La Paleontología desmonta el timo del “Cambio Climático”.

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Por el Dr. en Biología Francisco Molino y Almudena Zaragoza Bióloga.

La Paleontología es la rama de la Biología dedicada a estudiar la historia de la vida en la Tierra. Establecer las condiciones climáticas de cada periodo de la Tierra no es fácil, se han necesitado años de recopilación de datos y estudio en geología y registro fósil. Sin embargo y aún que nos quedan gran cantidad de cosas por descubrir, ya sabemos muchas otras como que nuestro planeta puede tener al rededor de 4500 millones de años (Ma) de antigüedad y la vida unos 3700 Ma.

Es muy revelador que la propia vida apareciese en unos fósiles muy curiosos llamados estromatolitos, en forma de bacterias y virus. Tanto éstas células prodigiosas, como las secuencias génicas de la vida, aparecieron muy pronto para combinarse y formar organismos complejos.

Los ciclos climáticos de nuestro planeta no han sido ni mucho menos estables, si no que se han sucedido innumerables cambios en las temperaturas, tanto subidas como bajadas, debidas a intrincadas relaciones biogeoquímicas entre los componentes bióticos y abióticos de nuestros ecosistemas. Cada gran cambio, ha sido acompañado con una extinción de formas de vida y un cambio repentino en la flora y la fauna.

Revisar la larga historia que precede a nuestra aparición como especie, nos hace darnos cuenta que la escala temporal en la que pretendemos basarnos para hacer predicciones climáticas es ridícula, en comparación con lo que ha vivido nuestro bello hogar.

Las catástrofes han acaecido sin necesidad de culpar al reciclaje, la industria o los gases que emite el ganado. Se han contado tantas y tan pintorescas historias de miedo sobre el clima, a cual más absurda.

La primera estación de recogida de datos meteorológicos se puso en funcionamiento den 1960. Sesenta y tres años de recopilación de cambios en la temperatura y el nivel de CO2, frente a 4000 millones de años de historia nuestro planeta, no es una escala que nos permita hacer muchos augurios más allá de si lloverá mañana.

Historias apocalípticas como que se derritan los polos o llueva sin descanso, ya han ocurrido. Los mares estuvieron cubriendo la Tierra y los niveles de CO2 en concentraciones mucho mayores que ahora, cuando los humanos no estábamos ni en proyecto de aparecer.

Vamos con un poquito de Paleontología que demuestra que esta campaña del “Timo Climático”, sólo responde a la culpabilización del hombre de a pie de las malas prácticas de las grandes corporaciones y sus lacayos y al establecimiento de un ambiente de miedo continuo en el que se pretende tener sumida a la humanidad.

El Pérmico (299 – 251 Ma).

En el Pérmico toda la tierra firme del mundo estaba concentrada en un solo continente, la Pangea. Sólo las islas estaban separadas de esta enorme masa continental. El centro del supercontinente era un vasto desierto y existieron también enormes bosques templados y vastas zonas húmedas cercanas al océano.

Es un periodo caracterizado por un calentamiento global que propició la aparición de grandes zonas de aguas someras que favorecieron la existencia increíbles especies animales, se puede considerar la época de los anfibios, aunque sabemos que los modelos corporales relacionadas con los mamíferos y reptiles como Bunostegos ya existían. Uno de los depredadores mejor conocidos fue el sinápsido de sangre caliente Gorgonops, un animal con largos caninos que medró estas tierras. Entre los anfibios más curiosos se encuentra Diplocaulus.

Hacia finales del carbonífero, debido al secuestro de CO₂ por los sedimentos y su absorción por la vegetación, el clima entra en un periodo glaciar que cubre de hielo la zona austral de Gondwana;  En la segunda mitad del Sakmariense se produce una rápida degradación del gran cinturón glacial a glacial polar, originándose una asimetría climática. En el Kazaniense, este se reemplaza gradualmente por un cinturón templado-frío en latitudes altas con antiguos y nuevos centros glaciales que se ensanchan intermitentemente.(Chumakov & Zharkov, 2003). En el Tatariense aparece en el hemisferio norte otro cinturón templado-frío. En el límite Permo–Triásico se produce un fuerte y repentino calentamiento global, transformándose el cinturón templado-frío de latitudes altas del hemisferio norte en un clima templado. Este calentamiento, sin embargo, sufre frecuentes oscilaciones produciendo zonaciones climáticas y rápidos cambios ecológicos globales. De esta forma, en Pangea, se generan tres zonas climáticas principales: (1) clima caliente templado con de precipitación estacional caracterizada por una circulación de monzón sobre el lado este de Gondwana, con gran influencia en el desarrollo del clima en el cambio permo-triásico. (2) clima templado frío marcado por la fuerte amplitud térmica anual en las latitudes altas en Gondwana y en Siberia. (3) cinturón árido subtropical sobre el lado occidental de Gondwana y Laurasia (Fluteau et al. 2001). Durante el período Pérmico–Triásico inicial, aumenta la aridez de la tierra debido al avance hacia el centro de los cinturones áridos y semiáridos de Pangea, que pasan del 40% al inicio del pérmico a un 55% en el Artinskiense tardío-Sakmariense temprano. Este avance es causado, principalmente, por el calentamiento global y la regresión gradual de los mares interiores (Chumakov & Zharkov, 2003).

En el Pérmico se produjo la mayor extinción masiva conocida de la historia de la Tierra en la que desaparecieron la mayoría de seres vivos presentes. Se debió a una intensa actividad volcánica que generó un calentamiento global extremo que acidificó los medios. Las enormes coladas de magma de esta época dejaron su huella en los traps siberianos, una gran provincia ígnea que se encuentra en la actual Rusia. Un reciente estudio de los braquiópodos fósiles de la época muestra que las aguas fueron extremadamente ácidas. Es reseñable que la tasa máxima de emisiones de CO₂ durante la peor extinción masiva conocida sea casi 15 veces menor que la tasa actual causada por el hombre según este reciente estudio.

El Triásico (510 – 201 Ma.)

Poco a poco, una vez sedimentada la polvareda causada por la extinción masiva del Pérmico y el aumento del oxígeno en los océanos producto de la actividad fotosintética de los microorganismos, los supervivientes experimentaron una transformación que dio como resultado una explosión de biodiversidad con nuevas y más complejas especies. Los continentes, aún unidos, dieron lugar a una enorme cantidad de hábitat diversos y por consiguiente, plantas y animales más especializados. De uno de los bosques del Triásico que se encontraba en los que hoy sería Asia Central, se conserva una enorme diversidad de seres vivos gracias a la formación Madygen. De este fascinante episodio de la historia de la Tierra se conservan 20.000 especies de insectos, peces, reptiles, anfibios y plantas. Así como un conocimiento gracias a las rocas presentes, del clima. De esta época sabemos que un calentamiento húmedo llamado el Episodio Pluvial Carniano, debido a una intensa actividad volcánica, generó un aumento de las precipitaciones que provocó una nueva extinción masiva. Este evento dio la oportunidad a los dinosaurios de diversificarse y poblar los hábitat que quedaron vacíos.

   La enorme extensión de Pangea, rodeado del único océano Panthalasa, produce un clima árido con fuertes oscilaciones térmicas, especialmente en el sur y el interior de continente que, probablemente, era llano, lo que no favorecía las precipitaciones. En la frontera smithiense-spathiense se produce el cambio de clima cálido-húmedo a cálido-seco, siendo el 80% de la superficie continental desértica en el Induense. Este avance es causado, principalmente, por el calentamiento global y la regresión gradual de los mares interiores (Chumakov & Zharkov, 2003). En el Triásico medio y superior el clima sigue siendo cálido pero ya hay zonas húmedas. Los modelos climáticos (Perón et al., 2005) señalan temperaturas superiores a 25ºC de media anual en zonas altas y superiores a 30º C en las zonas bajas; en la parte occidental de la cordillera Central (de más de 1.800 m de altitud, que recorría el continente en el eje SO-NE y separa Laurasia de Gondwana) se producen numerosas lluvias, mientras que en la parte oriental, cercana a Panthalasa el clima es seco. El área entre la costa de Panthalasa y el norte de Paleotethys tiene un clima muy cercano al desértico; en las zonas ecuatorial y subtropical se darían veranos secos e inviernos y primaveras lluviosas. Laurasia presentaba lluvias muy débiles a lo largo de todo el año. En invierno las masas de aire húmedas de Paleotethys penetran en Gondwana dejando lluvias; en verano, En zonas costeras se dan condiciones monzónicas que llegaban al norte de Gondwana que, por ello, contaba con temporadas secas y lluviosas. La cordillera central cuenta con una lluvia amplificada. En las latitudes más altas de Laurasia y Gondwana, y en localizaciones elevadas, las temperaturas podrían ser cercanas a la congelación (Perón et al., 2005).

El Jurásico (201 – 145 Ma.)

El Jurásico es la era por antonomasia de los dinosaurios, desde increíbles voladores que pescan en el océano, hasta marinos como los ictiosaurios a la vez que terrestres de diversas formas, junto con enormes bosques de árboles, zonas cálidas y húmedas con inmensa biodiversidad. Europa en esta época es un archipiélago con particular riqueza, playas de arena blanca, dulces y salobres, bosques de coníferas. El océano Tetis separa dos super continentes de Laurasia y Gondwana. La temperatura de estos continentes es parecida a la actual y los polos están cubiertos de bosques y no de hielo. En el ecuador encontramos extensos desiertos.

   La actividad en la Provincia Magmática Central Atlántica y la liberación de gases de efecto invernadero durante el límite Triásico-Jurásico dan lugar a un clima global cálido-húmedo durante casi todo el Jurásico. Durante este periodo los mares y océanos pierden profundidad y ganan extensión, provocando una mayor absorción de energía solar que contribuye a que el clima sea más cálido y más húmedo. En el Toarciense parece que se libera gran cantidad de metano por derrumbamientos ocasionados por la desestabilización de las capas costeras del subsuelo marino debido a cambios en la presión hidrostática o por actividad volcánica (Santasalo, 2013) lo que, por un lado, provocó un cambio en la diversidad de coníferas por el calentamiento y, por otro, una posible extinción masiva en aguas profundas al producirse anoxia (Uriarte, 2010). Al inicio del Jurásico Superior, en el área ecuatorial del hemisferio norte, se produce una fuerte subida de temperatura. Las masas continentales se desplazan hacia el norte y se desarrolla un cinturón árido en la zona ecuatorial con un clima de marcada estacionalidad con inviernos cálidos y húmedos y veranos muy calurosos y secos (Diéguez, 2003).

El Cretácico (145 – 66 Ma.)

En esta época Laurasia se ha separado en América del Norte y Asia y al sur, Gondwana está dividida en dos. El clima del cretácico fue entre cálido y templado, no había hielo en los polos y el nivel de los océanos era superior a la actual, de hecho sólo el 18% de la superficie terrestre estaba emergida (hoy está el 29%). Nunca ha estado el nivel del mar tan alto en toda la historia de la Tierra. Las temperaturas del océano debieron ser entre 15 y 20 grados mayores que en la actualidad.

De hecho, las temperaturas globales eran de 6º a 12º superiores a las actuales, a inicios del periodo, con una diferencia de temperatura entre ecuador y polos de 35ºC o menos, en contraposicíón a los 50 del ecuador al polo norte y los 90 del ecuador al polo sur actuales (Gousseva, 2010), aunque en latitudes polares hay pruebas de congelación del suelo, y la presencia de anillos de crecimiento diferenciados y con daños por artrópodos en maderas fósiles del Cretácico temprano austral indican un clima cálido con alternancias cíclicas secas y húmedas (Pires & Guerra-Sommer, 2011). Las causas de este clima son una elevada concentración de CO₂ en la atmósfera (de 3 a 10 veces la actual) y de vapor de agua, un clima más oceánico, por la nueva distribución de masas de tierra y agua y un mayor transporte de humedad desde el ecuador a latitudes altas. La elevada concentración de CO₂ se produjo por intensa desgasificación volcánica ocurrida en las fracturas tectónicas de la corteza oceánica, en donde se separaban, a buen ritmo, los trozos continentales en los que había comenzado a escindirse Pangea desde comienzos del Jurásico. El efecto invernadero se debió principalmente al vapor de agua, producto de la disposición de las masas de agua y de la circulación atmosférica. Mediciones del CO₂ en el Cretácico Inferior de China muestran valores de 360 ppm en el Barreniense temprano y 241 ppm en el Valanginiense temprano, lo que sugiere paleotemperaturas fluctuantes que indican que, al menos para el Cretácico Inferior, ni los valores de CO2 atmosférico ni el efecto invernadero fueron continuamente altos (Gröcke et al., 2005; ´Huang et al., 2012). En el Aptiense temprano se produce una transición entre clima frío y condiciones de invernadero y es entonces cuando se da la radiación de las Angiospermas (Gousseva, 2010).

   Al final del Cretácico se produce una regresión marina que deja amplias zonas lacustres donde se enterró gran cantidad de biomasa vegetal que provocó una intensa disminución del CO₂ con un importante enfriamiento con respecto al óptimo térmico cretácico, pero sin llegar a producirse glaciaciones, aunque en Asia Oriental se han descrito cuatro eventos de enfriamiento que pueden estar relacionados con glaciaciones potenciales en el Berriasiense–Valanginiense, Aptiense–Albiense, Santoniense temprano y Campaniense–Maastrichtiense (Wang et al., 2013).

El Paleoceno (66 – 56 Ma.)

Es la era de los mamíferos, una época con pruebas de diferentes cambios climáticos rápidos, que causaron cambios abruptos en las faunas y floras. También se denomina límite KT, Cretácico – Terciario por haberse detectado una gran extinción masiva de especies que ocasionó la desaparición de los famosos dinosaurios. La caída de un meteorito en la región del Golfo de Méjico y la costa de Venezuela que dejó unas capas cargadas de iridio, son la muestra de este evento es la hipótesis más aceptada de este abrupto cambio climático y faunístico.

El clima del Paleoceno es similar al de las épocas cálidas del Cretácico y el agua de mar era más cálida que en la actualidad, con corrientes diferentes a las del presente. En el hemisferio norte las altas temperaturas se debían a la circulación de los vientos del oeste alrededor de un Océano Ártico cerrado y con una baja presión intensa, aunque también se ha teorizado que esas temperaturas pudieran deberse a elevadas concentraciones de CO₂ (Higgins & Schrag, 2006) que, a principios del Eoceno, pudo ser de más de 2000 ppm; estos valores pudieron deberse a la actividad magmática como consecuencia de fuertes movimientos tectónicos o por gigantescos incendios en las extensas turberas que existían, liberación de metano desde el fondo marino o por un aumento de las nubes estratosféricas. El modelo de efecto invernadero por CO₂ no explica porqué la zona tropical no se calentó y el gradiente de temperatura latitudinal fue más bajo que el actual, pero si es consistente con el transporte de calor oceánico y con la presencia de nubes de metano en las zonas polares (Herrera Tolosa, 2004). En el Noroeste de Argentina se han detectado pruebas de estacionalidad pluviométrica, con existencia de cuerpos de aguas someras que se desecaban periódicamente (Fernández, 1975). En la frontera Paleoceno/Eoceno se produce un aumento de entre 5ºC y 7ºC que duró unos 80000 años, casi seguro que por liberación de metano, con un efecto sobre la flora y la fauna que se notó, especialmente, en las latitudes altas.

El Eoceno (56 – 34 Ma.)

Aparecen los órdenes modernos de mamíferos y finaliza este periodo con una gran extensión de los glaciares de la Antártida.

   A comienzos del Eoceno la temperatura disminuye pero se mantiene elevada durante la primera parte del periodo, con el Ártico libre de hielo. Tras ese periodo inicial, la tendencia térmica se invierte y el clima pasa a ser más seco y frío como indica, entre otras, la paleoflora de Utha (Sandau, 2005). Este cambio pudo deberse a diversas causas (Prothero, 1994): transformaciones de las corrientes oceánicas por movimientos tectónicos, lo que influyó en las corrientes atmosféricas, habiéndose implicado el cierre del Mar de Thetys (Jovane et al., 2009); retrocesos marinos y levantamientos tectónicos (Hoorn et al., 2012), como la orogenia alpina; disminución del CO₂ por causas poco claras como la formación de cadenas montañosas que consumieron ese gas por meteorización y enterramiento de materia orgánica, pasando de 1500 ppm al principio del Eoceno a 500 ppm a mediados del Oligoceno, o por secuestro del CO₂ atmosférico por el fitoplancton como muestra la fuerte productividad oceánica en el periodo (Salamy & Zachos, 1999; Uriarte, 2010).

   En la Antártida se han descrito tres etapas climáticas preglaciares durante el límite Eoceno-Oligoceno: un clima moderadamente cálido y húmedo, otro fresco y seco y uno frío y húmedo, así como actividad volcánica en bosques de Podocarpaceae–Araucaria–Nothofagus, con índices geoquímicos de meteorización que confirman condiciones de clima cálido y húmedo al principio y deterioro de las condiciones al final del Eoceno, hasta producirse la capa de hielo en el continente (Mozer, 2013).

El Oligoceno (34 – Ma.)

Este periodo comienza con el impacto de un meteorito en Rusia que deja un cráter de 100 kilómetros de diámetro, dado por finalizado el periodo anterior.. en este periodo hubo una gran expansión de los glaciares de la Antártida. Primitivas ballenas llamadas basilosaurios poblaban el mar. Los Pirineos en España alcanzaron su máxima altitud y animales como los rumiantes, experimentaron una enorme biodiversidad.

   Después del lento descenso de las temperaturas a partir de la segunda mitad del Eoceno, en el comienzo del Oligoceno se produce una caída brusca de las temperaturas. Este enfriamiento global estuvo ligado a la formación de hielo en la Antártida. Las causas que se barajan son variadas cambios en las corrientes oceánicas por separación total de la Antártida de Sudamérica y Australia, con formación de la corriente fría circumpolar (Hinojosa y Villagrán, 1997), cierre del Mar de Tethys, disminución del CO₂ atmosférico de 1500 ppm a principios del Oligoceno a 500 ppm a finales, o la actividad volcánica con emisión de SO₂. El aumento del hielo no fue gradualmente lineal, sino que hubo varios retrocesos, especialmente en la parte occidental de la Antártida. Al final del Oligoceno se produce un nuevo calentamiento con un cierto deshielo y una subida del nivel del mar (Uriarte, 2010), habiéndose ligado las fluctuaciones en el volumen de hielo y en el nivel del mar con las variaciones y la oblicuidad de la órbita terrestre que ocurren en 29,16, 27,91 y 26,76 m.a. repercutiendo en el enterramiento global del carbono y en la productividad ecuatorial (Wade & Pälike, 2004).

El Mioceno (23 – 5 Ma.)

Las plantas y animales de esta época eran bastante modernos. Aparecen los felinos dientes de sable y enormes jabalíes pueblan los ecosistemas templados. La gran cantidad de plantas herbáceas nos muestra un enfriamiento y condiciones más secas.

Durante la primera parte del Mioceno, las temperaturas son tan altas como las del final del Oligoceno con clima cálido-húmedo y temperaturas 5º C superiores a las actuales en el hemisferio norte (Emerson, 2009), pero pronto se produce un nuevo enfriamiento con un aumento de acumulación de hielo en la Antártida que provoca un descenso del nivel del mar que se ha asociado a una intensa erosión global. Como en el Oligoceno, la acumulación de hielo antártico sufre fluctuaciones cíclicas asociadas posiblemente también a ciclos orbitales de la Tierra (Uriarte, 2010). Así, en el Mioceno medio las temperaturas vuelven a subir y la Antártida a deshelarse, calentándose otra vez el hemisferio norte y ganando posiciones los bosques de coníferas en detrimento de la tundra. Al final del Mioceno las temperaturas vuelven a bajar y a acumularse más hielo en la Antártida y a helarse también Groenlandia, originándose un aumento de la aridez en Asia y África y fuertes diferencias entre las temperaturas máximas y mínimas (Dordevic-Milutinovic & Culafic, 2008b; Uriarte, 2010).

    Además de los ciclos orbitales, hay dos sucesos que intervienen en el clima del Mioceno: la orogenia himalaya y la desecación del Mediterráneo. La elevación del Tibet eliminó CO₂ atmosférico por meteorización de los silicatos y enterramiento de materia orgánica haciendo disminuir la temperatura, lo que afectó a las corrientes atmosféricas y al régimen de lluvias provocando monzones al sur y aridez al norte; al cubrirse sus cimas de nieve y hielo aumentó el albedo y la nubosidad con el consiguiente enfriamiento del clima. El cierre de Tethys y los movimientos alpinos originan el Mediterráneo, el Caspio y el Negro; en el Mesiniense el Mediterráneo se aisla del Atlántico de forma cíclica sufriendo repetidas desecaciones ayudadas por los hielos y deshielos cíclicos de Antártida y Groenlandia. La desecación del Mediterráneo influyó en la bajada de la salinidad de los océanos y, por tanto, cambió las corrientes marinas de modo que las aguas del Ártico se congelaban fácilmente. Al final del Mesiniense se produce un nuevo cataclismo orogénico que abre el estrecho de Gibraltar y el Mediterráneo vuelve a llenarse.

El Plioceno (5,3 – 2,59 Ma.)

   Una vez más vuelve a invertirse la temperatura y, en su mayor parte, el Plioceno es un periodo cálido con una media de 3ºC superior a la actual. Se desconocen con exactitud las causas del calentamiento pero, posiblemente, se debe a cambios en la circulación de las corrientes en el Atlántico y el Pacífico por el cierre del istmo de Panamá, produciéndose los fenómenos del Niño y la Niña y la congelación del Ártico. El enfriamiento del Indico por cambios en las corrientes oceánicas, como consecuencia de emersiones tectónicas en la zona, originó una aridez en parte de África con cambios en la vegetación y formaciones de desiertos como el Sahara, aunque otros autores sugieren que esa aridez se debió al levantamiento tectónico de la región con reordenamiento de las corrientes atmosféricas (Jast et al., 2009; Uriarte, 2010). Los valores de CO₂ atmosférico disminuyen al final del Plioceno, aunque, localmente, podían ser elevados por actividad volcánica (Sun et al., 2011).

El Pleistoceno (2,59 – 11.500 años).

Del Pleistoceno se sabe que un meteorito que viajaba a 43000 km / h impactó contra la Tierra generando un cráter de 1000 metros, dejando una huella de 200 metros de profundidad. Se llama el cráter Barriger. Las rocas que rodearon este impacto sufrieron un calentamiento de 3000 grados. Esto ocurrió hace tan sólo 50.000 años. El Pleistoceno es la época de los mamut y los dientes de sable. también aparecen nuestros antepasados en las exuberantes selvas de Kenia (yacimiento de Kanopi).

  Tras el Plioceno se producen sucesivos y cortos periodos de frío con acumulación de hielo en el norte de América, Europa y Atlántico. Las causas apuntadas son los ciclos astronómicos de Milankovitch, cambios en las corrientes oceánicas y atmosféricas por el cierre completo del istmo de Panamá y por expansión del hielo antártico con cambios en la salinidad marina, incremento del albedo por el propio hielo acumulado y el fallo de la situación permanente de El Niño, dominante en el Plioceno (Imbrie et al., 1984; Keeling & Stephens, 2001; Head & Gibbard, 2005; Clark et al., 2006; Lorraine & Raymo, 2007; Uriarte, 2010). Se producen así cuatro glaciaciones llamadas Günz, Mindel, Riss y Würm.

   Cuando los mantos de hielo Laurentino y Finoescandinavo llegaban al máximo volumen acumulado se invertía la tendencia, retrocedían y desaparecían originando periodos interglaciares.

    El penúltimo interglaciar es el Eemiense (el último es el propio Holoceno), con temperaturas de 1º a 2ºC superiores a las actuales de media, encontrándose en Inglaterra fauna y flora tropical y subtropical y en el Ártico la extensión de hielo invernal era inferior; en el hemisferio Norte la insolación y las diferencias estacionales eran mayores que ahora y el nivel del mar más alto. Aunque el clima fue bastante homogéneo, parece que hubo un evento de enfriamiento en este interglaciar.

   La última glaciación (Würm en Europa, Wisconsin en América) se produce hace 115.000 años, comenzando en el hemisferio Norte. Por mecanismos no suficientemente explicados, casi simultáneamente en el hemisferio Sur también se localiza un enfriamiento con avances en los glaciares del sur de los Andes, Patagonia y banquisia de la Antártida. Un mecanismo de glaciación y transmisión al hemisferio Sur pudo ser la disminución de gases de efecto invernadero: desde el Eemiense al Último Máximo Glacial el CO₂ bajó de 300 ppm a 200 ppm, posiblemente por un aumento de actividad fitoplanctónica durante las glaciaciones y/o a una menor ventilación oceánica por la banquisia polar austral en invierno; por efecto del frío se redujo la actividad de zonas pantanosas y turberas y se expandió el permafrost, disminuyendo las emisiones de metano; finalmente, una disminución del vapor de agua atmosférico por el frío y por el paso de áreas semiáridas a áridas en la glaciación puede ser suficiente para explicar el enfriamiento austral (Uriarte, 2010). En Nueva Zelanda no hay evidencias directas de la severidad del clima, pero la distribución de algunos vegetales, como Nothofagus hace pensar que hubo bajas temperaturas en un pasado reciente (Gardnen & Bartlett, 1980).

   El Último Máximo Glaciar, entre el 23000 y el 19000 antes del presente, tuvo bajadas de temperatura diferentes según la latitud y posición en el continente. En el trópico descendió una media de 5ºC pero en periodos fríos las lluvias disminuían por ralentización del ciclo hidrológico, por lo que, a nivel global, hay una mayor aridez, acompañada de empobrecimiento de biomasa terrestre, sustituyéndose grandes extensiones de selva por sabana. Hubo excepciones a la aridificación y en la Gran Cuenca de Norteamérica, actualmente semidesértica, había grandes lagos con bosques abiertos de coníferas; algo parecido ocurría en los Andes, también por cuestiones orográficas (Uriarte, 2010). La formación de hielo hace que el nivel del mar descienda y la superficie de continentes e islas aumente, quedando unidas en muchos casos, facilitando el intercambio de flora y fauna.

   El enfriamiento no fue continuo, sino que existieron periodos milenarios fríos, denominados estadiales, y otros de brusco calentamiento, llamados interestadiales, con intermitencias que parecen estar relacionadas con ciclos solares de Gleissberg y de DeVaries (Uriarte, 2010).

    La deglaciación comenzó hace unos 20.000 años, con desfases entre el hemisferio Norte y Sur, por causas no bien consensuadas: efectos astronómicos (ciclos de Milankovitch), disminución del albedo al ganar terreno los bosques boreales a la tundra, disminución de la banquisia, cambios en corrientes atmosféricas, aumento de gases de efecto invernadero: el CO₂ pasa de 100 ppm a 260 ppm, posiblemente por descomposición de la vegetación en las zonas inundadas, del permafrost o de la mayor ventilación oceánica; aumento del metano por descongelación del permafrost, o por el aumento de la vegetación arbórea; aumento del NO₂ desde los suelos tropicales y templados y, principalmente, mayor cantidad de vapor de agua en la atmósfera (Uriarte, 2010).

     Sin embargo, hace 12.900 años se origina un periodo muy frío en Europa y, en menor medida, en zonas como Patagonia o Filipinas, llamado Younger Dryas, que dura unos 1.200 años, por causas no bien conocidas, dando lugar al periodo Preboreal y, con él, al Holoceno.

El Holoceno (11.500 años – actualidad).

Es un periodo interglaciar, desaparecen varios casquetes polares causando un aumento del nivel del mar. A través del estrecho de Bering, los animales y humanos pudieron colonizar nuevos hábitat, ya que quedó contentada Asia con América del Norte. Este paso quedó bajo el agua al volver a subir los niveles de agua oceánica. La diversidad de hábitat y especies de flora y fauna ha estado acompañada con la variedad de climas.

Al inicio del Holoceno, la insolación alcanzó un máximo en el hemisferio norte por la precesión de los equinoccios, siendo un 8% mayor en verano y un 8% inferior en invierno que la actual, modificándose la circulación atmosférica y la humedad continental. Hace unos 10.000 años hubo un periodo cálido y húmedo que dura 4.000 o 5.000 años; durante este hypsithermal, el Ártico y los mares que lo rodean son más templados y el África sahariana y saheliana, así como los desiertos de Arabia y Rajasthan son más húmedos, con vegetación de tipo sabana. En el hemisferio sur el momento álgido del Holoceno llega hacia el 8.000 antes del presente y va acompañado por una menor actividad del Niño. El Holoceno presenta varios acontecimientos climáticos: hacia la primera mitad hay algunos periodos de aridez con bajadas de temperaturas globales y calentamiento de la Antártida, por variaciones de las corrientes marinas debido a invasión de agua dulce en el Atlántico norte como consecuencia de derretirse el hielo que quedaba en el manto Laurentino; un aumento de la humedad en África que hace que la pluvisilva tenga una extensión mucho mayor y que la sabana se extienda por el actual desierto del Sáhara; un posterior enfriamiento entre el 5.500 y el 4.000 antes del presente con aridificación, debido a variaciones en la órbita e inclinación del eje terrestre y a la diferencia de fecha del perihelio (septiembre en vez de enero), un periodo cálido romano, y un periodo cálido medieval de unos 600 años, una pequeña edad de hielo entre el 1350 y segunda mitad del siglo XIX asociados, al parecer, con ciclos solares y diversos enfriamientos globales ligeros y cortos por erupciones volcánicas (Nesje et al., 2005; Uriarte, 2010; Bosmans et al., 2012). Hacia el 8.000 antes del presente, el CO₂ en la atmósfera era 90 pg mayor que en la era preindustrial (Brovkin et al., 2002).

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Bibliografía consultada para este trabajo.

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