó en las sabanas arboladas del este de África entre

4 y 2,5 millones de años atrás con notable éxito ecológico, como lo demuestra la

radiación que experimentó, con al menos cinco especies diferentes esparcidas

desde Etiopía y el Chad hasta Sudáfrica.

Su desaparición se ha atribuido a la crisis climática que se inició hace unos 2,8

millones de años y que condujo a una desertificación de la sabana con la

consiguiente expansión de los ecosistemas abiertos, esteparios. Como resultado

de esta presión evolutiva, algunos Australopithecus se especializaron en la

explotación de productos vegetales duros y de escaso valor nutritivo,

desarrollando un impresionante aparato masticador, originando al Paranthropus;

otros Australopithecus se hicieron paulatinamente más carnívoros, originando a

los primeros Homo.

La familia de los hombres comenzó a formarse probablemente cuando un grupo

de primates superiores comenzó a bajar de los árboles al suelo. A partir de ahí

resulta bastante fácil, con un ligero esfuerzo de imaginación, llegar a concebir lo

que sería la vida de los primeros seres humanos sobre la Tierra. La selva había

comenzado a reducirse y debían buscar alimento en el suelo, a campo abierto,

para sobrevivir. Esos primeros alimentos para cumplir el más elemental instinto de

conservación fueron hierbas, frutos silvestres y raíces.

Al comienzo, tal vez, caminaron apoyándose sobre los nudillos de sus manos,

pero poco a poco se irguieron y así sus manos empezaron a quedar libres,

pudiendo empuñar piedras y palos para matar pequeños animales o para

defenderse de los grandes, para despedazar la carroña, para partir los huesos o

comer la médula, para sacar a los animales de sus escondrijos, para abrir los

frutos de cáscara dura.

Durante su primera época en la Tierra, el hombre, al igual que los demás animales,

debió enfrentarse a los caprichos de la naturaleza, pero, al dominar las fuerzas de

ella, se fue convirtiendo en soberano indiscutible de su ambiente. El hombre se

propagó por toda la superficie del planeta, conquistando las sierras y las llanuras,

los desiertos y las selvas.



La primera vivienda, mejor se diría el primer refugio, debió ser un árbol bajo el cual

se cobijara el hombre, o bien entre sus ramas, ante el temor de que su sueño

fuera turbado por alguna fiera.

Más tarde, pernoctó al abrigo de las peñas o en cuevas más o menos profundas.

La primera arma fue acaso una rama desgajada de un árbol. Luego, al necesitar el

hombre de su prójimo, de su semejante, de quien, quiérase o no, era su “otro yo”,

trató de comunicarse, de hablar, más que por signos, por onomatopeyas.

Por último, tal vez al ver flotar sobre las aguas o rodar los troncos de los árboles

por los declives montañosos, surgieron en la mente virgen de los primeros seres

humanos las primitivas y rudimentarias nociones del transporte y de la locomoción,

que culminaron muchísimos siglos más tarde en la invención de la rueda, uno de

los descubrimientos más sensacionales de todos los tiempos.

Homínidos del Pleistoceno reciente

Australopithecus

Australopithecus (del latín «australis», del sur, y del griego «πίθηκος» pithekos,

mono) es un género extinto de primates homínidos que comprende seis especies.

Las especies de este género habitaron en África desde hace algo más de 4

millones de años hasta hace unos 2 millones de años, del Zancliense (Plioceno

inferior) al Gelasiense (Pleistoceno inferior). La mayor novedad aportada por los

australopitecos es que se desplazaban de

manera bípeda. El tamaño de su cerebro era

similar al de los grandes simios actuales.

Vivían en las zonas tropicales de África,

alimentándose de frutas y hojas. Existe

consenso en que los australopitecos jugaron

un papel esencial en la evolución humana al

ser una de las especies de este género la que

dio origen al género Homo en África hace unos

2 millones de años, el cual a su vez dio origen

a las especies Homo habilis, H. ergaster y

finalmente al hombre moderno, H. sapiens

sapiens.1



Una rama de los australopitecos se separó de la que derivaría en Homo sapiens,

produciendo al Paranthropus robustus del por

ahora aceptado género Paranthropus.

El cerebro de la mayoría de especies de

Australopithecus rondaba el 35% (500cc) del

tamaño del cerebro del hombre moderno. Eran

en su mayoría pequeños y delgados, con una

talla de 1,20 a 1,40 metros de estatura. Aunque

presentaban muchas características

consideradas primitivas, su locomoción era

claramente bípeda.2 En algunas especies

existía un marcado dimorfismo sexual, siendo el

tamaño de los machos significativamente mayor

que el de las hembras. Los homínidos modernos,

en particular Homo sapiens, no muestran

diferencias tan marcadas y muestran un bajo

grado de dimorfismo, siendo los machos en

promedio solo un 15% más grande que las hembras. En Australopithecus, sin

embargo, los machos podían ser hasta un 50% mayor. Algunos estudios indican

que la diferencia podría ser menos marcada, pero sigue siendo un tema

controvertido.

A pesar de que las opiniones difieren acerca de si las especies aethiopicus, boisei

y robustus podrían ser incluidas dentro del género Australopithecus, el consenso

actual es que deben ser ubicados en un género distinto: Paranthropus, el cual se

supone que procede de la línea ancestral de Australophitecus. Paranthropus es

morfológicamente distinto a Australopithecus, y su morfología especializada

también implica que su comportamiento era bastante diferente al de sus ancestros.

Paranthropus robustus

Paranthropus robustus es un homínido fósil que vivió en Sudáfrica hace entre 2 y

1,2 millones de años, en las edades Gelasiense y Calabriense (Pleistoceno inferior

a medio). Fue la primera especie descubierta del género Paranthropus, aunque

durante un tiempo se consideró perteneciente al género Australopithecus.

La denominación de robustus se debe a que los primeros hallazgos, en el sur de

África, eran restos de mandíbula de gran tamaño, lo que hizo pensar que el resto



del cuerpo seria enorme. Pero los descubrimientos han rechazado esta teoría, y P.

robustus tenía una corpulencia similar a la de sus antepasados Australopithecus.

Tenía un gran aparato masticador, que antes se creía que era producto de una

especialización alimenticia en raíces y semillas. Pero estudios recientes5 indican

que su alimentación habría sido más variada, como diversos tipos de pastos,

semillas y, posiblemente, animales. Su rostro es achatado, con mejillas más

abultadas y mandíbulas menos prominentes que el Australopithecus afarensis.

Posee una pequeña cresta ósea, menor que la del Paranthropus boisei, en la

parte superior del cráneo.

Había bastante diferencia entre machos y hembras, sobre todo en el desarrollo de

las crestas, ausentes o muy poco marcadas en las hembras. Los machos pesaban

unos 40 kilos y las hembras alrededor de 32 kilos.6 En cuanto a su estatura,

también había grandes diferencias: el macho mediría alrededor de 1,35 metros y

las hembras 1,10 metros.

La especie Paranthropus robustus sólo ha sido hallada en Sudáfrica, y su

especialización parece ser menor que la de su primo el Paranthropus boisei,

quizás porque no vivió en medios tan secos como aquél. La vida del Paranthropus

robustus se desarrolló en un periodo 2 y 1,2 millones de años por lo que también

pudo convivir con otras especies de nuestro linaje.

Homo antecessor es una especie extinta perteneciente al género Homo,

considerada la especie homínida más antigua de Europa y probable ancestro de la

línea Homo heidelbergensis - H. neanderthalensis. Vivió hace unos 900 000 años

(Calabriense, Pleistoceno temprano). Eran individuos altos, fuertes, con rostro de

rasgos arcaicos y cerebro más pequeño que el del hombre actual, y con menos

circunvoluciones cerebrales

La definición de esta especie es fruto de los más de ochenta restos hallados

desde 1994 en el nivel TD6 del yacimiento de Gran Dolina en la Sierra de

Atapuerca, y que datan de hace al menos 900 000 años, según mediciones

paleomagnéticas.3 2

De acuerdo con sus descubridores, entre los caracteres anatómicos de estos

homínidos cabe destacar un conjunto de rasgos muy primitivos en el aparato

dental, que llevaron a establecer una relación entre éstos y los homínidos

africanos del Pleistoceno Inferior. Una mandíbula muy bien conservada de una

mujer H. antecessor, de entre 15 y 16 años, recuperada del yacimiento de la Gran



Dolina tiene similitudes muy claras con las del Hombre de Pekín (Homo erectus),

lo que sugiere un origen asiático de H. antecessor. Sin embargo, el patrón de

desarrollo y erupción de los dientes es prácticamente idéntico al de las

poblaciones modernas.

La morfología facial es similar a la de Homo sapiens, con orientación coronal y

ligera inclinación hacia atrás de la placa infraorbital que determina la presencia de

una fosa canina muy conspicua. El borde inferior de esta placa es horizontal y

ligeramente arqueado. El arco superciliar es en doble arco y la capacidad

encefálica, estimada a partir de un fragmento incompleto de hueso frontal, indica

una cifra superior a los 1000 cm³. Mientras que H. erectus tiene un patrón de

crecimiento facial que es similar al observado en los primeros Homo y los

Australopithecus, tanto en H. antecessor como H. sapiens predomina la resorción

ósea durante el crecimiento facial. Las similitudes entre la anatomía subnasal de H.

antecessor y H. sapiens sugieren que la "modernización" de la cara estaba ya

claramente en marcha en H. antecessor.

La morfología de la mandíbula recuerda a la de ciertos homínidos muy posteriores,

del Pleistoceno Medio, de la especie Homo heidelbergensis, como los de la Sima

de los Huesos, también de Atapuerca. El esqueleto postcraneal indica una cierta

gracilidad en comparación con la mayor robustez del Hombre de Neanderthal de la

segunda mitad del Pleistoceno Medio. La mayoría de individuos alcanzarían una

altura de entre 160 y 185 centímetros, con un peso de entre 60 y 90 kilogramos.

En la actualidad, la validez de esta denominación como especie diferente es

defendida por sus descubridores y otros expertos, que consideran que H.

antecessor precede a H. heidelbergensis y por tanto es también antepasado de H.

neanderthalensis; sin embargo, parte de la comunidad científica la considera una

simple denominación, no específica, para referirse a restos encontrados en

Atapuerca, que ellos asignan a la especie H. heidelbergensis o bien, la consideran

una variedad de Homo erectus/Homo ergaster.

Homínidos del Pleistoceno medio

Durante el Pleistoceno Medio y Superior, hubo muchos períodos fríos y largos

separados por cortos períodos interglaciares cálidos. Gracias a las pruebas

geológicas sabemos que los glaciares cubrían América del Norte y Europa durante

los períodos fríos y que dominaban las condiciones árticas.

Estas fluctuaciones de temperatura tuvieron grandes efectos en los hábitats

biológicos del planeta, generando una dispersión de las especies animales,

incluidos los homínidos, durante el Pleistoceno Medio y Superior . En los períodos



glaciares, los desiertos se extendían en el norte de África lo que provocaba que

esta región fuera inhabitable para la mayoría de especies animales. Cuando el

planeta era más cálido, las praderas y sabanas desplazaban a los desiertos y los

animales eran capaces de desplazarse entre África y Eurasia más fácilmente.

Homo erectus

Homo erectus es un homínido extinto, que

vivió entre 1,8 millones de años y 300 000

años antes del presente (Pleistoceno inferior y

medio). Los Homo erectus clásicos habitaron

en Asia oriental (China, Indonesia). En África

se han hallado restos de fósiles afines que

con frecuencia se incluyen en otra especie,

Homo ergaster; también en Europa, diversos

restos fósiles han sido clasificados como

Homo erectus, aunque la tendencia actual es

la de reservar el nombre Homo erectus para

los fósiles asiáticos.

El volumen craneal muy variable, aumentando

a lo largo de su dilatada historia. Tenía una

capacidad mayor que la del Homo habilis y

que la del Homo georgicus encontrado en

Dmanisi. Los primeros restos que se

encontraron del Hombre de Java muestran una capacidad craneal de 850 cm3,

mientras que los que se encontraron posteriormente llegan a los 1100 cm3.2

Poseía un marcado toro supra orbitario y una fuerte mandíbula sin mentón, pero

de dientes relativamente pequeños. Presentaba un mayor dimorfismo sexual que

en el hombre moderno. Era muy robusto y tenía una talla elevada, hasta 1,80 m de

medida. La industria lítica que producía pertenece principalmente al Achelense y

probablemente dominaba el fuego.

Hombre de java

Entre 1891 y 1892 el médico anatomista holandés Eugène Dubois creyó encontrar

el «eslabón perdido» hipotetizado por Ernst Haeckel al descubrir algunos dientes

sueltos, una calota craneal y un fémur —muy similar al del hombre moderno— en



las excavaciones paleontológicas que realizaba en el río Solo cerca de Trinil, en el

interior de la isla de Java (Indonesia).

Dubois publicó estos hallazgos con el nombre de Pithecanthropus erectus3

(hombre-mono erguido) en 1894, pero más conocido popularmente como "El

Hombre de Java" u "Hombre de Trinil". En la década de 1930 el paleontólogo

alemán Ralpf von Koenigswald obtuvo nuevos fósiles, tanto de Trinil como de

nuevas localidades como Sangiran (a unos 75 km), en total doce especímenes4 y,

en 1938 von Koenigswald identificó claramente un magnífico cráneo de Sangiran,

como "Pithecanthropus".5 No será hasta 1940 cuando Mayr atribuye todos estos

restos al género Homo6 (Homo erectus erectus).

En China se encontraron otros yacimientos importantes de fósiles de esta especie

como, por ejemplo, Lantian, Yuanmou, Yunxian y Hexian. Los investigadores

también han encontrado gran número de utensilios fabricados por H. erectus en

yacimientos como Nihewan y Bose, en China, y en otros lugares de antigüedad

similar (al menos entre 1 millón y 250 000 años de antigüedad).

Luego se descubrieron, en Kenia el Homo ergaster, que se puede considerar el

erectus africano y

probablemente la especie

original. También se

consideran relacionados

con H. erectus en África, el

cráneo KNM-ER 42700, de

1,55 millones años; y el

Cráneo de Yaho (Chad) o

Tchadanthropus uxoris, de

hace un millón de años.

En Dmanisi, República de

Georgia, en el Cáucaso,

fue descubierto el Homo

georgicus, que data de

hace 1,8 millones de años,

camino hacia el erectus de

Extremo Oriente, pero

relacionado descendiente del Homo habilis, con lo cual se dibujó la ruta que

siguieron los homínidos que dejaron África hasta dispersarse por Asia. Un diente

encontrado en 2003 en la cueva Mohui (Guangxi, sur de China) que puede tener



hasta 2 millones de años,8 así como los fósiles de Yuanmou (Yunnan, China,

descubiertos en 1965) que datan de 1,7 millones de años,9 y el cráneo de

Mojokerto (Java), que data de entre 1,810 y 1,49 millones de años,11

posiblemente estén relacionados con esta llegada temprana de Homo a Asia.

El conjunto de estos y otros hallazgos es clasificado actualmente dentro del

género Homo y es designada la especie de los hombres de Java (hombre de

Trinil) y Pekín, como Homo erectus, que parece haber evolucionado en África

como Homo ergaster, a partir de las poblaciones anteriores de Homo habilis, para

a continuación dispersarse por gran parte de Asia desde hace unos 1,7 millones

de años. Fósiles de las épocas de los hombres de Java y Pekín fueron hallados

entre 1936 y 1963 en Lantian, Shaanxi, China: los de Gongwangling datan de

hace 800 000-750 000 años, aún con capacidad endocraneana de 780 cm³ y los

de Chenjiawo, de una antigüedad de 530.000 años.12 También en 1994 en

Tangshan, (Nanjing, Jiangsu), se encontró un cráneo de mujer de Homo erectus

que data de 580 000-620 000 años antes del presente.

Fósiles más recientes, clasificados como H. erectus, han sido encontrados en Dali

(Shaanxi, 1978), de hace 260 000-300 000 años,13 con capacidad endocraneana

de 1120 cm³; en Jinniushan (Yingkou, Liaoning, 1974) de hasta 280 000 años y

alta capacidad craneana;14 en Maba (Qujiang, Cantón, 1958) de 130 000 años,15

y en Dingcun (Xiangfen, Shaanxi) de 120 000-100 000 de antigüedad.16

Los fósiles más recientes conocidos, atribuidos a la especie H. erectus, proceden

de la cuenca del río Solo, en Java, y fueron encontrados desde 1934 en Ngandong

y en Sambungmacan (Sm-I con capacidad endocraneana de 1200 cm³),17 han

sido datados entre 27 000 y 53 300 años antes del presente.18 Aunque la

datación ha sido discutida y se afirma que los fósiles de Ngandong pueden tener

más de 120 000 años,19 el hallazgo del homínido de Denisova y el estudio de su

genoma concuerdan con la existencia simultánea con H. sapiens, de otra especie

de hominino en Asia, que la datación de los fósiles de Solo sugiere. De esta forma

H. erectus habría sido una especie de gran éxito: se dispersó ampliamente y gozó

de larga vida.



Homínidos del Pleistoceno tardío

Hombre de Neandertal

El hombre de Neandertal (Homo neanderthalensis) es una especie extinta del

género Homo que habitó Europa y partes de Asia occidental desde hace 230 000

hasta 28 000 años atrás, durante el Pleistoceno medio y superior y culturalmente

integrada en el Paleolítico medio. En un periodo de aproximadamente 5000 años

se cree convivió paralelamente en los mismos territorios europeos con el Hombre

de Cro-Magnon, primeros hombres modernos en Europa. Esta convivencia se ha

demostrado por fósiles hallados en las cuevas de Châtelperron.

Sus características definidoras, a partir de los huesos fósiles descubiertos hasta

ahora (unos 400 individuos), son: esqueleto robusto, pelvis ancha, extremidades

cortas y robustas, tórax en barril, arcos supraorbitarios resaltados, frente baja e

inclinada, faz prominente, mandíbulas sin mentón y gran capacidad craneal —

1550 cm³—. Vivían en grupos sociales organizados, formados por alrededor de

unos treinta miembros casi todos

con parentesco (clanes),

dominaban el fuego y podían

fabricar herramientas rústicas que

incluían huesos y piedras.

Los neandertales fueron una

especie bien adaptada al frío

extremo congruente con la cuarta

y última glaciación. Tenían un

cráneo alargado y amplio, baja

estatura y complexión robusta, y

nariz amplia de aletas

prominentes; rasgos que denotan

adaptación a climas fríos, como se puede observar actualmente en las

poblaciones del Ártico, y muy probablemente dueños de un olfato más

desarrollado que el hombre moderno. Su cerebro era igual o incluso más grande

que el de los hombres modernos.

Un neandertal medio podía alcanzar unos 1,65 m, era de contextura pesada,

dentadura prominente y musculatura robusta. Si bien su estructura ósea no los

hacía corredores de largo aliento, sí podían hacer cortas y rápidas carreras

persecutorias o escapistas; eran sobre todo caminantes de largas distancias.

Estudios anatómicos han determinado que el neandertal podía articular una

fonética limitada respecto a la que actualmente posee el hombre moderno, debido



a la ubicación de la laringe, situada más arriba que

la de este.1 Otros estudios recientes indican que

los neandertales podían dar grandes mascadas a

su alimento gracias a una mayor apertura bucal.3

La expectativa de vida de un miembro adulto en un

medio ambiente tan extremo, riguroso y hostil no

sobrepasaba los 40 años en los hombres y 30 en

las mujeres.

El estilo de herramientas líticas utilizadas en el

Paleolítico medio por los neandertales se conoce

como la cultura Musteriense, así llamada por haber sido encontradas por primera

vez en el yacimiento arqueológico Le Moustier. La cultura musteriense está

caracterizada por la utilización de la técnica de talla Levallois. Estas herramientas

fueron producidas usando martillos de percusión blandos, de hueso o madera. En

los últimos tiempos de los neandertales aparece en el registro arqueológico el

estilo Châtelperroniense, considerado como más "avanzado" que el musteriense.

La conclusión aceptada de que Homo sapiens no desciende de H.

neanderthalensis no descarta que haya tenido lugar un aporte neandertal al

acervo genético de los humanos modernos. Los euroasiáticos poseen entre el 1 y

el 5 % de genes arcaicos por persona que se pueden atribuir a hibridacion con

neandertales.22 10 El cruce entre especies podría haber tenido lugar cuando el

ser humano moderno llegó a Oriente Medio tras salir de África. Basados en la

distribución de genes neandertales en restos antiguos de H. sapiens, se calcula

que la hibridación tuvo lugar hace 50 ó 60 mil años.23

Se calcula en un 20 % la cantidad total del genoma neandertal que ha sobrevivido

en H. sapiens. Este porcentaje es mucho mayor si se examinan solo ciertos genes

presentes en la población humana actual ajena a África, como los de la piel y el

pelo y los implicados en enfermedades como la diabetes tipo 2, la enfermedad de

Crohn, el lupus y la cirrosis biliar. En el caso de los genes involucrados en la

pigmentación de la piel, el aporte neandertal alcanza una frecuencia de hasta un

70 % en europeos, y se considera probable que estos genes confirieran a los

humanos modernos provenientes de África una mejor adaptación a las

condiciones en latitudes altas, lo que explicaría su permanencia y expansión en el

genoma por selección natural.



Se han propuesto muchas explicaciones para la extinción de los neandertales, en

relación o no con la expansión de los cromañones, con los que convivieron en

Europa en los últimos milenios de su vida como especie. El paleobotánico José

Carrión, de la Universidad de Murcia, propone una tesis de extinción por cambio

ambiental ligado a los cambios climáticos.

Aunque la rápida desaparición de los neandertales tras la irrupción del Homo

sapiens en Europa sugiere que estos últimos estuvieron relacionados con la

desaparición de los neandertales, muchas son las preguntas para las que no hay

una respuesta clara. ¿Compitió H. sapiens intensamente con ellos por recursos?,

¿los mataron y exterminaron en combate?, ¿los contagiaron de enfermedades

para las cuales carecían de defensa?, ¿no soportaron, los neandertales,

determinados cambios climáticos o ambientales?, ¿se cruzaron H. sapiens y

neandertales y fueron estos asimilados por la nueva especie?

La hipótesis de extinción por la rigurosidad de la última gran glaciación parece

descartada, ya que los neandertales habrían estado muy bien adaptados al clima

glacial. Por otra parte, la hipótesis de mixogénesis o hibridación Homo

sapiens/Homo neanderthalensis resulta, por los mapeos de secuencias de ADN,

bastante probable,34 habiéndose encontrado restos (niño de Lapedo) en tal

dirección. Sin embargo, también es posible que los neandertales se hayan

extinguido al no poder competir por los recursos con los H. sapiens (que eran diez

veces más numerosos) y hayan sido desplazados a regiones donde la comida y el

cobijo eran más difíciles de encontrar. Recientes investigaciones abren la

posibilidad de presencia de neandertales mucho más al norte del área de

distribución habitual; como en la localidad rusa subártica de Byzovaya, en la que

se han encontrado restos arqueológicos musterienses (Paleolítico Medio) datados

entre hace 34 000 y 31 000 años. Se trataría de uno de los yacimientos

neandertales más tardíos, cuando casi toda Europa ya estaba ocupada por las

culturas del Paleolítico superior (Homo sapiens).

Los últimos reductos de neandertales, datados en unos 28 000 años, se

encontraron en el sur de la Península Ibérica (España y Portugal), aunque las

últimas dataciones con ultrafiltración adelantan muchas de esas fechas al menos

10.000 años. Con la secuenciación completa del genoma del neandertal uno de

los fines que se pretende conseguir es intentar llegar a conocer si los genes que

los humanos modernos mantenemos pero que difieren del genoma neandertal han

sido clave para nuestra supervivencia y evolución, en detrimento de la existencia

del neandertal.



El estudio ha permitido realizar un catálogo donde se recopilan las posiciones en

las que casi todos los humanos actuales llevan el mismo nucleótido pero difieren

de los neandertales. Se han encontrado un número bajo de sustituciones,

inserciones y deleciones, que afectan solamente a 87 genes. Además, también se

ha estudiado la existencia de regiones afectadas por selección positiva entre

humanos y neandertales, es decir, que se han cambiado y fijado rápidamente, y se

han mantenido; encontrándose 63 regiones, las cuales contienen 112 genes.

Hombre de Cro-Magnon

Es el nombre con el cual se suele

designar al tipo humano

correspondiente a ciertos fósiles

de Homo sapiens, en especial los

asociados a las cuevas de Europa

en las que se encontraron pinturas

rupestres. Suele castellanizarse y

abreviarse como cromañón, sobre

todo para su uso en plural

(cromañones). Cro-Magnon es la

denominación local de una cueva

francesa en la que se hallaron los

fósiles a partir de los que se

tipificó el grupo. Su datación (40

000 y 10 000 años de antigüedad) se toma como el hito que da comienzo al

Paleolítico superior desde el punto de vista antropológico, mientras que el límite

moderno no lo marca la aparición de ninguna modificación física, sino ambiental y

cultural: el fin de la última glaciación y el comienzo del actual período interglaciar

(periodo geológico Holoceno), con los periodos culturales denominados Mesolítico

y el Neolítico.

El uso del concepto "hombre de Cro-magnon" como alternativo a otras

denominaciones está abandonado por los prehistoriadores y paleontólogos en la

actualidad, aunque puede encontrarse su uso en las publicaciones, normalmente

como sinónimo de Homo sapiens en el paleolítico, sin más precisiones.

No obstante, durante mucho tiempo se popularizó la errónea identificación de esos

tres tipos humanos con las tres divisiones raciales o razas humanas de la



antropología clásica: Cro-Magnon con la raza blanca o caucasoide, Grimaldi con la

raza negra o negroide y Chancelade con los esquimales o raza amarilla o

mongoloide.

Vivía en cuevas y temporalmente en campamentos al aire libre. Sin que pueda

considerárseles sedentarios, posiblemente mantenían un lugar preferente de

residencia, que ocasionalmente abandonarían para trasladarse a otro. La forma de

vida era cazadora-recolectora. Cazaba en grupo; los animales grandes, con

trampas; y los pequeños, con piedras y saetas.

El hombre Cro-magnon pudo tener una relación con el Hombre de Neanderthal

durante las primeras etapas del Paleolítico Superior en Europa, zona en la que

hubo poblaciones de ambas especies durante un breve periodo —hasta hace unos

29 000 años, o incluso unos 27 000 años en

el sur de la Península Ibérica—. Aunque las

pruebas no han dado conclusiones sobre si

era posible la hibridación, lo único cierto es

que el neandertal se extinguió. Sus

diferencias morfológicas suelen interpretarse

como una adaptación a un clima frío en los

neanderthales y una acusada neotenia en los

cromañones. Se ha apuntado también la

posibilidad de que los cromañones

dispusieran de una mayor capacidad para el

lenguaje (tanto del aparato fonador como

cerebral, para el pensamiento simbólico), con

las implicaciones que esto tendría para la

vida social.

El hombre de Cromagnon tenía una altura media de 1,85 metros. Tenía una nariz

amplia, frente extensa y un mentón importante con la mandíbula superior distintiva.

Estaba mucho mejor dotado físicamente que el hombre de Neanderthal, por lo que

era más eficiente para la caza y la pesca. Además resistían mejor el frío y las

condiciones extremas.

El aumento desmedido en la población significó una progresiva disminución de

alimento y los cazadores se volcaron instintivamente y por necesidad a la cría de

ganado. Al mismo tiempo se domesticó al perro para cuidar de los rebaños,

aparecieron los primeros animales de tiro y los primeros graneros. Los poblados

eran fuertemente defendidos con paredes y fosos.



Como consecuencia, los cromañones entraron por Europa durante el OIS 3, que

fué un largo periodo cálido (entre hace 60.000 y 25.000 años). Posteriormente,

otra oleada de frío intenso daría comienzo y sería esperable un abandono de la

zona, como hicieron los neandertales. Por el contrario, en pleno "pico máximo" de

frío, durante la última glaciación, se encuentran restos en las llanuras este-

europeas datados entre 38.000 y 35.000 años e incluso cercanos a 40.000 años.

La tecnología humana es especialmente espectacular tras el último máximo

glaciar (hace unos 20.000 años) con condiciones incluso peores que durante la

anterior glaciación. Construian cabañas con huesos de mamut y hacían uso de la

grasa ósea como combustible. También sofisticaron su tecnología en la caza.

El homo sapiens actual

El ser humano (Homo sapiens, del latín «homo», «hombre», y «sapiens»,

«sabio») es una especie de primate de la familia de los homínidos. También son

conocidos bajo la denominación genérica de "hombres", aunque ese término es

ambiguo pues se usa también para referirse a los individuos de sexo masculino y

en particular a los varones adultos.2 3 Los seres humanos poseen capacidades

mentales que les permiten inventar, aprender y utilizar estructuras lingüísticas

complejas, lógicas, matemáticas, escritura, ciencia y tecnología. Los humanos son

animales sociales, capaces de concebir, transmitir y aprender conceptos

totalmente abstractos. No se tiene evidencia de que exista otra forma de vida con

dichas capacidades.



En el pasado, el género Homo fue más diversificado, y

durante el último millón y medio de años incluía otras especies ya extintas. Desde

la extinción del Homo neanderthalensis, hace 45 000 años y del Homo floresiensis,

hace unos 12 000 años, el Homo sapiens es la única especie conocida del género

Homo que aún perdura.

Hasta hace poco, la biología utilizaba un nombre trinomial Homo sapiens sapiens

para esta especie, pero más recientemente se ha descartado el nexo filogenético

entre el neandertal y la actual humanidad, por lo que se usa exclusivamente el

nombre binomial. Homo sapiens pertenece a una estirpe de Primates, los

hominoideos. Evolutivamente se diferenció en África y de ese ancestro surgió la

familia de la que forman parte los homínidos.

Filosóficamente, el ser humano se ha definido y redefinido a sí mismo de

numerosas maneras a través de la historia, otorgándose de esta manera un

propósito positivo o negativo respecto de su propia existencia. Existen diversos

sistemas religiosos e ideales filosóficos que, de acuerdo a una diversa gama de

Culturas e ideales individuales, tienen como propósito y función responder algunas

de esas interrogantes existenciales. Los seres humanos tienen la capacidad de

ser conscientes de sí mismos, así como de su pasado; saben que tienen el poder

de planear, transformar y realizar proyectos de diversos tipos. En función a esta

capacidad, han creado diversos códigos morales y dogmas orientados

directamente al manejo de estas capacidades. Además, pueden ser conscientes

de responsabilidades y peligros provenientes de la naturaleza, así como de otros

seres humanos.

El organismo humano, como el de todos los mamíferos, posee un alto nivel de

complejidad, pues cada órgano, tejido, aparato y sistema, está en compleja

interrelación que lo mantiene en funcionamiento. Sobre él han surgido a lo largo

de la historia movimientos artísticos y científicos para admirarlo y tratar de

comprenderlo, especialmente en la edad del humanismo en Grecia y el

Renacimiento europeo.

En cuanto a su locomoción y movimiento, es uno de los más plásticos del reino

animal, pues existe una amplia gama de movimientos posibles, lo que le capacita

para actividades como el arte escénico y la danza, el deporte y un sinnúmero de

actividades cotidianas. Asimismo destaca la habilidad de manipulación, gracias a

los pulgares oponibles, que le facilitan la fabricación y uso de instrumentos.



La especie humana posee un notorio dimorfismo sexual

en el nivel anatómico, por ejemplo, la talla media actual entre los varones

caucásicos (si crecen bien nutridos y con poco estrés) hacia los 21 años es de

1,75 m, la talla media de las mujeres caucásicas en iguales condiciones es de

1,62 m, y los pesos promedios respectivos son de 75 kg y 61 kg respectivamente;

aunque sí se ha notado una «tendencia secular» al aumento de las tallas

(especialmente durante el siglo XX).

Se denominan propiamente Homo sapiens o anatómicamente modernos a

individuos con una apariencia similar a la de los humanos modernos. Estos

humanos pueden clasificarse como premodernos, pues en ellos no se observa

todavía el conjunto de características de un cráneo moderno, casi esférico, con la

bóveda alta y la frente vertical.13 La similitud se aprecia a nivel del esqueleto del

cuerpo y cavidad craneana, pero esta similitud no es total pues el rostro aún

mantiene características arcaicas como los arcos superciliares (grandes cejas) y

prognatismo maxilar (proyección bucal), aunque menos desarrollados que en los

neandertales. Se consideran dentro de este grupo a los restos de Florisbad en

Sudáfrica (260 000 años),15 los de Herto en Etiopía, que corresponde a Homo

sapiens idaltu (160 000 años), los de Jebel Irhoud en Marruecos (160 000 años) y

los de Skhul/Qafzeh al Norte de Israel (100 000 años). También se consideran

anatómicamente modernos a los hombres de Kibish, sin embargo estos se

enmarcan mejor dentro de los humanos modernos.

Se consideran Homo sapiens sapiens de forma indiscutible a los que poseen las

características principales que definen a los humanos modernos: primero la

equiparación anatómica con las poblaciones humanas actuales y luego lo que se

define como "comportamiento moderno".

Los restos más antiguos son los de Omo I, llamados Hombres de Kibish,

encontrados en Etiopía con 195 000 años, y restos en cuevas del río Klasies en

Sudáfrica con 125 000 años y con indicios de una conducta más moderna.16 Esta

antigüedad coincide con lo estimado para la Eva mitocondrial, la cual está

considerada la antecesora de todos los seres humanos actuales y de la que se

cree que vivió en el África Oriental17 (probablemente Tanzania) hace unos 200

000 años. Por otra parte, la línea patrilineal nos lleva hasta el Adán cromosómico,

quien nos confirma un origen para los humanos modernos en el África

subsahariana y se le calcula unos 140 000 años de antigüedad.

En relación a la capacidad para realizar grandes modificaciones ambientales, cabe

decir que Homo sapiens es actualmente un poderoso agente geomorfológico; es



en éste y otros sentidos que el ser humano es actualmente el mayor

superpredador y la especie más poderosa del planeta, en comparación con los

demás especies. Sin embargo, sigue siendo frágil ante posibles eventos

cataclísmicos que pudieran afectar su hábitat, como las glaciaciones.

Homo sapiens, por ser un animal muy vulnerable en estado de naturaleza es muy

dependiente de la tecnología (ergo: es dependiente de la ciencia por primitiva que

esta sea), así es que se dice de Homo sapiens que es homo faber.

Quizás, dado que todo sistema retroalimentado de forma natural llega a su fin, el

fin de un ecosistema llega cuando la vida ha logrado evolucionar hasta lograr

seres con un grado de conciencia capaz de programarse en función de la

educación recibida y no según lo termodinámicamente sostenible. La educación es,

por tanto, la demostración evidente de si somos parte de un sistema aún mayor o

intentamos independizarnos de todo, estableciendo nuestras formas de obtener

nuestros recursos, sin tener en cuenta los ya establecidos por la propia naturaleza.

Por ejemplo: La naturaleza nos dota de capacidades físicas para buscar alimentos

en el medio que nos rodea de una manera termodinámicamente eficaz. Nosotros

establecemos que lo mejor es racionalizar los medios que la naturaleza nos da y

replicarlos de forma industrial, aplicando procesos que no se dan de forma natural,

aumentando el consumo energético por redundar algo que ya existe y ampliándolo

a algo totalmente termodinámicamente innecesario, como es el hecho de que te

lleven el alimento a casa, de intervenir los códigos genéticos de los alimentos para

hacerlos resistentes a enfermedades, de influir en qué alimentos contendrán

semillas y cuáles no y un largo etcétera, que a día de hoy nos hace la vida más

cómoda, pero que ignoramos cómo nos van a afectar esos cambios en nuestra

estructura genética y, por lo tanto, si nuestra descendencia portará características

fundamentales para sobrevivir a un medio natural o, por el contrario, nacerán y

dependerán tan íntimamente del medio artificial que cualquier modificación a ese

medio le incapacite de tal manera que provoque su extinción.



Bibliografía

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LIBRO: El Cuaternario por Jean Chaline

Gh Cuaternario

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