Anclaje de las plataformas de hielo en la Antártida

Articulo original de NASA Earth Observatory 

Fotografía del glaciar Pine Island mostrando los puntos de anclaje a tierra el 24 de enero de 1973. Imagen adquirida con el escáner multiespectral (MSS) del Landsat 1.

 

Fotografía del glaciar Pine Island mostrando los puntos de anclaje a tierra el 15 de diciembre de 2001. Instrumento cartógráfico temático mejorado (ETM+) del Landsat 7.

Para muchas plataformas de hielo alrededor de la Antártida, la década de 1970 fue turbulenta. Las imágenes satelitales muestran que muchas de las irregularidades que antes eran visibles en la superficie de las plataformas de hielo se han suavizado, lo que implica que las plataformas se han adelgazado y vuelto menos estables.

Una plataforma de hielo es una extensión del hielo terrestre: una lengua de un glaciar que se ha extendido desde la costa hacia la superficie del océano. La mayoría de las plataformas de hielo del planeta bordean la Antártida, donde juegan un papel importante en retener, o apoyar, el flujo de hielo desde el interior y aguas arriba. Este soporte puede ralentizar la descarga de hielo hacia el océano y limitar el aumento del nivel del mar. Las plataformas de hielo gruesas y estables desempeñan este papel de soporte de manera más efectiva.

Usando datos de altimetría satelital recopilados desde la década de 1990, los científicos encontraron previamente un adelgazamiento significativo en las plataformas de hielo en el oeste de la Antártida, la península Antártica occidental y partes del este de la Antártida. Ahora, Bertie Miles y Robert Bingham  de la Universidad de Edimburgo han mirado aún más atrás en el tiempo, usando 50 años de imágenes de satélites Landsat para ampliar nuestra visión del continente cambiante.

Su investigación muestra que el adelgazamiento en curso entre 1973 y 1989 se limitó a pequeñas partes de las plataformas de hielo, principalmente en la cuenca del mar de Amundsen y la costa de la tierra de  Wilkes en el este de la Antártida. Luego, desde la década de 1990 en adelante, el adelgazamiento se extendió rápidamente. Sus resultados fueron publicados el 22 de febrero en Nature. 

(también pondré una versión traducida en este blog próximamente)

El vistazo extendido en el tiempo muestra que la década de 1990 fue un punto de inflexión. “Aunque muchos estudios previos han informado sobre el adelgazamiento continuo de las plataformas de hielo alrededor de la Antártida desde la década de 1990, antes no sabíamos que mucho de esto comenzó alrededor de esa época”, dijo Bingham.

 Situación en la Antártida del glaciar Pine Island

Los datos de altimetría satelital, que miden la altura de la superficie terrestre y del hielo, no estaban disponibles antes de la década de 1990, por lo que Miles y Bingham usaron imágenes ópticas para rastrear variaciones en las irregularidades de la superficie del hielo. Estas irregularidades son expresiones superficiales de puntos de anclaje, lugares donde la plataforma de hielo flotante está anclada a un punto alto del fondo marino. Los puntos de anclaje son un indicador útil del grosor de la plataforma de hielo: Irregularidades que se hacen más pequeñas o incluso se suavizan por completo con el tiempo indican que una plataforma de hielo se ha adelgazado y posiblemente se ha desanclado.

“El uso novedoso que hizo Bertie de las fotos del satélite Landsat para mapear los puntos de anclaje sirve como prueba para verificar el cambio en el grosor de la plataforma de hielo, junto con métodos de altimetría más sofisticados que la comunidad ha usado generalmente”, dijo Bingham.

El par de imágenes en la parte superior de esta entrada muestran el glaciar Pine Island, una de las regiones en la cuenca del mar de Amundsen donde el adelgazamiento ya estaba en marcha en la década de 1970. Varias áreas irregulares visibles en la superficie del hielo en enero de 1973 están mayormente lisas en diciembre de 2001.

 “Estas imágenes muestran que los puntos de anclaje se hacen más pequeños con el tiempo a medida que las corrientes oceánicas cálidas derriten las plataformas de hielo, causando que se adelgacen y posteriormente se desanclen de los puntos altos del fondo marino”, dijo Miles.

Los hallazgos de Miles y Bingham confirmaron que el glaciar Pine Island  estaba adelgazando antes que la mayoría de las plataformas de hielo antárticas. De los aproximadamente 600 puntos de anclaje que los investigadores rastrearon, solo el 15 por ciento se redujo en tamaño entre 1973 y 1989, incluyendo los del glaciar Pine Island. Ese número creció al 25 por ciento entre 1990 y 2000, y al 37 por ciento entre 2000 y 2022.

 

La imagen de arriba, adquirida con el Imager Operacional Terrestre-2 (OLI-2) en Landsat 9, muestra la plataforma de hielo del glaciar Pine Island en enero de 2024. Para entonces, la plataforma delgada y lisa había perdido más hielo a lo largo de su frente y margen norte, y hielo fracturado era visible a lo largo del borde sur.

Con el glaciar Pine Island cerca o en el punto de estar completamente desanclado, su capacidad de soporte de hielo ya ha sido minimizada. La “mayor preocupación”, señalaron Miles y Bingham en su artículo, podrían ser las otras grandes plataformas de hielo que aún están fuertemente ancladas pero que muestran signos de perder rápidamente sus puntos de anclaje.

La nueva investigación muestra que, aunque algunas plataformas de hielo antárticas han estado adelgazándose desde al menos la década de 1970, el adelgazamiento generalizado se aceleró en la década de 1990.

Los Ciclos Glaciares

El estudio de los cambios climáticos del pasado es de gran importancia para el estudio del presente calentamiento global. 

Para establecer las bases debemos saber que la Tierra se ha pasado el 90% de su tiempo durante el último millón de años en el 1% de las temperaturas más frías de los pasados 500 millones de años. Es decir, la Tierra está atrapada en un estadío extremadamente frío conocido como la Edad de Hielo Cuaternaria. Las razones de ello son desconocidas. Una edad de hielo se define como cualquier periodo caracterizado por la presencia permanente de una extensa cubierta de hielo en al menos uno de los polos. Algunos científicos apoyan una explicación de origen astronómico (cambios en el Sol, la órbita de la Tierra, o el paso del sistema solar a través del plano galáctico), mientras que otros prefieran una explicación terrestre (cambios en la distribución de los continentes, o en la concentración de los gases de efecto invernadero).

El único ejemplo que conozco de estratos geológicos que muestran claramente los ciclos de precesión y excentricidad de la órbita terrestre. Puedes ver más fotos aquí.

El ciclo glaciar-interglaciar. La teoría de Milankovitch

Es la teoría actualmente aceptada de los estadíos glaciar-interglaciar. El primero en llevar a cabo el trabajo de calcular las complicaciones de la insolación de la Tierra en diferentes latitudes debido a los cambios orbitales en una era sin ordenadores fue  Milutin Milankovitch en 1920, se basó en la insolación veraniega como factor clave para explicar los drásticos cambios climáticos del pasado. Su teoría sin embargo no fue aceptada hasta 1970, cuando se encontró evidencia geológica de la existencia de múltiples ciclos glaciares-interglaciares, aunque su espaciamiento (100.000 años) era un poco extraño para la teoría de Milankovitch. Una datación adecuada de las glaciaciones durante los últimos 2,6 millones de años mostró que en su mayor parte habían tenido lugar a intervalos de 41.000 años, como predecía la teoría.

Hay tres tipos de cambios orbitales que afectan a la insolación de la Tierra en el largo plazo (figura 1).

Excentricidad: Si el sistema Solar estuviera compuesto solo por el Sol y la Tierra, la órbita elíptica de la Tierra siempre tendría la misma excentricidad, pero como los movimientos de los otros planetas, especialmente los gigantes más cercanos Júpiter y Saturno, producen cambios en la gravedad, la órbita de la Tierra aumenta y reduce su excentricidad. La excentricidad cambia con un ritmo principal de 413.000 años, y dos ritmos secundarios de 95.000 y 125.000 años. Los cambios en excentricidad son los únicos cambios orbitales que alteran la cantidad de energía solar que recibe la Tierra, puesto que alteran su distancia al Sol. Puesto que la órbita de la Tierra es siempre bastante circular (excentricidad de 0.005 a 0.06) el cambio de insolación entre el perihelio y el afelio (ahora en enero y julio) es pequeño, actualmente del 6,4% (0.016 excentricidad). Los cambios de excentricidad también producen un acortamiento y alargamiento de las estaciones al acelerar la Tierra en el perihelio y frenarse en el afelio. Actualmente el invierno del hemisferio Norte (en el perihelio) es 4,6 días más corto que el invierno del hemisferio Sur (en el afelio). Lo importante que hay que recordar en términos de cambio climático es que debido a la duración de su ciclo principal y a la baja excentricidad de la órbita terrestre el ciclo de excentricidad produce un forzamiento extraordinariamente pequeño, o en otras palabras, los cambios en insolación debidos a la excentricidad son muy pequeños en el transcurso de unos pocos miles de años.

Oblicuidad: Este ciclo se produce por los cambios en la inclinación del eje de la Tierra, o inclinación axial, con respecto al plano orbital. La inclinación axial varía entre 22.1° y 24.3° en el transcurso de un ciclo, que lleva 41.000 años. Actualmente la inclinación es de 23.44° y bajando. El cambio en la inclinación cambia la distribución de la energía solar entre las estaciones y entre las latitudes. Cuanto mayor es la oblicuidad, mayor insolación en los polos durante el verano y menor insolación en los polos durante el invierno y en los trópicos durante todo el año. La alta oblicuidad promueve los interglaciares mientras que la baja oblicuidad está asociada a los periodos glaciales. Aunque la oblicuidad no cambia la cantidad de insolación que recibe la Tierra, cambia la cantidad de insolación que recibe cada latitud, y el cambio es muy grande en las latitudes altas.

Precesión: Hay dos movimientos precesionales. La precesión axial es el lento cabeceo de la Tierra al girar sobre su eje debido al tirón gravitacional sobre su ecuador por el Sol. El eje de la Tierra describe por ello un círculo sobre las estrellas fijas cada 26,000 años, de tal manera que si ahora apunta a la estrella Polar, hace 13.000 años apuntaba a Vega. La precesión orbital (o apsidal o elíptica) es la lenta rotación de la órbita elíptica alrededor de su foco más cercano al Sol en un periodo de 113.000 años. La precesión combinada (de los equinocios) desplaza progresivamente las estaciones sobre el año y sobre la órbita, de tal manera que si ahora el invierno del hemisferio Norte tiene lugar en el perihelio (perigeo, más cercano al Sol), en unos 11.500 años estará teniendo lugar en el afelio (apogeo, más lejano al Sol). La precesión está por ello modulada por la excentricidad, puesto que el ángulo de precesión sería irrelevante si la excentricidad fuera cero (órbita circular). Es importante destacar que la precesión no cambia ni la cantidad de insolación que recibe la Tierra, ni la cantidad de insolación que recibe cada latitud durante el año. Toda la insolación que la precesión le da a una estación, se la retira de otras estaciones, y por ello la precesión es un importante contribuidor a la insolación veraniega y al gradiente de insolación latitudinal. La interacción de los varios componentes de la precesión produce ciclos de 19, 22 y 24 miles de años, con un periodo medio de aproximadamente 23.000 años. Puesto que el verano del hemisferio Norte tiene lugar ahora en el afelio, estamos en un mínimo del ciclo precesional desde el punto de vista de la insolación de verano a 65°N.

 

Figura 1. Cambios en la órbita de la Tierra como base de la teoría de Milankovitch. La variación de la excentricidad orbital (verde) produce cambios en la forma de la órbita terrestre con periodos de 413.000 años y 100.000 años. La inclinación axial (azul) cambia con los periodos de oblicuidad de 41.000 años. La precesión orbital (naranja) rota la órbita alrededor de uno de los focos, mientras que la precesión axial (amarillo) cabecea la Tierra. Ambas juntas producen un periodo medio de 23.000 años.

La interpretación actual de la teoría de Milankovitch es que la iniciación glacial tiene lugar cuando la insuficiente insolación veraniega a 65°N permite que más hielo sobreviva al verano cada año, iniciando el crecimiento de los mantos de hielo Laurentino, Finoescandinavo, y Siberiano. Este proceso es alimentado por el albedo del hielo y otras retroalimentaciones positivas y progresivamente enfría la Tierra, con una caída simultánea en los niveles del mar. El periodo glacial sobrevive a varios ciclos de incremento en insolación veraniega a 65°N y progresivamente se vuelve más frío y con niveles del mar más bajos. El siguiente ciclo de excentricidad, entre 95.000 y 125.000 años más tarde, induce una respuesta no lineal de la precesión tal, que el siguiente incremento en insolación veraniega a 65°N dispara una terminación glacial, un proceso mucho más rápido que la glaciación, que se ve ayudado por los efectos de retroalimentaciones positivas como la reducción en el albedo del hielo o el aumento de los gases de efecto invernadero.

Las discusiones se centran sobre papel del CO2 en la terminación glacial, sobre un modelo de tres etapas con condiciones interglaciares, glaciales suaves y glaciales completas, o acerca de un interruptor de hielo marino para explicar por qué otros picos de insolación veraniega a 65°N no consiguen sacar al mundo de la glaciación hasta que el ciclo de excentricidad de 100.000 años actúa más tarde. 

“Problemas” con la teoría de Milankovitch

La teoría actual de explicar las glaciaciones a través de la insolación a 65°N, regulada por el ciclo de excentricidad de 100.000 años, a pesar de tener un amplio apoyo científico, tiene un número importante de problemas que están siendo debatidos.

El más importante es el problema de los 100.000 años. 

Hasta hace cerca de un millón de años las glaciaciones estaban teniendo lugar a intervalos de 41.000 años, apuntando a la oblicuidad como el factor principal, como predice la teoría de Milankovitch; pero desde entonces las glaciaciones están teniendo lugar a intervalos de 100.000 años (figura 2). Cuando esto fue descubierto, el problema fue que la teoría de Milankovitch no reservaba ningún lugar especial para el ciclo de excentricidad, puesto que su efecto es mínimo, se propuso que la excentricidad estaba causando su efecto de una forma no lineal. El principal ciclo de la excentricidad es de 413.000 años, parece ser que la excentricidad produce un efecto multiplicativo durante sus ciclos menores, y sin embargo no tiene un gran efecto durante su ciclo principal. El cambio de las glaciaciones de 41.000 años del Pleistoceno temprano a las glaciaciones cada 100.000 años del Pleistoceno tardío tuvieron lugar sin ningún cambio de insolación, así que la teoría de Milankovitch por sí sola, tiene dificultades para explicarlo.

 

Figura 2. La Transición del Pleistoceno Medio. Dos indicadores diferentes de la temperatura, la alquenona UK'37 en sedimentos marinos (rojo), y las variaciones del isótopo δ18O en testigos de hielo (azul), muestran el progresivo enfriamiento de la Tierra durante el Plioceno. En el Pleistoceno temprano las glaciaciones empiezan a tener lugar a intervalos de 41.000 años. Al progresar el enfriamiento el intervalo se alarga a 100.000 años en lo que se denomina la Transición o Revolución del Pleistoceno.

El problema de los 100.000 años se ilustra muy bien en la figura 3, donde se compara la teoría de Milankovitch, a través de la descomposición de la insolación en sus componentes de excentricidad, oblicuidad y precesión, con la evidencia procedente del mundo real, a través del análisis de frecuencias de los indicadores de temperatura para revelar sus componentes cíclicos principales. Hay que destacar que raramente se ve la excentricidad dibujada a su verdadero forzamiento comparativo.

  

Figura 3 A. El problema de los 100.000 años. La teoría de Milankovitch, en su forma actual consensuada, se enfrenta a problemas para explicar la disparidad entre las observaciones y las predicciones.  Los cálculos de la insolación veraniega a 65°N muestran que el rango predicho de 105 W/m2 se debe fundamentalmente a la precesión, seguida de la oblicuidad con una magnitud similar. La contribución de la excentricidad es sin embargo muy pequeña. 

B. Cuando se analiza el espectro de los indicadores de temperatura, la principal banda es la de 100.000 años, seguida en intensidad por la banda de 41.000 años, mientras que las bandas de 23.000  y 19.000 años son apenas detectables. Así que el contribuyente más fuerte da la señal más débil, mientras que la señal más fuerte proviene de una frecuencia de lo que debería ser un contribuyente insignificante.

Figura 4. Disparidad entre los cálculos de la teoría de Milankovitch y los datos de las observaciones. Una transformada de Gabor es un análisis de frecuencias de Fourier sobre una ventana temporal. Cuando se aplica sobre los cálculos de insolación veraniega a 65°N de la órbita de la Tierra durante los últimos 800.000 años muestra los principales contribuyentes a esa señal que se piensa que es responsable de las terminaciones glaciales. El principal contribuyente es el periodo de 23.000 años seguido por el periodo de 18.000 años, ambos procedentes de los ciclos de precesión, seguidos de la señal menos intensa procedente del periodo de 41.000 años de los ciclos de oblicuidad. Cuando el mismo análisis se lleva a cabo sobre los datos de temperatura procedentes de las observaciones (registro de testigos de hielo de Epica Dome C), podemos ver que la temperatura de la Tierra apenas responde a la precesión, puesto que la banda de 23.000 años es muy tenue. En su lugar podemos ver las bandas de oblicuidad a 41.000 años  y 83.000 años (doble harmónico), y la prominente banda a 100.000 años, que no puede ser la excentricidad, puesto que le falta lo que debería ser una banda aún más intensa a 413.000 años

Segundo en importancia es el problema de la causalidad, ejemplificado en "el problema del estadío 5". El estadío isotópico marino 5 (MIS 5) es un nombre alternativo para el periodo interglaciar anterior, también conocido como Eemiense en Norteamérica. De acuerdo a la insolación, el Eemiense o MIS 5 debería haber empezado como pronto hace 135.000 años, sin embargo datos obtenidos a partir de cristales en una cueva de Nevada denominada Devils Hole en 1992 indican que para esa fecha la terminación glacial estaba esencialmente finalizada. La terminación glacial se define como el punto medio en el nivel del mar entre glacial e interglaciar. Pero los datos de Devils Hole no están solos, puesto que datos similares se han obtenido de los arrecifes de coral en las Bahamas, Barbados y Papúa Nueva Guinea, de los sedimentos del margen ibérico y espeleotemas de una cueva italiana, y todo ello indica que la terminación estaba esencialmente completada hace 135.000 años, una fecha en la que la insolación veraniega a 65°N estaba todavía por debajo de sus niveles durante el 70% de los previos 100.000 años (figura 5). Datos adicionales indican que MIS 5 puede no ser la única terminación glacial donde el efecto parece preceder a la causa. El problema se complica aún más porque la insolación veraniega ha sido utilizada como el criterio definitorio a la hora de fechar el comienzo y el final de las glaciaciones en los sedimentos. Esto provoca argumentos de razonamiento circular cuando se defiende que la insolación establece las glaciaciones y las terminaciones cuando se ha utilizado para fecharlas.

Figura 5. El problema de la causalidad. La flecha marca el momento en que el efecto tiene lugar antes que su teórica causa. Según la teoría de Milankovitch la terminación glacial II que dio lugar al MIS 5 o interglaciar Eemiense, no pudo haber comenzado antes de hace 135.000 años (línea discontinua vertical gris) debido a falta de forzamiento solar. Sin embargo los datos de la cueva Devils Hole (línea gris fina) indican un comienzo mucho más temprano, puesto que la desglaciación ya estaba bien avanzada hace 140.000 años. Los datos de la serie SPECMAC (línea gruesa negra) no son de ayuda, puesto que se han hecho coincidir con la insolación veraniega a 65°N de forma que el punto medio de cada subida se establece en la máxima insolación (barras verticales grises). Los datos de los arrecifes de coral de Barbados (verde y amarillo) apoyan un comienzo temprano, puesto que la muestra NU-1471 indica que hace 136.000 años , según los niveles del mar, la Terminación II ya estaba completada en un 80%. En naranja la insolación veraniega a 65°N. La oblicuidad en azul. El ciclo de oblicuidad comenzó 10.000 años antes, hace 150.000 años. 

Un último problema es que los ciclos glaciales son simétricos entre los hemisferios, puesto que ambos se calientan y se enfrían simultáneamente, mientras que el forzamiento estacional de la precesión (y la insolación veraniega a 65°N) es anti-simétrico y cuando un hemisferio debería calentarse, el otro debería enfriarse.

Hay que tener en cuenta que estos dos “problemas” solo tienen en cuenta causas astronómicas, (insolación) pero la tierra en su conjunto es un sistema dinámico muy complejo con bucles de realimentación positivos y negativos (albedo, corrientes marinas, concentración de gases traza, polvo atmosférico, régimen de vientos,  nubosidad, etc…) los cuales por si solos pueden servir de disparadores o inhibidores de otros forzadores astronómicos como pueda ser la insolación comentada. Luego la solución a estos “problemas” muy posiblemente esté en el efecto de algunos de estos subsistemas terrestres como veremos con la hipótesis comentada a continuación.

La teoría del ciclo glaciar-interglaciar apoyada por la evidencia disponible

Los datos indican que la oblicuidad es el principal rector de los ciclos glaciares, tal y como Milankovitch inicialmente propuso, y esta explicación  resuelve todos los conflictos con la teoría de consenso,  porque la insolación veraniega a 65°N no es la principal fuerza detrás de los ciclos glaciares. La principal evidencia es:

a) Los ciclos glaciares estuvieron de hecho gobernados por el ciclo de oblicuidad de 41.000 años durante la mayor parte de la Edad de Hielo Cuaternaria antes de la transición del Pleistoceno Medio (figura 2), mientras que los ciclos de 23.000 y de 100.000 años no aparecen por ninguna parte durante ese periodo. La explicación más sencilla de acuerdo a la navaja de Occam es que todavía lo hace.

b) Durante todo el Pleistoceno, la Tierra se ha estado enfriando progresivamente (figura 2). No hay acuerdo sobre la razón y se han propuesto varias explicaciones, desde niveles más bajos de gases de invernadero hasta el alzamiento de la cresta submarina entre Groenlandia y Escocia y la reorganización de la circulación oceánica. El enfriamiento del planeta explica por qué los periodos glaciales progresivamente han empezado a saltarse ciclos de oblicuidad que son incapaces de sacar al mundo de condiciones glaciales cada vez más frías. El registro muestra claramente algunos periodos glaciales de 82.000 años antes de la transición del Pleistoceno Medio, y también periodos glaciales de 123.000 años después, indicando que no hay periodos glaciales de 100.000 años, sino múltiplos de 41.000 años. Por lo tanto la transición del Pleistoceno Medio fue una transición progresiva, sin ningún cambio de mecanismos, más que un cambio de régimen como se ha propuesto pero no demostrado.

c) Aunque los cambios precesionales afectan sobremanera a la cantidad de insolación en un periodo de tres meses, dichos cambios rápidamente se promedian en los siguientes tres meses, dejando el total de radiación anual sin cambios. Por contraste, los cambios de oblicuidad añaden una cantidad significativa de calentamiento en altas latitudes año tras año durante un periodo de milenios, y por ello pueden tener un efecto acumulativo enorme (figura 6).

 

Figura 6. Cambios de insolación anual en altas latitudes y el problema de simetría. Se muestran los cambios en insolación anual por latitud y tiempo en una escala coloreada. Dichos cambios son esencialmente debidos a cambios en la oblicuidad (curva sinusoidal azul), puesto que los cambios en insolación por la precesión se promedian entre las estaciones del mismo año. Los cambios persistentes en la insolación de las altas latitudes duran miles de años y se corresponden bastante bien con los cambios de temperatura en la Antártida, mostrados en la línea azul superpuesta. Los ciclos glaciares-interglaciares muestran respuestas de temperatura simétricas en ambos hemisferios. Como puede verse, las temperaturas de la Antártida responden con calentamiento a pesar de los incrementos en insolación veraniega a 65°N, que se corresponden con disminución de la insolación veraniega a 65°S.

d) La insolación veraniega tiene el mismo ciclo de 23.000 años que la precesión. No solo no hay una señal significativa de un ciclo de 23.000 años en los datos, sino que si la insolación veraniega a 65°N es tan importante, se vuelve difícil explicar por qué a veces tiene un impacto enorme en las temperaturas y otras veces casi no tiene efecto.

Algunos científicos habían propuesto ya la hipótesis que los ciclos glaciales fueron y todavía son un producto de los ciclos de oblicuidad, con una menor contribución de la precesión y la insolación veraniega a 65°C 

 

Figura 7. Un sencillo modelo estocástico de los ciclos glaciales-interglaciares basado en la oblicuidad. No se puede rechazar estadísticamente la hipótesis nula de que las terminaciones glaciales no están causadas por la precesión o la excentricidad, pero no están causadas por la oblicuidad. Este modelo basado solo en la oblicuidad  reproduce el espaciamiento observado. Izquierda, un ensayo del modelo. Derecha, histograma de frecuencias de la duración de los periodos glaciares tras múltiples ensayos del modelo, mostrando la duración de los seis últimos periodos glaciares como triángulos negros. 

Esta hipótesis resuelve la mayoría de los problemas actuales de la teoría de Milankovitch. El problema de los 100.000 años se resuelve porque no hay ciclo de 100.000 años, solo un ciclo de 41.000 años que se salta uno o dos periodos. No hay evidencia de un ciclo de 413.000 años porque la excentricidad juega un papel muy secundario en establecer el clima de la Tierra a través de las glaciaciones. Resuelve el problema de la causalidad porque ahora las terminaciones glaciales comienzan en el mínimo del ciclo de oblicuidad, y por lo tanto la terminación de MIS 5 está ya considerablemente avanzada 135.000 años (antes del presente) cuando la insolación veraniega a 65°N es todavía muy baja. También resuelve el problema de la falta de asimetría en la respuesta de los polos, puesto que el ciclo de la oblicuidad es simétrico en ambos polos.

Teoría alternativa a la visión de consenso

Al enfriarse el planeta progresivamente durante el Pleistoceno, alcanzó un punto en que el ciclo de oblicuidad a veces no era lo suficientemente fuerte para sacar al planeta del periodo glaciar, así que las glaciaciones empezaron a saltarse un ciclo de cuando en cuando, produciendo un ciclo de 82.000 años. Cuando el planeta siguió enfriándose, corría el riesgo de quedarse atrapado en una glaciación permanente, pero afortunadamente una confluencia de factores ha permitido de cuando en cuando que un ciclo de oblicuidad provoque una salida de las condiciones glaciares. La consecuencia es que los interglaciares se suceden cada vez más espaciados, alcanzando una media de 100.000 años.

 

Figura 8. Determinantes de la desglaciación. Comparación entre los datos de temperatura procedentes del testigo de hielo del hemisferio Norte NGRIP (verde) y la insolación veraniega a 65°N (rojo), el ciclo de oblicuidad, ajustado en amplitud al rango de temperaturas por motivos ilustrativos (violeta), y el nivel del mar (azul oscuro). Las temperaturas están divididas en las tres categorías propuestas por, interglaciar, glacial suave y glacial completo. El ciclo entero dura 124.000 años. Los determinantes son: a. Oblicuidad creciente, b. temperaturas en glaciar completo, y c. Nivel del océano muy bajo o sus correspondientes enormes mantos de hielo. Puede apreciarse como el periodo glaciar se vuelve cada vez más frío con dos ciclos de oblicuidad que fallan en conseguir una terminación, hasta que se establecen las condiciones para una fusión explosiva y una redistribución del calor incrementada por las retroalimentaciones capaz de terminar el glaciar en los 10.000 años disponibles para ello.

Hace 122.000 años el interglaciar Eemiense había terminado. Había sido un interglaciar más cálido con el nivel del mar más alto que el actual. Con el fin del ciclo de oblicuidad y la caída de la insolación veraniega a 65°N, las temperaturas bajaron relativamente deprisa hasta las condiciones de glacial suave y el nivel del mar bajó aproximadamente 55 m, indicando que los mantos de hielo habían crecido hasta aproximadamente un tercio de su máximo volumen.

Hace 110.000 años el ciclo de oblicuidad alcanzó su mínimo (letra a en la figura 8). Hace dos millones de años en este punto comenzaría una terminación glacial, pero el planeta se ha vuelto tan frío que no puede superar la inercia del frio, y en tan solo 5.000 años la recuperación se aborta cuando la insolación veraniega a 65°N alcanza su pico y comienza a descender.

Podemos ver que tanto la temperatura como los niveles del mar responden mucho tanto a los ciclos de oblicuidad como a los ciclos de insolación veraniega a 65°N, pero como veremos, las terminaciones solo responden a los ciclos de oblicuidad.

Hace 70.000 años tiene lugar el siguiente intento de terminación. Esta vez las temperaturas han bajado aún más hasta las condiciones de glacial completo (letra b en la figura 8), y el nivel del mar ha caído 90 m. Ahora el calentamiento inducido por la oblicuidad puede ser tan rápido como para inducir una respuesta alimentada por retroalimentación muy rápida y avanzar hasta las condiciones interglaciares, produciendo un ciclo glaciar de 82.000 años. Pero esta vez el calentamiento se aborta de nuevo. Aparentemente sin motivo, puesto que los ciclos de oblicuidad y de insolación veraniega a 65°N todavía están creciendo. El calentamiento pierde fuerza hace 60.000 años, cuando los niveles del mar comienzan a caer de nuevo. Veremos que hace falta un tercer factor importante para que el calentamiento continúe con fuerza.

Llegamos a hace 30.000 años. Cuando el ciclo de oblicuidad alcanza un nuevo mínimo el planeta se encuentra en su condición más fría, el Último Máximo Glacial, con mantos de hielo máximos y nivel del mar mínimo, 120 metros por debajo de los niveles interglaciares. Ésta es la tercera condición para salir del periodo glacial (letra c en la figura 8). Ahora el diferencial de energía está en su máximo, permitiendo una velocidad de calentamiento muy alta y retroalimentaciones máximas. Los continentes del hemisferio Norte soportan el peso de masivos mantos de hielo, hundiéndose, y el hielo marino es amplio, espeso y a bajo nivel. Una gran parte del hielo ocupa esos 120 metros que van a inundarse durante la terminación, y el agua funde el hielo mucho más deprisa que la atmósfera. El mecanismo de muelle está cargado.

Solo 5.000 años después del mínimo en el ciclo de oblicuidad, hace 25.000 años, las temperaturas se están incrementando en el Ártico, mientras la Antártida no muestra señales de calentarse. Este calentamiento del hemisferio Norte está inducido por la oblicuidad, a pesar de que la insolación veraniega a 65°N todavía se está reduciendo (el problema de causalidad).

Hace 20.000 años los niveles del mar alcanzan su mínimo y el calentamiento empieza a aparecer también en la Antártida. El proceso adquiere velocidad y hace 15.000 años se dispara fuertemente con un suceso Dansgaard-Oeschger, comenzando lo que se conoce como el periodo Bølling, que ya presenta temperaturas interglaciares en el hemisferio Norte.

Una recaída tiene lugar durante el Dryas reciente, pero afecta fundamentalmente a las temperaturas del hemisferio Norte, y quizá solo durante parte del año, puesto que el nivel del mar y las temperaturas del hemisferio Sur no se ven muy afectados.

Consecuencias de esta teoría y asuntos relacionados

Una de las consecuencias de esta teoría es que cuando el ciclo de oblicuidad se vuelve negativo, el interglaciar llega a su final. El evento MIS 11 hace cerca de 400.000 años fue una excepción, probablemente porque el pico de insolación veraniega a 65°N estaba justo a continuación del pico de oblicuidad y evitó el enfriamiento, sin embargo en el presente interglaciar la configuración no es tan favorable. El siguiente pico en la insolación veraniega a 65°N está a 10.000 años, y se calcula que va a ser un pico reducido, a la mitad de su máxima expansión precesional, y para entonces la oblicuidad habrá alcanzado su mínimo. Puesto que las temperaturas reaccionan a la oblicuidad con un retraso aproximado de 45° y dado que el pico de oblicuidad fue hace unos 9.500 años, deberíamos esperar que el siguiente descenso a la glaciación comience en unos 750 años.

Esta proyección del modelo está bastante de acuerdo con la comparación con el análogo astronómico más próximo al Holoceno, el interglaciar MIS 19. MIS 19 fue un interglaciar que estaba en el mismo punto en que se encuentra el Holoceno hace 777.000 años, y tenía una firma astronómica prácticamente idéntica (figura 9), con la misma baja excentricidad y la misma coincidencia de los picos de precesión y oblicuidad. La comparación sugiere que el descenso hacia el próximo glacial debería comenzar en unos 1.500 años. Nótense también los episodios de calentamiento natural, conocidos como AIM (Máximos Isotópicos Antárticos), que tuvieron lugar en una escala milenaria. 

Figura 9. Comparación detallada del Holoceno y MIS 19. a) Indicador de temperatura δD (‰) del Holoceno (rojo); b) Señal media (negro) de δD (‰) en MIS 19. En los paneles a) y b) las líneas horizontales finas discontinuas corresponden a los niveles presentes de δD (media del último milenio); e) excentricidad (discontinua, eje derecho) e insolación en el Hemisferio Norte el 21 de Junio (continua, eje izquierdo); f) parámetro de precesión (discontinua, eje derecho), invertido, y finalmente oblicuidad (°, continua, eje izquierdo). AIM, Máximos Isotópicos Antárticos, episodios de calentamiento. ACR, Inversión fría Antártica. 

Esta proyección (750 - 1500 años) contrasta vivamente con varios autores que predicen un interglaciar inusualmente largo, continuando durante 20 a 50.000 años más, o incluso un final para la presente Edad de Hielo, basándose bien en la disposición de la insolación veraniega a 65°N o en los niveles de CO2. Pero sabemos ya que la insolación veraniega a 65°N no es la principal señal para los ciclos glaciales. Nunca lo ha sido.

Con respecto al CO2 sabemos por las medidas de los testigos de hielo que la terminación glacial I (la más cercana a nosotros hace 15.000 años) implicó un cambio en las concentraciones atmosféricas de CO2 desde 190 ppm hasta 265 ppm (un incremento de 75 ppm). Al mismo tiempo la temperatura se estima que se incrementó globalmente en 4-5°C. Los defensores del CO2 como factor principal en el cambio climático han desarrollado la hipótesis de que el CO2 fue el principal responsable de llevar a cabo el calentamiento al final del periodo glacial, una vez que la señal astronómica inició el calentamiento. Pero si el CO2 produjo la mayoría del calentamiento eso significa que como mínimo más de 2°C de calentamiento durante la terminación I fueron causados por el incremento de CO2.

Un simple cálculo nos dice que el incremento de 190 a 265 ppm produce el 48% del efecto de una duplicación (se trata de una escala logarítmica, (ln(265)-ln(190))/(ln(190×2)-ln(190))=0.48). Así que el 48% de una duplicación produjo al menos 2°C de calentamiento entre hace 15-10.000 años. El incremento de CO2 desde los niveles preindustriales a los actuales (280 a 400 ppm, o 120 ppm) constituye el 51% de una duplicación (ln(400)-ln(280))/(ln(280×2)-ln(280))=0.51) lo que implica un calentamiento esperado en torno a 4-5°C. Los actuales incrementos de CO2 van a ser mucho más potentes, y los efectos del calentamiento del CO2 se manifestarán en los próximos siglos, y que por ello nuestros actuales niveles de CO2 van a producir niveles de calentamiento adicionales sobre el calor del interglaciar, fenómeno que tal vez haga “saltarse” al menos la primera parte del ciclo y extienda el interglaciar unos cuantos miles de años hasta que se den de nuevo las condiciones para un comienzo glaciar con los niveles de CO2 ya normalizados.

Conclusiones

1) La oblicuidad es el principal factor conductor de los ciclos glacial-interglaciar. La precesión y la insolación veraniega a 65°N juegan un papel secundario.

2) El actual espaciamiento de los periodos interglaciares es consecuencia de que la Tierra se encuentra por defecto en un estado muy frío que evita que la mayoría de los ciclos de oblicuidad causen una terminación de las condiciones glaciales.

3) Las terminaciones glaciares requieren, además de una oblicuidad en aumento, la existencia de mantos de hielo muy grandes y muy espesos en el hemisferio Norte y el correspondiente descenso profundo en el nivel del mar.

4) El CO2 (natural) solo produce un efecto menor en las terminaciones glaciales puesto que el cambio producido en sus niveles (menos de la mitad de una duplicación) es demasiado pequeño para justificar una contribución importante a los grandes cambios observados.

5) Puesto que el ciclo de precesión ha llegado a su mínimo y el ciclo de oblicuidad está a la mitad de su descenso deberíamos esperar que la siguiente iniciación glacial tenga lugar dentro de los próximos dos milenios, cosa que posiblemente no suceda debido al extra de CO2 antropogénico

Nieve en la sierra de Guadarrama (temporada 2023-2024)

Como cada año, hacemos un repaso de la nieve vista desde Madrid en la sierra de Guadarrama.

Esta última temporada en la sierra de Guadarrama, respecto a la nieve ha sido sólo ligeramente mejor que la temporada pasada. La temporada comenzó con una nevada en su tiempo el 3 de noviembre pero enseguida desapareció y no volvió a verse nieve hasta la mitad de diciembre. Por esta razón he descontado 18 días de noviembre, 16 de diciembre y 5 de enero, de modo que he “normalizado” el número de días con nieve en la sierra. Es decir cuento solo los días efectivos con nieve visible (desde Madrid) en la sierra, en temporadas anteriores solo contaba los días desde la primera nevada hasta el 1 de diciembre y desde el 1 de mayo hasta el final, considerando que los 151-152 días que hay entre medias estaba siempre nevada. Cosa que ya no ha sucedido esta temporada como acabo de comentar.

 

Nieve observada el 7 de noviembre de 2023 Las tomas de la sierra son de https://aventurate.com/webcam/

Por eso, este año los histogramas tienen valores más altos (151-152 días más) respecto a los de otros años. Pero la forma de las gráficas que es lo que nos interesa, es la misma. 

En cuanto al final de la temporada, se ha visto nieve hasta el 3 de junio, lo que nos deja dentro de la “normalidad” apurando un poco. Nada que ver con el récord absoluto de abril del año pasado.

 

“Última” nieve observada el 15 de diciembre de 2023. Hubo que esperar al 5 de enero para ver nieve otra vez.

Otro fenómeno a destacar que se ha repetido esta temporada en numerosas ocasiones, es que las nevadas más generosas caían sobre terreno sin nieve, lo cual ha dificultado mucho su asentamiento a largo plazo, cuando caía la siguiente nevada, la anterior prácticamente había desaparecido, lo que ha impedido las típicas acumulaciones en los neveros.

 

La gráfica superior muestra un gráfico de barras con el número de días con nieve en la Sierra de Guadarrama a lo largo de las últimas 39 temporadas. En el eje horizontal se indican los años y en el eje vertical se indican los días con nieve, esta vez ya si son los días totales de toda la temporada.

 

El 8 de enero de 2024 volvimos a la normalidad, pero la cantidad acumulada era muy escasa, la nieve duraría poco.

La temporada pasada ya vimos que  la cantidad de días con nieve se situaba en 158 días, lo cual es considerablemente bajo en comparación con años anteriores. Esta temporada  hemos tenido un  incremento pero sin llegar a valores considerados “normales”, alcanzando  177 días, lo que  sigue siendo bajo en comparación con el promedio histórico.

Tendencia reciente

Desde la temporada 2015-16 aproximadamente, se observa una tendencia a la baja en el número de días con nieve, con una reducción notable en las dos últimas en comparación con los picos altos de años anteriores. Esta tendencia puede indicar un cambio en los patrones climáticos, posiblemente asociado al calentamiento global aunque es muy probable que al menos en parte se deba también al efecto del “El Niño” Con lo que si es así, las próximas temporadas tenderán a la normalidad pero sin llegar a alcanzar los valores considerados normales esta vez ya con el cambio climático como causa principal.

En resumen, aunque hay una variabilidad considerable año a año en el número de días con nieve en la Sierra de Guadarrama, los dos últimos años muestran una tendencia a la baja significativa. La reducción en los días con nieve, con inviernos más cortos y menos intensos podría ser preocupante si se considera en el contexto de tendencias de calentamiento global.

La gráfica mostrada arriba muestra la media móvil de 10 años del número de días con nieve en la Sierra de Guadarrama desde 1994/1995 hasta 2023/2024.

La tendencia más reciente muestra una caída pronunciada en la media móvil de 10 años, llegando a casi 220 días. Este descenso es el más significativo en el período observado.

 

La nevada observada el 12 de marzo fue la más potente de la temporada, ya demasiado tarde y tampoco fue gran cosa.

Estabilidad inicial: Desde 1994/1995 hasta aproximadamente 2004/2005, la media móvil se mantiene relativamente estable alrededor de los 250 días.

Disminución progresiva: Desde 2005/2006 se observa una tendencia general de disminución, con algunos altibajos, y un máximo hacia 2017-18 a partir del cual comienza un descenso hasta llegar a una reducción significativa en los últimos años.

 

El 4 de abril el estado era mejor que el de muchos años, pero al no haber nieve más antigua debajo y con la alta insolación de abril, no duró mucho.

 

Sorprendente descenso de la cantidad de nieve desde la foto anterior a esta del 7 de abril, en solo tres días.

La caída reciente puede estar influenciada por el cambio climático, reflejando inviernos menos prolongados y menos intensos. Aunque como se ha apuntado anteriormente el fenómeno “El Niño” ha podido influir.

 

El 24 de abril el aspecto era ya el típico de junio

Otro aspecto a tener en cuenta es que solo se miden días con nieve, no espesores o cantidad de agua acumulada, lo que puede hacer que estos datos sean engañosos, pues aunque aparentemente la nieve se mantiene, las cantidades acumuladas, sobre todo estas dos últimas temporadas han sido sensiblemente inferiores a las de otras temporadas  

 

                   El 29 de abril mostraba la última “gran” nevada de la temporada

Finalmente se muestran los datos “en crudo” de los últimos años.

 

 

El 11 de mayo conservaba los neveros hasta su extinción definitiva del 3 de junio

Barranco de Valdelosterreros. Reconstrucción paleoambiental de un abanico aluvial del Mioceno medio en la Cuenca de Calatayud (NE España)

Introducción

Los ejemplos de depósitos cíclicos controlados por factores astronómicos en sucesiones sedimentarias, aparecen confinados a sucesiones lacustres porque estas, son más sensibles a registrar cambios climáticos inducidos astronómicamente en zonas continentales. Tenemos un ejemplo magnífico de sedimentación forzada astronómicamente en la cuenca de Calatayud, perteneciente al Mioceno medio. La correlación de la magnetoestratigráfica   de alta resolución y corroborada por bioestratigrafía, revela una sucesión cíclica, su edad oscila entre 12,8 y 10,7 Millones de años. El análisis  de registros tanto en profundidad como el dominio del tiempo revela que la pequeña escala de estratos de lutita-carbonato, corresponde al ciclo de precesión astronómica del eje de la tierra, mientras que los ciclos a gran escala reflejan un ciclo de excentricidad  de la órbita terrestre de 400.000 años. Las relaciones geométricas entre los depósitos cíclicos de capas  proporcionan la base para una reconstrucción paleoambiental de la zona durante el Mioceno medio. Las unidades de lutita  y carbonato de los ciclos de pequeña escala en las partes centrales de la cuenca del antiguo lago, se interpretan en términos de ambiente deposicional, respecto al nivel del antiguo lago y su clima.

En Valdelosterreros se han identificado  91 ciclos de precesión (de 23.000 años cada uno) y otros 5 ciclos mayores que se corresponden con el ciclo de excentricidad (400.000 años). 

Entorno geológico y estratigráfico

El entorno tectónico de la Cuenca Terciaria de Calatayud es una depresión intermontana alargada orientada NO-SE, paralela a las principales estructuras del sistema ibérico (Figura 1). La Cordillera Ibérica constituye un cinturón de plegado y empuje intraplaca compuesto por rocas paleozoicas y mesozoicas, que se desarrollaron en tres etapas: 

(1)rifting y sedimentación durante el Mesozoico.

(2) engrosamiento de la corteza y empujes de capa fina durante el Paleógeno. Compresión.

(3) transtensión  (existencia simultánea de un proceso de formación de fallas de  desplazamiento de rumbo y la compresión, o convergencia, de la corteza terrestre) post-orogénica  y adelgazamiento de la corteza terrestre desde el Neógeno  hasta el presente. 

Durante la última etapa, especialmente durante el Mioceno, la cuenca de Calatayud sufrió una tectónica de deformación extensional, junto con un componente de deslizamiento dextral  (el bloque se desplaza a lo largo de la falla hacia la derecha). a lo largo de fallas que limitan con el noroeste y el sureste. El entorno geotectónico de la cuenca de Calatayud es complejo, siendo el resultado de la expansión y compresión dirigidas hacia el sur desde los Pirineos, con dirección de norte a noroeste. 

Estratigrafía

El margen de la cuenca se compone principalmente de rocas del Paleozoico.  Pizarra, cuarcita y carbonato delimitadas por fallas normales NO-SE. El relleno sedimentario comprende rocas paleógenas   y neógenas alcanzando hasta 1200 m de espesor.  La distribución del sedimento en la cuenca, muestra un patrón concéntrico de facies con depósitos siliciclásticos  en los márgenes, que  pasan progresivamente a carbonatos y evaporitas  hacia la parte central de la cuenca, siendo estos últimos depósitos indicativos de un sistema de cuenca hidrológicamente cerrado. Las formaciones del neógeno constituyen la mayoría 

 

Fig. 1. (A) Ubicación de la zona de estudio en la Cuenca de Calatayud; el cuadrado corresponde al área del mapa geológico se muestra en (B). (B) Mapa geológico esquemático con las localidades mencionadas en el texto.

de los afloramientos y se agrupan en tres unidades estratigráficas principales : las unidades Inferior e Intermedia, ambas que contienen evaporitas, y la unidad superior compuesta principalmente de carbonato terrígeno (sedimento que procede de tierra firme)  y de depósitos de agua dulce. Se produjeron importantes cambios paleogeográficos. En el límite entre la unidad Inferior y las unidades Intermedias, que están relacionadas con la actividad del sistema de fallas NW-SE en la zona inferior, dando como resultado el desarrollo de una  superficie paleokarstica https://es.wikipedia.org/wiki/Karst  en las evaporitas de la unidad Inferior en la parte central de la cuenca.

La superficie del paleokarst proporciona evidencia de un episodio de exposición subaérea (que está en la superfície, en contacto con la atmósfera). Donde las características paleokarsticas no son tan evidentes, La discontinuidad estratigráfica está definida por cambios bien marcados en las rocas.

Las sucesiones estudiadas pertenecen a la Unidad Intermedia y están expuestas cerca del pueblo de Orera, aproximadamente a 15 km al sureste de Calatayud (Fig. 1). En las proximidades de este pueblo, los estratos neógenos. muestran una notable regularidad en las capas, especialmente clara en la zona de Valdelosterreros. (Figura 2). 

 

Fig. 2. Vista general del tramo Mioceno de Valdelosterreros en la cuenca de Calatayud. La altura de la sucesión expuesta es de unos  50 m. Si te gusta esta foto.

El control de edad de los depósitos neógenos es proporcionado por la calibración con magnetoestratigrafía   de alta resolución de la zona de Orera arrojando una edad aproximada entre 12,8 y 10,7 Millones de años, Ma (Serravaliano   tardío a Tortoniense temprano). Este resultado es consistente con la información biocronológica  de sitios de micromamíferos  cerca del pueblo de Miedes (Fig. 1), siendo la fauna característica del Alto Aragón. 

La sucesión de lechos cíclicos de carbonato se puede seguir lateralmente hacia el pueblo de Orera y hacia el norte, este y sureste, donde pasan progresivamente a facies de abanicos aluviales (Fig. 3). No hay afloramientos expuestos en la parte sur del área de estudio, aunque una espesa sucesión de evaporitas y ciclos de lutita están expuestos a lo largo de la vertiente  noroeste del valle del río Perejiles, que puede ser el equivalente estratigráfico de la sucesión cíclicamente acostada alrededor de Orera. La parte inferior de la sección de Orera se correlaciona con depósitos siliciclásticos rojizos que comprenden conglomerados, areniscas y lutitas que se extienden al noroeste y sureste del área (Fig. 3). En algunos lugares, depósitos siliciclásticos rojos. están cubiertos por lechos de carbonatos, que a su vez de degradan hacia la cuenca en una sucesión de lutitas y depósitos de carbonatos. La correlación estratigráfica (Fig. 4) proporciona evidencia de un la rápido cambio lateral y de facies verticales mostrados al menos en la parte inferior del sedimento de secciones de Mioceno medio de la zona. 

Facies deposicional

Ambientes

Se reconocen cuatro grupos principales de litofacies en las unidades sedimentarias del área de estudio de Orera.  Las facies de abanicos aluviales, caracterizadas por sucesiones de depósitos siliciclásticos rojos a más de 100 m de espesor, forman una franja continua alrededor de toda margen de la cuenca (Fig. 1). El ancho de esta franja aluvial es variable dependiendo del mayor o menor carácter progradacional   del sistema aluvial individual que se desarrolló en la zona durante el Mioceno. Cerca de Orera, se pueden reconocer  dos sistemas aluviales principales: un sistema con una importante tendencia NE-SW situado en la zona de Miedes y otro sistema aluvial NNE– con tendencia SSW desarrollado en la proximidad de Orera (Figs. 1 y 3).

Descripción

Los depósitos de abanicos aluviales se extienden hasta 3 km desde el margen de la cuenca. La zona de captación está compuesta de cuarcitas, pizarras y metamorfoseados, rocas carbonatadas del Cámbrico  Inferior. La facies proximal (estrato más cercano al suelo) comprende típicamente amalgamas y conglomerados tabulares que se gradúan lateralmente en una sucesión de conglomerados de color rojo a marrón pálido, lechos de arenisca y lutita.

 

Fig. 3. Mapa de litofacies una,ambiente.  del área de Orera que muestra la ubicación de secciones sedimentarias estudiadas mostrada en la Fig. 4.

Los lechos de conglomerados rojizos son principalmente cuerpos de varios pisos (ver parte media inferior de sección II, Fig. 4), que se pueden seguir lateralmente durante decenas de metros. Los enormes cuerpos de arenisca comúnmente muestran manchas de color naranja amarillento oscuro, son extensas lateralmente y están intercaladas de color rojizo a marrón claro, lutitas laminadas. Bioturbación  de raíces trazas, moteados y carbonato pedogénico  local Los nódulos suelen estar presentes en las lutitas. 

Interpretación

El conglomerado y la arenisca subordinada. Los lechos de las facies de abanicos aluviales proximales fueron depositados principalmente por flujos dominados por corrientes. El carácter de varios cuerpos de los pisos del conglomerado formados de grava distinta superpuesta litofacies (Gm, Gp, Gc) es indicativo de corrientes episódicas y efímeras. Este sistema aluvial trenzado se expandió radialmente desde el Paleozoico en la cuenca hidrográfica al noreste de Orera, el eje principal del abanico de tendencia NNE-SSW (Fig. 3). En general, los depósitos de abanicos aluviales muestran una típica tendencia descendente. Algún abanico aluvial menor coalescente (Que forma una sola pieza, aunque esté compuesto por piezas de orígenes distintos ) desarrollado hacia el este a lo largo del margen, pero su magnitud es considerablemente reducida. En las partes medias del abanico, la deposición tuvo lugar en efímeros arroyos trenzados, fluyendo sobre suaves fondos de valle

Esta asociación de facies comprende dominantes rojizos, lutita masiva a vagamente laminada y arenisca subordinada con pisos de carbonato intercalado. La transición vertical de lutita a carbonato. es siempre gradacional. Los lechos carbonatados muestran una geometría tabular pero discontinua y contienen características pedogénicas como trazas de raíces verticales, nódulos de carbonatos y estructuras laminares, típico de paleosoles incipientes  ricos en carbonatos relativamente maduros. Características de carbonato menos comunes incluyen glóbulos dolomíticos (Fig. 5A), pseudoesferulitas y grietas verticales y horizontales. Además, lechos de dolomita nodulares con tabulares. Se producen geometrías y contactos inferiores agudos asociados. con la masiva lutita siliciclástica. Las características más típicas de los pisos incluyen aspecto nodular, fenestral  y relacionado con la raíz tejidos y estructuras de tipis locales. 

Se interpreta que la lutita siliciclástica masiva se han formado subaéricamente en un abanico aluvial distal  (algo que está lejos o más lejos del tronco del cuerpo o del punto de origen de una parte del cuerpo) , es decir, entorno de llanura de arena. La arenisca subordinada representa sedimentación principalmente episódica por inundación laminar relacionados con inundaciones dispersas, que fueron vertidas en áreas aluviales distales. Los paleosoles carbonatados asociados son posiblemente indicativo de estabilización periódica del aporte clástico. En general, la geometría lateral discontinua y el grado variable de desarrollo de los paleosoles sugieren corrientes efímeras con distribución de depósitos siliciclásticos de arena y lodo y suelos asociados en estas áreas de abanico distales. 

Los lechos nodulares de dolomita con características  palustres (Perteneciente o relativo a una laguna o a un pantano) pueden interpretarse como depósitos que acumulados en estanques poco profundos de extensión reducida que se desarrollaron en áreas distales de bajo gradiente. 

En las áreas estancadas, la precipitación de dolomita podría haber sido bacteriana. Las facies del margen del lago se pueden dividir en dos Asociaciones de litofacies según su distribución con respecto a las facies de abanicos aluviales. Las partes distales de los abanicos aluviales, que coinciden con los ejes principales,  comprenden areniscas, limolitas y carbonatos. Estos depósitos se pueden distinguir de los depósitos laterales, que consisten en sucesiones cíclicas de lechos de carbonato dominantes con lutitas siliciclásticas. 

Los sedimentos terrígenos tienen coloración de rosa grisáceo masivo a verde claro, vagamente laminado. La Lutita siliciclástica masiva exhibe moteado ampliamente desarrollado y abundantes rastros de raíces. La laminada contiene abundantes restos vegetales y localmente incluye concreciones calcáreas y rizotúbulos. El carbonato, principalmente dolomita, se presenta como lechos tabulares en los que se reconocen varias subfacies:

Dolomita nodular masiva; carbonato laminado de arenoso a limoso  de litofacies de deposición en un ambiente de lago marginal donde el nivel del agua fluctuó periódicamente. Los colores variables y abundantes  moteados de las facies de lutita siliciclástica indican que se acumuló probablemente por sedimentación de la carga del lecho en suspensión, en una zona marginal del lago que fue sometida a procesos periódicos de humectación y secado relacionados con nivel de agua fluctuante. La variedad de subfacies reconocidas dentro de la Las litofacies de carbonatos indican que diferentes subambientes  están asociados con el margen del lago.

El carbonato nodular masivo de grado de lodo es interpretado como resultado de la precipitación primaria de dolomita, seguido por desecación periódica, probablemente acompañada por penetración de raíces, lo que lleva a una extensa fracturación del sedimento. Los carbonatos que muestran estructuras de tipi y tejidos fenestrales son indicativos de exposición subaérea. y los procesos de humectación/secado que ocurren a lo largo del margen de un lago.  El carbonato laminado representa depósitos lacustres relativamente poco profundos que acumulado hacia la cuenca en las partes más distales de  los abanicos aluviales.

Se distinguen dos facies de lutitas siliciclásticas: lutita masiva de color marrón rojizo y verde claro a oscuro y/o vagamente laminada.  El tipo marrón rojizo en su mayoría por encima de las facies de lutita verde  presenta escasos rastros de raíces. El tipo de lutita verdosa muestra una estratificación fina, abundantes restos vegetales y rizolitos, esta última se desarrolló en la transición entre la lutita y el carbonato suprayacente. El carbonato se presenta como tabular de color blanco a gris claro. Lechos de dolomita muestran un apariencia nodular. Los lechos tabulares muestran sedimentación. Características similares al carbonato laminado. Lo más distintivo de las características, es que incluyen agregados de lodo arcilloso y peloides  (fangos termales, mezcla de agua de mar o de lagos salados con residuos vegetales, aminoácidos, ácidos orgánicos, humus o inorgánicos, arcillas, sedimentos, precipitados, turbas) de dolomicrita (Fig. 5D). 

La lutita alterna y depósitos de carbonato de esta asociación de litofacies fueron depositados en un margen lacustre de ambiente de bajo gradiente. El color marrón rojizo, de la lutita se interpreta como lodo siliciclástico que acumulado por suspensión por láminas distales. Después de la sedimentación, el lodo permaneció expuesto subaéricamente, evolucionando así bajo condiciones oxidantes y sujeto a pedoturbación local. Se postula un patrón similar para la acumulación de depósitos de lutitas siliciclásticas verdes, aunque en este caso el sedimento permaneció saturado de agua, es decir, en condiciones reductoras, como lo sugiere el color verde grisáceo y la planta preservada escombros.

Las unidades laminadas de dolomicrita arenosa a limosa acumuladas en aguas muy poco profundas sujetas a onda periódica y actividad actual. La estructura de gran escala deformacional en el carbonato,  Los estratos se interpretan como estructuras tipo tipi y  corresponden a áreas de resurgimiento de aguas subterráneas que afectó los sedimentos expuestos a lo largo del borde de un lago.

Además del carácter superficial, varios otros características (Fig. 6B) proporcionan evidencia que el área de depósito se volvió episódica expuesta subaéricamente. Basado en características sedimentarias observadas en esta asociación de litofacies  y sus relaciones estratigráficas con otras facies, un gradiente bajo, baja energía, Se puede inferir el entorno del margen del lago con facies cíclicas de marismas y lagos poco profundos.

 

Fig. 4. (A) Estructuras de deformación a gran escala interpretadas como tipis desarrollados en lechos carbonatados del margen del lago. Asociación de litofacies B. La altura del afloramiento es de 4 m. (B) Lecho de carbonato que muestra un montículo irregular, convexo hacia arriba. Morfología (el espesor es ≈ 1 m; asociación B de litofacies del margen del lago). La depresión a la izquierda del carbonato, el montículo está lleno de lutita que está cubierta por un lecho de carbonato que se superpone al montículo. (C) Vista de afloramiento de escala básica ciclos formados por lechos de lutitas (oscuras) y carbonatadas (blancas) (zona de Valdelosterreros; apartado IV de la Fig. 4). El espesor de los ciclos sedimentarios medidos en la fotografía es de 1,7 m. (D) Vista de primer plano de una unidad de carbonato de un ciclo sedimentario a pequeña escala de la facies cíclica de marismas y lagos poco profundos (escala a la derecha, aproximadamente 0,8 m). Una variedad de Los depósitos de carbonato se encuentran intercalados con finas lutitas de color verde grisáceo: hay dolomita masiva presente en la base de la unidad de carbonato, seguida hacia arriba por dolomita en capas finas; la parte superior de la unidad de carbonato está formada por una densa conjunto lleno de rizolitos coronados por dolomita nodular.

Esta litofacies está notablemente bien expuesta en la zona de Valdelosterreros, al este del pueblo de Orera (Figs. 2 y 3). En esta ubicación, el estudio de la sucesión estratigráfica alcanza hasta 78 m en espesor y comprende 35 ciclos básicos de pequeña escala. La ciclicidad es definida por dos componentes: una unidad de lutita formada principalmente de masas, generalmente fuertemente penetradas por raíces lutita siliciclástica de color verde grisáceo, y una unidad de carbonato compuesta de dolomita blanca  (Fig. 4C). Siliciclástico marrón rojizo, la lutita rara vez se identifica en la parte inferior. Se superpone directamente a un lecho de dolomita o grados hacia arriba desde verde grisáceo lutita siliciclástica. La facies de lutita de color marrón rojizo comprenden lutita siliciclástica masiva no fosilífera con un alto contenido de minerales arcillosos. Las características incluyen abundantes halos monótonos y barro agregados. El verde grisáceo de la facies de lutita está fuertemente bioturbada con raíces y comprende materiales laminados, no fosilíferos. Lutolita siliciclástica de color verde grisáceo con un contenido variable de minerales arcillosos. La transición entre la lutita y la dolomita tabular suprayacente. Los lechos suelen estar marcados por rizolitos que penetran unos centímetros hacia abajo en la lutita. La alternancia de lechos de dolomita blanca y verde grisácea de lutitas siliciclásticas juntos formando unidades tabulares dominadas por carbonatos en la parte superior de los ciclos (Fig. 4D). Los lechos de dolomita están formados de dolomicrita suave, masiva y uniforme comúnmente compuesta de granos de cuarzo,  o consisten en una estructura interna nodular y/o mostrar una serie lateralmente densamente empaquetada de Rizolitos dolomicríticos. Al noreste de la zona de Valdelosterreros, más cerca del margen de la cuenca, la sucesión sedimentaria cíclica también está formada por ciclos de lutita-carbonato. Sin embargo, los lechos de lutita son principalmente de color marrón rojizo y muestran un mayor Contenido de granos del tamaño de limo. La bioturbación radicular intensiva también es común en esta lutita.  Lechos de carbonato, formando la parte superior de los ciclos de sedimento, muestran geometrías tabulares pero son más delgadas que en el tramo de Valdelosterreros.