Primeros resultados palinológicos de la base de la secuencia sedimentaria de la laguna del cañizar de villarquemado

ÍNDICE

RESUMEN

ABSTRACT

1. INTRODUCCIÓN
1.1 Paleoclimatología y Cambio Global
1.2 Los registros lacustres como archivos paleoclimáticos
1.3 Palinología: Herramienta para la reconstrucción paleoambiental
1.4 MIS 5 y la variabilidad climática en el Cuaternario

2. ANTECEDENTES Y OBJETIVOS

3. LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO
3.1 Contexto geográfico y geológico
3.2 Clima y meteorología actual de la zona
3.3 Vegetación

4. METODOLOGÍA
4.1 Extracción del sondeo
4.2 Cronología
4.3 Secuencia sedimentaria
4.4 Evolución de la cuenca
4.5 Preparación de muestras polínicas
4.6 Análisis numérico de los resultados

5. RESULTADOS Y DISCUSIÓN

6. HALLAZGOS PALINOLÓGICOS DESTACABLES

7. CONCLUSIONES

AGRADECIMIENTOS

8. BIBLIOGRAFÍA

ANEXOS: PALINOGRAMA TAXA ARBÓREOS

ANEXOS: PALINOGRAMA TAXA HERBÁCEOS

ANEXOS: PALINOGRAMA TAXA ACUÁTICOS

RESUMEN

Estudiar la dinámica de la vegetación frente a las fluctuaciones climáticas del comienzo y terminación de los periodos interglaciares, como el que vivimos actualmente, nos ayudará a comprender mejor la respuesta a los cambios que puedan acontecer en el futuro. . El anterior periodo interglaciar (MIS 5), se considera más cálido y húmedo que el actual (MIS1-Holoceno), manifestando una expansión forestal similar en su comienzo. Este trabajo intenta caracterizar las formaciones vegetales durante parte del MIS 5 en la secuencia del Cañizar de Villarquemado (74m de largo, 120 ka BP), complementando un estudio multiproxy previamente realizado. Para ello se realizó un análisis palinológico de nueve muestras de los seis metros inferiores del registro. Los resultados obtenidos no reflejan las expansiones forestales mesófitas registradas en otras secuencias Europeas durante esta fase. Al contrario, la base de la secuencia del Cañizar manifiesta un paisaje abierto con presencia de escasos pinos y abundantes Juniperus, Artemisia, Chenopodiaceae y Poaceae. Sin embargo, se observa un incremento del polen arbóreo a partir de 67.5m hacia niveles superiores del registro, unido a la presencia de taxones termófilos arbóreo- arbustivos y cierta disminución de Artemisia y Chenopodiadiaceae. Estos espectros se corresponden también con un cambio de facies, de limos grises a limos laminados, y un aumento de Typha y Botryococcus, interpretándose como una tendencia hacia un incremento de temperatura y mejora en las condiciones de humedad). Estos resultados, y considerando el rango de error en las dataciones OSL, hacen pensar que los niveles analizados pueden corresponderse con el final del periodo glaciar Riss (MIS 6). Frente a estos primeros resultados, se necesita mayor número de muestras analizadas, incrementando la resolución, así como más dataciones que permitan evidenciar y delimitar la posible terminación del MIS 6 y la caracterización de un periodo tan interesante como el MIS 5.

ABSTRACT

The research on vegetation dynamics during the interglacial periods, their onset and termination, will help us to better understand the current vegetation response to the future changes. Current data indicate that the previous interglacial period (MIS5) was warmer and wetter than the Holocene (MIS1), showing a widespread forest expansion similar to the Holocene onset. This work describes and attempts to characterize the past vegetation during part of the MIS 5, complementing a previous paleoenvironmental multiproxy study. Therefore we have analyzed nine pollen samples distributed along the six basal meters of Villarquemado sequence (74m long, 120ky BP. Our results reflect unexpected flora compared to other interglacial European sequences, which show mesophytic forest expansion. This section reveals open landscape with presence of Juniperus, Artemisia, Chenopodiaceae and Poaceae with an increase of arboreal pollen from 67.5m, increasing thermophilous taxa while arid-prone taxa, Artemisia and Chenopodiadiaceae, decreased. This shift is also associated with a change from light grey, black mottled silt facies to laminated silt facies, coupled to an increase in Typha and Botryococcus. These changes would be suggesting a possible improvement in temperature and humidity due to the end of the Riss glacial period (MIS 6). In order to conclude whether the section studied corresponds to MIS 6 termination further samples need to be analyzed improving the resolution, and new dates will evidence the possible end of the MIS 6 and the hypothetical abrupt onset of Last Interglacial period.

1. INTRODUCCIÓN

1.1 Paleoclimatología y Cambio Global

El clima es un sistema complejo, el resultado final de las interacciones entre los distintos subsistemas que conforman nuestro planeta (atmósfera, océanos, biosfera, litosfera y criosfera) y de la influencia de los cambios en la radiación solar sobre los mismos (Bradley, 1999).

Está claro que el clima cambia y ha cambiado a lo largo de la historia, mediante mecanismos que pueden manifestarse en el tiempo de una forma periódica o casi periódica, como las variaciones en la radiación solar, o no periódica, como las erupciones volcánicas. El clima está obviamente en permanente transformación, por lo que conceptos como “Cambio Climático” resultan algo imprecisos frente a terminologías más completas como “Cambio Global”, que se refiere al conjunto de causas y consecuencias de esas transformaciones: el resultado final de las interacciones mencionadas.

Estudiar la dinámica climática del pasado y la respuesta de la biosfera a estos cambios es fundamental para un conocimiento más completo del comportamiento de los fenómenos ambientales actuales. Fenómenos, que al igual que el clima son “sistemas complejos”, en los que todos sus componentes están íntimamente interrelacionados y en los que una alteración del equilibrio tiene consecuencias en todo el sistema que no son proporcionales a dicha alteración. Por ello el término Cambio Global se considera más adecuado y es dentro de este concepto donde se encuadran los objetivos de este trabajo.

Algunos ejemplos recurrentes de los fenómenos que se manifiestan dentro del Cambio Global son la destrucción de hábitats y fragmentación del territorio, migración de ecotonos y pérdida de biodiversidad (Clubbe, 1996; Dirnböck et al., 2003; Rull y Vegas-Vilarrúbia, 2006), la desestabilización biológica de los ecosistemas disminuyendo su resiliencia e incrementando la probabilidad de colapso, o el deshielo en zonas polares por reducción acelerada del albedo. Este último proceso puede conllevar una retroalimentación exponencial, que a su vez puede modificar la circulación oceánica termohalina, que puede paralizarse cuando se producen cambios en el balance de salinidad-densidad en las aguas superficiales del Atlántico Norte a partir de un cierto límite (Morellón 2008). Esto implica cambios en los patrones de precipitación, o incluso el derretimiento del permafrost, que es extremadamente rico en materia orgánica, con la consecuente liberación de metano, gas con efecto invernadero más relevante que el CO2 (Bubier et al. 1995). Esto es Cambio Global.

De este modo, los ecosistemas en equilibrio funcionan como una disolución buffer-tampón, con la capacidad de mantenerse estables amortiguando las perturbaciones. Sin embargo cuando los sistemas en equilibrio se aproximan a su umbral de resiliencia, pequeñas alteraciones desencadenan variaciones exponenciales que no son graduales ni ordenadas, sino virulentas manteniendo un comportamiento “no lineal”. Resulta imprescindible conocer y evaluar adecuadamente los diferentes umbrales y perturbaciones que han sucedido a lo largo de la historia climática de la Tierra si pretendemos conocer y evaluar correctamente el presente Cambio Global asociado al aumento reciente de las temperaturas del planeta a los niveles crecientes de contaminación o a la destrucción irreversible de acuíferos, que no sólo afectan a los ecosistemas y al propio sistema climático, sino que afectan y tienen graves repercusiones directamente en la biodiversidad, extendiéndose a la economía y las sociedades humanas (Houghton et al., 2001; Bernstein et al., 2007).

Con este trabajo se pretende contribuir al conocimiento de la dinámica de la vegetación que se adapta al clima, en un periodo especialmente relevante, el último interglacial anterior al actual, el estadío isotópico MIS5 (130-80 kilo años antes del presente, ka BP de ahora en adelante en este texto), donde la variabilidad y el cambio vegetal no estaban influenciados por las actividades antrópicas si no que eran el resultado de todos los demás factores climáticos y ecológicos en interacción. Este estadío isotópico tuvo un comienzo denominado “Eemiense”, muy parecido al actual Holoceno, y la contribución a un mejor conocimiento de la respuesta de la vegetación y los procesos paleoecológicos nos proporcionará valiosas pistas para entender las respuestas bióticas a las perturbaciones naturales, fundamental para realizar una mejor conservación de la naturaleza y por ende de la biodiversidad. Y esto, a su vez, proporcionará herramientas esenciales para anticipar posibles consecuencias biológicas de cambios que puedan ocurrir en el presente.

1.2 Los registros lacustres como archivos paieociimáticos

Los archivos paleoclimáticos naturales proporcionan una información esencial que ha permitido reconstruir, con distinto nivel de detalle, la evolución climática del planeta a lo largo del Cuaternario (Bradley, 1999). Durante las últimas décadas, la diversificación de archivos paleoclimáticos, unida al desarrollo de métodos precisos de datación absoluta, han permitido reconstruir con distinta resolución temporal los principales cambios sucedidos en: i) la composición atmosférica, ii) el volumen de hielo en los casquetes polares, iii) las temperaturas de la superficie del mar y los patrones de circulación oceánica, iv) la disponibilidad hídrica en zonas continentales y v) su impacto en la vegetación (registros lacustres y de turberas), entre otros. Estos archivos, junto con el avance en el conocimiento de los mecanismos que controlan los cambios climáticos, han desvelado la existencia de una importante variabilidad natural en el sistema, que opera a distintas escalas temporales (Mitchell, 1976; deMenocal, 2000; Ruddiman, 2002; Battarbee, 2004; Mayewski et al., 2004; Duplessy et al., 2005; Goosse et al., 2005; Nederbragt y Thurow, 2005; Crowley y Hyde, 2008). En la escala geológica (millones de años), la variabilidad está influida por la posición de los continentes que condiciona el movimiento de las corrientes oceánicas y atmosféricas, auténticas responsables de la distribución de la energía en la superficie terrestre (Ruddiman, 2002) A escala orbital, la variabilidad responde a los periodos de tiempo establecidos por la teoría de Milankovitch (1923; 1941; Berger 1982), que determinan ciclos climáticos naturales relacionados con los cambios en la excentricidad (ciclos de 100 y 400ka), la inclinación del eje (ciclos de 41ka) y la precesión de los equinoccios (ciclos de 21ka) de la tierra. Estos son esenciales para comprender la distribución temporal de los ciclos glaciares/interglaciares del Cuaternario.

Dentro de los registros continentales que actúan como paleoarchivos, los lagos son excelentes contenedores de información paleoambiental (Last y Smol, 2001), debido a su extraordinaria sensibilidad a los cambios externos, con mejor resolución que los marinos, variada distribución geográfica, geológica y ecológica. Constituyen ambientes de sedimentación elevada en los que predomina un aporte casi constante de sedimento, determinado por las condiciones hídricas de cada cuenca (Last y Smol, 2001), lo que genera secuencias generalmente largas y continuas que permiten reconstruir con precisión los cambios en el medio de depósito mediante el estudio de las facies sedimentarias (Anadón et al., 1991). Además, en ellos pueden registrarse distintos tipos de indicadores paleoambientales (proxys) que proporcionan información relevante sobre cambios geomorfológicos, hidrológicos y modificaciones en la vegetación asociadas a cambios climáticos (Cohen, 2003). Con todos estos indicadores se pueden interpretar e inferir también cambios en los parámetros paleolimnológicos como el pH, la salinidad, el nivel de eutrofización o paludificación, las fluctuaciones del nivel hídrico, la productividad, la acidificación y la contaminación.

Los lagos recogen el polen de la vegetación circundante, a escala local y/o regional, dependiendo del tamaño de la cuenca lacustre y las características orográficas de su localización (Moore et al., 1991). El polen se deposita en la superficie del lago y poco a poco va sedimentándose en el fondo del mismo y pasa a formar parte de los sedimentos lacustres. La identificación taxonómica de los granos de polen permite reconstruir la evolución de la vegetación del entorno, tanto a escala regional como local.

1.3 Palinología: Herramienta para la reconstrucción paieoambientai

Etimológicamente, la palabra hace referencia a la función del polen, la de propagarse, proviene del griego Palé que designa polvo muy fino, la flor de la harina, y el verbo griego palynein, que significa arrojar a lo lejos, esparcir.

Cada año, millones de toneladas de polen son dispersadas a la atmósfera por las plantas con flores -y esporas en el caso de la clase Pteridophytas (actualmente renomenclaturadas Monilophyta)- en su esfuerzo por reproducirse. Sólo una ínfima parte alcanza el receptáculo femenino de la flor de un ejemplar de la misma especie. El resto de la producción polínica se dispersa y deposita, y si se preserva adecuadamente, será el material aislado e identificado en la reconstrucción paleoambiental.

La palinología es una de las técnicas paleoecológicas más eficaces para lograr reconstrucciones cuantitativas de la vegetación del pasado. Gracias a diversos factores, como por ejemplo el carácter sésil de los vegetales, su presencia en un lugar concreto se puede asociar a unas condiciones climáticas, edafológicas y ambientales determinadas que esas plantas necesitan para sobrevivir. Aunque algunas tienen una amplia tolerancia (nichos muy amplios), ésta es finita y otras muchas se dan en condiciones ambientales específicas. Por tanto de una asociación vegetal determinada se pueden deducir las características ambientales del medio en la mayoría de los casos. Esta afirmación se basa en la premisa de que la vegetación se encuentra en equilibrio con el clima y que los intervalos de tiempo de respuesta de la vegetación a los cambios ambientales no son muy largos (Webb, 1986; Huntley y Webb, 1989). En los palinomorfos del Cuaternario se establece la taxonomía fácilmente ya que no han variado apenas en los últimos 2,5 Ma.

Otro de los factores que hacen de la palinología una herramienta útil es la gran producción de polen y su ubicuidad. El polen de cada especie posee unas características morfológicas específicas (forma, tamaño, textura, número y tipo de aperturas) que se preservan en el tiempo gracias a la capa externa, extremadamente resistente, que recubre los granos de polen: la exina. Ésta está constituida por esporopolenina, invulnerable a la biodescomposición, y que se preserva excepcionalmente bien cuanto más anóxicas sean las condiciones en el ambiente de sedimentación. Esta exina toma formas variadas, con un significado funcional aún enigmático, pero que permiten diferenciar distintos taxones vegetales que predominan en ambientes diferentes, y por tanto inferir mediante la interpretación de su abundancia una aproximación al clima que imperaba cuando el polen fue depositado.

1.4 MIS 5 y la variabilidad climática en el Cuaternario

El paleoclima del planeta Tierra en el Cuaternario se caracteriza por una sucesión alternante de periodos fríos (estadiales o glaciaciones) y cálidos (interestadiales o interglaciares), evidenciados pioneramente mediante las diferencias en las cantidades relativas de 18O en el hielo continental y en foraminíferos del fondo del mar (Emiliani 1955) (Figura 1). El océano se enriquece en oxigeno pesado 18O porque se deposita 16O en los glaciares continentales. A mas hielo, más 18O en el océano. A nivel marino más bajo, se enriquece en 18O. Los organismos marinos (diatomeas, foraminíferos, etc.) absorben el oxígeno en la proporción isotópica disponible en cada momento y, cuando mueren, sus esqueletos calcificados conservan el registro de la abundancia relativa de cada uno de los isótopos de oxígeno, y así es posible deducir la evolución térmica marina y atmosférica cuando estos exoesqueletos son recuperados del fondo marino. Estos datos son empleados para reconstruir la variación de la temperatura, la ratio isotópica del 18O disminuye durante los interglaciares y aumenta durante las glaciaciones, resultando diversos ciclos a lo largo de los últimos milenios (Figura 1).

Como estos estadíos se han evidenciado a partir de registros marinos, se les denomina “Estadíos Isotópicos Marinos”,

MIS con sus siglas en inglés (Marine Isotope Stage), o también OIS de Oceanic. Se numeran desde la actualidad (1) hacia atrás, asignándose número impares a los de clima cálido y pares (2,4...) a los de fluctuaciones frías. Cada estadio puede tener 4-6 estadios correspondientes a fluctuaciones menores (a, b, c, d, e; también con decimales 5.1, 5.2).

Estos se han identificado y datado con precisión, a partir de diversos registros obtenidos en los fondos oceánicos (Martinson et al. 1987).

En la secuencia estudiada en este trabajo la datación OSL más antigua nos sitúa en 120.808 ± 8209 años, inmersos en el Estadío Isotópico Marino 5. El penúltimo interglaciar anterior al actual MIS 1 (Holoceno), ya que el impar MIS 3 entre los dos grandes periodos fríos MIS4 y MIS2, no tuvo la suficiente magnitud para considerarse verdaderamente un periodo interglaciar (Figura 2).

El MIS 5 es relativamente largo (50-60 ka) (McManus et al.1994), y se subdivide en 5 subestadíos (MIS 5a,b,c,d y e), de los cuales a, c y e son más cálidos que b y d.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Tiempo (ka, miles de años antes del presente)

La primera parte de este MIS 5 tiene un inicio muy

parecido al actual MIS1, se le conoce como penúltimo interglaciar Eemiense¹ (MIS 5e) o Last Interglacial (LI). Según la resolución de la INQUA SEQS (Sección de Estratigrafía Cuaternaria Europea de la Unión Internacional de Investigación del Cuaternario) el término “Eemiense” se refiere a la entera expansión de las fases forestales desarrolladas después de la penúltima glaciación (Riss) y no exactamente equivalente al “último interglacial”, es un concepto climatoestratigráfico global (van Kolfschoten et al., 2000). Después de décadas de controversia científica (Shackleton, 1969; Woillard and Mook, 1982; Guiot et al. 1989; Tzedakis et al. 1997; Kukla et al. 1997; Chapman & Shackleton, 1999; Forsström, 2001; Tzedakis et al., 2003; Hodge et al. 2008), sobre el lugar de origen y fecha de inicio, en la actualidad se acepta que su duración fue de alrededor de 16.000 o 17.000 años desde el 132.500-128.000 BP hasta 118.000-114.000 BP, y que se corresponde cronoestratigráficamente con los estadios MIS 5e y una parte del 5d (Brauer et al. 2007)². Esta cronología ha sido definida e identificada a partir del registro isotópico del oxígeno calibrado con dataciones radiométricas de corales fósiles seleccionados, en el sondeo MD95-2042 (37°48’N, 10°10’W, 3146 m de profundidad) (Shackleton et al. 2003). La datación más refinada para el comienzo es de 132,5±2,5 ka, y está basada en los valores de 18O de una estalagmita de “Antro del Corchia,” en los Apeninos (Drysdale et al., 2009). Varias décadas después, Van Voorthuysen (1958) describió los foraminíferos de este periodo, y Zagwijn (1961) los palinomorfos, proporcionando una subdivisión palinoestratigráfica del Eemiense. Durante la segunda mitad del siglo XX se han ido publicando numeroso datos de diversos proxies (quistes de dinoflagelados, diatomeas, nanoplankton calcáreo, mamíferos, glaciotectónicos, hidrográficos, etc: Litt et al. 1996, Zagwijn 1996, Tzedakis 2007, Sanchez-Goñi et al 1999, Müller et al. 2003, Moreno et al. 2010, Kukla 2000, Klotz et al. 2003, 2004, Dansgaard & Duplessy 2008. Bosselin 2003, Binka et al 2011), y en múltiples lugares de todo el globo, lo que ha permitido elaborar ya las primeras síntesis bibliográficas de este periodo (Sirocko et al. 2007, Montoya, 2007). Hoy en día, la mayor parte de la literatura científica defiende que durante el MIS 5 se dieron unas temperaturas a escala global entre 1°C y 2°C superiores a las actuales. Los modelos indican que en partes de Asia las temperaturas de julio eran hasta 4°C superiores a las actuales (Kaspar, 2005), el NGRIP (2004) indica unas temperaturas unos 5°C superiores a las actuales hace 123.000 años, y datos palinológicos confirman la existencia de bosques hasta Cabo Norte (71°N), en Noruega (Müller et al 2005), donde ahora sólo sobrevive la tundra. El estudio de las alquenonas (de cocolitóforos como E.huxleyi) y de la ratio Mg/Ca de los foraminíferos confirman que las aguas superficiales de muchos mares eran 2 ó 3 °C más cálidas que hoy (Lea, 2000; Martrat, 2004; Pelejero 2003; Overpeck 2006), por lo que el nivel del mar quedaba entonces entre 4 y 6 metros por encima de la cota actual (Bard et al. 2002, García 2011, Zazo 2006, Bardají et al. 2009).

Durante el máximo de temperaturas registrado en el interglaciar Eemiense, la excentricidad de la órbita de la Tierra era mucho mayor que la actual, y el perihelio ocurría durante el verano del hemisferio norte, y no durante el invierno como en la actualidad. Además, la inclinación del eje terrestre era también ligeramente mayor que la actual (Klotz et al. 2003), lo que provocaba en su conjunto una estacionalidad más acusada.

En definitiva, en el hemisferio norte los veranos eran probablemente más cálidos y los inviernos más fríos (Uriarte 2003, Felis, 2004), lo que unido a un clima más húmedo (Hodge et al. 2008), provocaría necesariamente una gran variabilidad climática, además de respuestas, distribución y composición de las formaciones vegetales diferentes a las actuales.

El enclave de Villarquemado en la Fosa del Jiloca puede ser importante para reconocer el impacto en la fitodistribución que supuso la acción de la última glaciación Wurmiense en estos climas mediterráneos, particularmente en las penínsulas que funcionaron como refugio de gran parte de la flora termófila europea (González-Sampériz et al. 2005, 2010) ya que el avance glaciar (por ejemplo el casquete Ártico alcanzó latitudes muy meridionales, de hasta 52°30'N, la latitud de Amsterdam) promovió la migración de taxa mesotermófilos hacia el Sur, produciendo un incremento en la densidad y variedad de especies, y aumentando las interacciones inter e intra-específicas, desencadenando la alta biodiversidad actual que caracteriza el bioma Mediterráneo en periodos interglaciares. Las glaciaciones, además, indujeron grandes vicarianzas debidas a “islas” de hielo de las grandes cordilleras transversales alpinas (Pirenaica, Alpes), y a más bajo nivel, los demás sistemas montañosos (Sistema Ibérico) que funcionaban como barreras que ralentizaban la posterior dispersión y migración. La Fosa del Jiloca en el Sistema Ibérico separada del importante orógeno pirenaico por la depresión del Ebro es un lugar clave para dilucidar éstas cuestiones de fitodistribución.

2. ANTECEDENTES Y OBJETIVOS

Si se pretende dar valor y ayudar a conservar nuestro patrimonio geológico y paisajístico, es preciso conocer a través del registro sedimentario, cuál ha sido el funcionamiento de la laguna en condiciones naturales y en condiciones antrópicas; Villarquemado es un lugar idóneo para ello ya que registra los dos últimos interglaciares, el penúltimo sin la acción antrópica y el último condicionado por la acción de los humanos.

Las alteraciones en el régimen de precipitaciones, o el posible incremento de los contrastes entre el Norte y el Sur de la Península pueden agravar los problemas actuales de desertificación, pérdida de suelo y de biodiversidad, aridez y potencialidad de incendios (García-Ruiz & López-García, 1997).

A escala regional, los primeros indicadores de valor paleoclimático en la Cordillera Ibérica Turolense fueron aportados por Menéndez Amor & Esteras (1965), con el estudio palinológico de la turbera de los Ojos del Tremedal, retomada años más tarde por Stevenson (2000). Posteriores trabajos han completado algunos aspectos de carácter más geomorfológico, como son los estudios de travertinos en los ríos próximos al macizo del Tremedal (Peña et al., 1994; Gutiérrez-Elorza & Peña 1998), indicadores de fases templado-cálidas. Por otra parte, el establecimiento de etapas de formación de derrubios estratificados y acumulaciones, generados en condiciones frías (Peña & Jiménez, en Quaternario 1993; Peña et al., 2000) son los únicos datos sobre etapas periglaciares existentes en esta zona.

Gracias a la tesis del Dr. José Carlos Rubio (2004) se conoce con gran detalle el contexto hidrológico de la cuenca de la Laguna del Cañizar, así como del relleno sedimentario de la cuenca del Jiloca (Figura 4). Del mismo modo, contamos con una importante recopilación de la información existente sobre la cuenca hidrológica (geología, vegetación, tipos y usos del suelo, red fluvial, indicadores ambientales históricos) y las series climáticas disponibles de las estaciones meteorológicas más cercanas.

El proyecto surgió de la oportunidad única de analizar un registro excepcional de cambio global en el ámbito del Mediterráneo Occidental que abarca, posiblemente, varios ciclos climáticos. La Laguna del Cañizar (Villarquemado, Teruel), drenada en el siglo XVII, contiene varias decenas de metros de relleno sedimentario lacustre cuaternario (Rubio, 2004). El interés en esta propuesta por parte del Dpto. de Medio Ambiente de la DGA y del ayuntamiento de Villarquemado, condujo a la financiación de la campaña de extracción de este sondeo. El registro de la Laguna del Cañizar es excepcional por su longitud y constituye uno de los registros más largos y continuos en el Mediterráneo Occidental, comparable al de la turbera de Padul (Granada, Pons & Reille, 1988) y a otros europeos que comprenden varios ciclos glaciares (Ioannina, Bottema, 1967; Tenaghi Philippon, Wijmstra, 1969; La Grande Pile, Woillard, 1978; Les Echets, de Beaulieu & Reille, 1984; Lago Grande di Monticchio, Watts et al., 1996; Lagaccione, Magri 1999).

Por ello el objetivo general de este proyecto es analizar el sondeo con técnicas diversas que permitan reconstruir la evolución climática y ambiental de la región y proporcionar respuestas a algunos de los problemas más actuales en cambio global que tiene planteados la comunidad científica internacional.

En particular el objetivo fundamental de este trabajo es estudiar la posible dinámica de la vegetación por influencias climáticas de la base de la secuencia (supuestamente interglaciar MIS5) para así complementar el análisis multidisciplinar del registro de la Laguna del Cañizar junto con la información aportada por los demás indicadores sedimentológicos, geoquímicos y diferentes técnicas físicas.

Este periodo es especialmente interesante por su parecido al actual interglaciar, pero con la ausencia de las modificaciones de componente antropogénica. Por lo que nos permitirá caracterizar la variabilidad climática natural del sistema, y confrontarla con el comportamiento de las formaciones vegetales a similares perturbaciones climáticas pero con ecosistemas transformados por humanos.

Otros objetivos secundarios de este trabajo son:

- Identificar y datar las principales fluctuaciones climáticas, sobre todo a cambios abruptos del clima y extremos climáticos (principales fases áridas y húmedas), por sus importantes implicaciones para la conservación de la biodiversidad y amenazas del bienestar de las sociedades.

- Intentar establecer la respuesta de los diferentes subsistemas a la variabilidad climática: La respuesta de los ecosistemas límnicos y terrestres y desarrollo de la vegetación, la evolución paleohidrológica y efectos de la variabilidad climática en los recursos hídricos.
- Integrar los cambios y variabilidad climática que se obtengan en el marco cronológico conocido, y correlacionar diversos tipos de registros (continentales, marinos, testigos de hielo, etc.). A partir de estos estudiar la simultaneidad o no de respuestas climáticas entre ambientes continentales y marinos de diferentes latitudes.
- Analizar la ciclicidad y caracterizar la presencia de eventos periódicos. Para intentar predecir posibles fluctuaciones climáticas en un futuro próximo y las respuestas de los distintos subsistemas a las mismas.
- Identificar la variabilidad de la cubierta vegetal regional y local, así como de la flora asociada a la laguna (zona palustre y plantas acuáticas).
- Iniciar un estudio paleoclimático pionero en el ámbito de Aragón y único en la región Mediterránea, que cuando sea más amplio nos permitirá elaborar un modelo paleobiogeográfico regional continuo y completo

3. LOCALIZACION DEL AREA DE ESTUDIO

3.1 Contexto geográfico y geológico

La laguna del Cañizar de Villaquemado está situada en el valle del Alto Jiloca, a 40°30’ de latitud N y 1°18’ al W. Dentro del ámbito geográfico-geológico de la Cordillera Ibérica, se localiza en la unidad geomorfológica conocida como “Fosa del Jiloca”, a una altitud de 987 m s.n.m. (Peña et al., 1984), entre las parameras de la Sierra de Albarracín al O y la crestería de Sierra de Palomera al E, al Noroeste de la capital de la provincia de Teruel (Figura 3). La depresión del Jiloca tiene 60 km de largo y de 6 a 10 km de ancho. Se trata de una cuenca endorreica en su parte S, determinada por fallas normales al E de la cuenca (fallas de Calamocha, Palomera, Concud (Figura 4 y 5) que crean un semi-graben de actividad neotectónica Plio- Cuaternaria de carácter distensivo (Simón 1983, AEQUA 1993). Además, la cuenca va asociada a un rebajamiento erosivo subkárstico de tipo polje, probablemente iniciado por la mencionada actividad neotectónica (Gracia et al. 2003). Su fondo aparece modelado, casi en su totalidad, por una superficie de glacis desarrollada sobre los depósitos de piedemonte del Plioceno Superior-Cuaternario. Los signos de actividad geotectónica son abundantes en la Fosa del Jiloca (Simón, 1983),

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 3: A la izquierda mapa de localización en la Península Ibérica. A la derecha mapa topográfico con los principales enclaves colindantes. En línea morada discontinua área de extensión del paleohumedal. Estrella marcando el lugar del sondeo.

apareciendo algunos depósitos basculados y fracturados. Para Cortés y Casas (2000) y Casas y Cortés (2002), las depresiones neógenas del Jiloca y Teruel son cubetas residuales localizadas en áreas sinclinales, en continuidad evolutiva con las cuencas paleógenas. Su topografía no sería consecuencia de la subsidencia tectónica, sino del progresivo rebaje producido por episodios de encajamiento erosivo en respuesta al levantamiento orogénico.

Geológicamente, la depresión pertenece a una serie de cuencas intramontañosas desarrolladas en la Cordillera Ibérica durante el segundo episodio extensional que se inició en el Plioceno Superior (Simón, 1989). La neotectónica sigue activa con las fallas normales afectando a los depósitos del Pleistoceno y Holoceno (figura 4 y 5), y se ha registrado actividad sísmica en tiempos históricos y modernos. El cambio en las condiciones de endorreísmo a exorcismo en estas depresiones, se produjo durante el Neógeno y el Plio- Cuaternario (Gutiérrez y Gracia, 1997), cuando las cuencas fueron capturadas por la red de drenaje externa y se erosionaron las cabeceras. El río Jiloca capturó en

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 4: Mapa geohidrológico que sirvió de prospección para el sondeo No es parte de esta publicación.

primer lugar el semi-graben del Daroca, y posteriormente la depresión del Jiloca, situada más al sur. Sin embargo, el sector centro-sur de esta depresión se mantuvo como una cuenca endorreica en la que se desarrolló la Laguna del Cañizar, hasta que fue drenada artificialmente en el siglo XVIII (Rubio, 2004). La laguna está situada sobre depósitos Cuaternarios lacustres afectados por aportes de grandes abanicos aluviales con materiales procedentes del Sistema Ibérico. Estos materiales son esencialmente Mesozoicos (calizas y dolomías del Jurásico que forman el gran acuífero que nutre la zona endorreica), con algunos restos de afloramientos del Ordovícico y del Silúrico al SO y NO (formados por pizarras, areniscas, grauvacas y cuarcitas), y del Permo-Trías (con lutitas, areniscas, brechas y conglomerados, dolomías, margas y limolitas), circundando al Ordovícico y Silúrico y cubriendo las litologías Mesozoicas predominantes (Figura 4).

Como se ha mencionado anteriormente, el Cañizar de Villarquemado era un gran humedal de 11 km2 (1.100 ha), que fue drenado sistemáticamente durante siglos, consiguiendo su desecación completa en el siglo XVIII aduciendo razones de higiene y de salud pública (principalmente por las fiebres palúdicas) (Rubio 2004). En el momento de su desecación, la máxima zona inundada ocupaba 11,3 km2, y tenía una profundidad media de entre 1,7 m y 2,8 m de lámina de agua, lo que le confería una capacidad de 18,8 hm3 (Rubio, 2004). La desecación se realizó, principalmente, mediante la construcción de un canal de drenaje aún existente llamado “Acequia Madre”. Este canal tiene 45 km de largo y une Cella con el Alto de Singra, que es el límite de la cuenca endorreica del humedal.

En la actualidad, y gracias al esfuerzo de muchos vecinos, se ha recuperado gran parte de la superficie que ocupaba antiguamente el humedal, y en muy poco tiempo se ha convertido en un paraje singular, lleno de vida y muy agradable para visualizar aves y vegetación acuícola en góndola (figura 5).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 5: Falla de Concud (izquierda), laguna del Cañizar después de la recuperación (centro y derecha). No es parte de esta publicación.

3.2 Clima y meteorología actual de la zona

La cuenca del humedal del Cañizar presenta un clima Mediterráneo continental con una temperatura media anual de 10° con un rango anual de temperatura máxima a mínima de 15°C y una precipitación media anual que supera ligeramente los 400 mm en Sta. Eulalia (418 mm/año), aumentando algo en los márgenes del valle (figura 6) y disminuyendo en el extremo meridional (Cella: 385 mm/año).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 6: Gráficos de medias anuales en los alrededores de la Fosa del Jiloca que muestran los rasgos de influencia continental. El régimen pluviométrico tiene un máximo a finales de primavera y principios de verano. El mes más lluvioso es mayo seguido de junio con cantidades entre 50 y 65 mm tanto en Cella como en Santa Eulalia. En Otoño (octubre principalmente) se observa un máximo secundario, pero con cantidades notablemente menores. No obstante, en los meses otoñales pueden caer precipitaciones muy intensas. Es especialmente significativo el mes de septiembre de 1990, en el que en tres ocasiones (días 9, 16 y 30) se superaron los 100 mm de precipitación en 24 horas, los únicos registros de esta entidad en el observatorio de Santa Eulalia. Otros meses en los que las precipitaciones máximas en 24 h alcanzan valores elevados son mayo y agosto, con cifras ligeramente inferiores a 80 mm. Fuente: Imágenes del Atlas climático de Aragón.

Esta escasez de precipitaciones se explica por su localización interior y la presencia de áreas montañosas del Sistema Ibérico en su perímetro. Ambos hechos dificultan la llegada de masas de aire húmedo y frentes que aporten precipitación. Las perturbaciones de origen Atlántico que vienen desde el NW llegan muy desgastadas, y las sierras de Gúdar - Maestrazgo frenan las masas húmedas de procedencia mediterránea. Por su parte, los temporales del SO se ven obligados a atravesar casi toda la Península y dejan abundantes precipitaciones en el sector occidental del Sistema Ibérico, pero cuando alcanzan las tierras del Jiloca también han sufrido un fuerte proceso de desgaste reforzado por el conjunto montañoso de las Sierras de Albarracín, Montes Universales y Sierra Menera, que provoca un efecto de «sombra pluviométrica» (del Valle 1993). En general, es un régimen de precipitación de influencia mediterránea, pero la continentalidad y las fuertes tormentas de verano, entre mayo y septiembre mayoritariamente, hacen que los rasgos típicos de los regímenes mediterráneos queden notablemente enmascarados. Este hecho se manifiesta directamente en el caudal de la Acequia Madre, aguas abajo del humedal, ya que con un caudal medio de 268 l/s, registra sin embargo un máximo de 1081 l/s y un mínimo de 64 l/s.

3.3 Vegetación

Las mencionadas condiciones climáticas y los condicionantes antrópicos determinan en la actualidad unas formaciones vegetales distribuidas en función de la altitud, exposición y tipo de suelo (figura 7). Las zonas bajas no ocupadas por cultivos estarían compuestas principalmente de carrascales (Quercus rotundifolia) y quejigares (Q. faginea), mientras que en las zonas altas encontramos roble marojo (Q. pyrenaica) y sabinares (Juniperus phoenicea, Juniperus thurifera) y pino laricio (Pinus nigra) en las parameras calcáreas de extrema continentalidad. Sobre areniscas se pueden observar formaciones de pino de rodeno (P. pinaster) con jaras (Cistaceae), y por encima de 1500 m pinos royos (P. sylvestris) como árboles dominantes, con boj (Buxus sempervirens) y sabina rastrera (J.sabina). El sotobosque arbustivo está compuesto por gayuba (Arctostaphylos uva-ursi), coscoja (Q.coccifera) o enebro (J. communis), y dispersos en zonas altas piornos azules (Erinacea anthyllis), agracejos (Berberis vulgaris), o guillomos (Amelancher ovalis). Los pastos en los claros de los bosques son principalmente de Festuca

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 7: Mapa extraído del 3er Inventario Forestal Nacional señalando las áreas de distribución de los principales taxones arbóreos predominantes en la actualidad.

gauthieri en zonas relativamente sombrías, y de Koeleria vallesiana y Festuca hystrix (Poaceas/gramíneas) en las zonas más soleadas (Blanco Castro 2005).

Como hecho destacable se puede señalar la presencia de pino negro (Pinus uncinata) en las cumbres de Gúdar, en torno a los 1.900-2.000 metros, bien adaptado a la fuerte innivación y fríos invernales y que se considera una especie de relicta de etapas más frías del Cuaternario (ref. Naturaleza de Aragón).

En zonas expuestas semiáridas y con suelos esqueléticos encontramos innumerables herbáceas y estépicas entre las que predominan labiadas como tomillos (Thymus spp.), romero (Rosmarinus officinalis) espliego (Lavandula latifolia) y ajedreas (Satureja spp.), además de aliagas (Genista scorpius), efedras (Ephedra spp.), ontinas (Artemisia herba-alba, Santolina chamaecyparissus de la familia de las Asteraceae), espartos (Stipa tenacissima de la familia Poaceae), capitanas (Salsola kahli de la familia de las Chenopodiaceae) y sisallos (S.vermiculata), milenramas y otras compuestas (Mateo 2008).

Por último, acompañando a los ríos, existen las típicas formaciones de ribera, formadas por álamos, chopos (Populus spp.), olmos (Ulmus spp.), fresnos (Fraxinus spp.) y sauces y mimbreras (Salix spp.), de mayor o menor extensión en función de la importancia de los valles. La ladera W de la sierra de Palomera está catalogada

como Enclave Singular de Flora, con endemismos iberolevantinos como Linaria repens subsp. blanca, Aster willkommii, Helianthemum origanifolium subsp. molle, Dianthus turolensis y Silene mellifera.

Además, como vegetación típica dominante de humedales, se desarrollan amplias formaciones de carrizo o cañas (Phragmites australis), y espadañas o eneas (Typha spp.).

Ya con carácter exclusivamente antropogénico, se desarrollan en la zona numerosos cultivos de secano (cereal 1000 ha) y regadío (patata 10 ha), acompañados por las habituales plantas ruderales nitrófilas (malvas, verónicas, amapolas, senecios, Chenopodium). Además, sobresalen por su vistosidad y valor económico las choperas del alto Jiloca.

Como se acaba de exponer con anterioridad, este completo y complejo mosaico vegetal existente en la zona, y distribuido en diversos pisos bioclimáticos, hacen que la localización de la laguna del Cañizar sea un particular ecotono transicional y un enclave idóneo para el estudio paleoclimático y paleoambiental.

4. METODOLOGÍA

Con el objetivo de estudiar y caracterizar los factores ambientales que determinan la sedimentación en la cuenca se realizó la extracción de un sondeo tras la campaña de prospección, para conocer la estructura del relleno sedimentario de la cuenca y seleccionar el punto de perforación. En los fragmentos de los sondeos se midieron distintos parámetros físicos y geoquímicos mediante técnicas no destructivas de alta resolución, gracias al uso de un escáner de fluorescencia de rayos X (XRF). Además, se realizaron análisis convencionales en muestras de tipo composicional, geoquímico y biológico. El uso de esta metodología “multiproxy” (o “multi-indicador”), combinada con un estudio sedimentológico de detalle, pretende registrar el mayor número posible de variables ambientales para reconstruir con la máxima precisión, la evolución del sistema lacustre durante los últimos estadíos isotópicos. Por último, la aplicación de técnicas datación proporciona un control cronológico preciso a esta serie de eventos.

4.1 Extracción del sondeo

En el año 2005, el Instituto Pirenaico de Ecología del Consejo Superior de Investigaciones Científicas (IPE-CSIC), en colaboración con la Asociación de Amigos de las Lagunas del Cañizar (ASALCA), solicitó la realización de un sondeo de investigación en la localidad de Villarquemado, dentro del Monte de Utilidad Pública n° 276 “El Prado”.

A finales de septiembre de ese mismo año, se llevó a cabo una campaña de extracción de sondeos por parte del grupo de “Limnogeología y Cambio Global” del IPE-CSIC en la que se recuperó un testigo de sedimento de 74 m de longitud, en unos campos de cultivo cerca de la localidad de Villarquemado (Teruel).

El lugar elegido resultó de una serie de estudios históricos, geomorfológicos e hidrológicos llevados a cabo por José Carlos Rubio para su Tesis Doctoral (2004), en los que se había inferido la presencia de una antigua laguna. Como existían propuestas para la recuperación del humedal, se decidió sondear el lugar previamente a la inundación del terreno. En un principio no se tenían muchas expectativas y se acudió a la campaña con un extractor manual. A la vista de los resultados obtenidos y la complejidad de las maniobras de extracción, se contrató un camión de sondeos (figura 12d) de la empresa RED CONTROL SL de Massanassa (Valencia), que entre el 26 de septiembre y el 5 de octubre de 2005 logró extraer los mencionados 74m de sedimento vertical, a pesar de que la profundidad esperable era de unos 30m. La extracción del sondeo debió interrumpirse por colapso cuando capas de arenas se introdujeron en el orificio del sondeo e impidieron más maniobras, aunque el relleno sedimentario de la cuenca es aún mayor.

La campaña fue financiada por fondos procedentes de proyectos de investigación del IPE-CSIC y por el Departamento de Medio Ambiente de la Diputación General de Aragón. El diámetro del sondeo era de 12cm en maniobras simples y 53mm en maniobras inalteradas con tubo de PVC (figura 12a).

Para el estudio de esta secuencia, única en longitud en el NE de España, se ha empleado la habitual estrategia multiproxy llevada a cabo por el equipo de “Limnogeología y Cambio Global” del IPE-CSIC (Valero-Garcés et al. 2010, González-Sampériz et al 2009, Moreno et al. 2009, Morellón et al. 2008, Corella 2011). En la página siguiente se muestra un diagrama de flujo (figura 8) con el resumen de la metodología utilizada por nuestro grupo de investigación.

Una vez extraído el sondeo, fue transportado al IPE-CSIC, donde se almacenó en condiciones adecuadas de refrigeración hasta que se procedió a su apertura longitudinal. Una mitad está almacenada intacta en el repositorio de sondeos del IPE-CSIC como material de archivo en previsión de futuras necesidades o técnicas, y la otra mitad (material de trabajo), ha sido descrita, fotografiada (usando un DMT Core Scanner), analizada con un XRF (escáner con fluorescencia de rayos X) y muestreada para distintos análisis: i) granulometrías; ii) contenido en S, N, TIC y TOC; iii) mineralogía; iv) geoquímica en ICP en intervalos seleccionados; v) descripción litológica y sedimentológica a partir de frotis; vi) isotopía; vii) e indicadores biológicos (principalmente polen, ostrácodos, diatomeas y quironómidos).

A pesar de que ya se conocen muchos datos de la secuencia de la Laguna del Cañizar de Villarquemado, varios de estos análisis y estudios continúan en curso. De hecho, los primeros resultados de análisis de polen del registro (entre los 67 y los 73 m de profundidad aproximadamente), son los presentados en este Trabajo Fin de Máster.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 8: Diagrama de flujo con el resumen de la metodología utilizada en este trabajo (Morellón, 2008). Abreviaturas: MS=Susceptibilidad Magnética, AMS=Accelerator Mass Spectrometry, M.O.=Materia Orgánica, TC=Carbono Total, TOC=Carbono Orgánico Total, TIC=Carbono Inorgánico Total, TN=Nitrógeno Total, BSi=Sílice Biogénica y L.L. Delgadas=Láminas Delgadas.

No es parte de esta publicación.

4.2 Cronología

Para conseguir reconstrucciones paleoclimáticas de alta resolución, es preciso disponer de una cronología absoluta fiable y detallada. Hasta el momento, en la secuencia del Cañizar se han utilizado hasta tres métodos distintos para conseguir dataciones.

- Las dataciones mediante Radiocarbono AMS (14C) se realizaron sobre sedimento total. Su límite de resolución es de 40.000-45.000 años, por lo que no se han utilizado para la cronología más antigua que concierne a este trabajo (ver tabla X).
- Se realizaron también dataciones de Uranio/Torio (U/Th) en fases carbonatadas puras (clásticos, tobáceos y de gasterópodos), pero con resultados nulos al poseer valores muy altos de Torio detrítico 232.
- Por último, se ha utilizado la técnica de Luminiscencia Ópticamente Estimulada, OSL por sus siglas en inglés (Optically Stimulated Luminescence) en capas de arenas. Este método calcula el tiempo que lleva un mineral (grano de cuarzo o feldespato) sin estar expuesto a la luz, midiendo los electrones emitidos por algunos elementos del sedimento circundante que han quedado atrapados en imperfecciones de la ultraestructura cristalina del cuarzo. El mineral, al transportarse, quedó expuesto a la luz de modo que los electrones que tenía atrapados se liberaron (blanqueo o reseteamiento). El número de electrones atrapados aumenta con el tiempo, por lo que puede calcularse el momento en el que estuvo expuesto a la luz por última vez. Ya en el laboratorio, en condiciones controladas (Bptter-Jensen and Duller 1992), y teniendo en cuenta la tasa de radiación específica del sedimento, se estimula con luz de longitud de onda determinada y se mide la intensidad de luminiscencia "natural", que es proporcional a la energía de radiación iónica absorbida desde el enterramiento. El rango de edades varía desde unos cientos de años hasta 1 M.a.

Una de las grandes limitaciones de la datación OSL es la asunción de que los granos de cuarzo o feldespato se resetearon completamente durante su transporte. Un blanqueamiento parcial debido por ejemplo a alta turbidez durante una riada por la noche y que alcanzó el fondo del lago pronto y fue cubierto rápidamente por otros sedimentos, habría impedido que los electrones contenidos en el cristal de cuarzo o feldespato se liberasen y comenzasen a acumular de novo los electrones en ese momento. Otro posible riesgo de error en las dataciones OSL se produce durante todos los momentos clave hasta que llega al aparato de medición. Existe el riesgo de exposición a la luz solar durante la extracción del sondeo, durante su transporte y almacenamiento, y durante las maniobras de apertura y recolección de la muestra para datar. Además de los posibles errores de medición de radiaciones del material circundante o de mala aplicación de las fórmulas distintas para cada tipo de substrato.

En la secuencia del Cañizar de Villarquemado, el modelo de edad actual está propuesto basándose en 12 dataciones de radiocarbono (14C) AMS para los primeros 20 metros y 5 dataciones OSL del resto del registro (véase figura 9: Tabla con todas las edades, incluyendo las “no validas” en rojo), cubriendo el período comprendido entre el MIS 5 hasta alrededor de 3000 años BP. Seis muestras han sido también procesadas para obtener dataciones de U/Th, pero sin resultados

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 9: Tabla con las 30 dataciones realizadas de las cuales 17 (en negro) consideramos congruentes. Señaladas en rojo las 13 que se han descartado.

positivos (valores muy altos de 232Th detríticos), así como 7 muestras descartadas de AMS. Por lo tanto, tenemos 30 dataciones mediante tres métodos diferentes, con sólo 17 de ellas válidas.

Además están en curso nuevas dataciones de AMS para el Holoceno, y de OSL y racemización de aminoácidos de partes de gran interés de la secuencia.

4.3 Secuencia sedimentaria

Un aspecto esencial en el estudio de sondeos lacustres es la descripción detallada e interpretación paleolimnológica de las facies sedimentarias. Un análisis sedimentológico detallado y completo es el mejor medio para resolver las ambigüedades de otros paleoindicadores y para crear un marco global de interpretación. Las facies sedimentarias lacustres definidas por parámetros texturales, composicionales, biológicos y estructuras sedimentarias pueden adscribirse a medios de depósitos litorales o profundos, permitiendo estimar la paleobatimetría. El estudio sedimentológico inicial incluyó una descripción detallada del color, estructuras y texturas sedimentarias, litología, tipo de secuencias presentes y análisis microscópico de frotis sedimentarios. Para la interpretación final de las facies sedimentarias se utilizan todos los indicadores posibles además de los obtenidos mediante la descripción visual (color, estructuras y texturas sedimentarias, litología): parámetros texturales (granulometrías) propiedades magnéticas, materia orgánica total (TOM), carbono orgánico (TOC) e inorgánico total (TIC), azufre total (TS), geoquímica y mineralogía. Por lo tanto, el análisis sedimentológico final incluye los resultados de estos indicadores en la interpretación ambiental e hidrológica de las facies sedimentarias.

El registro se compone de turbera, abanicos aluviales y depósitos lacustres de carbonato, la cuenca es, por tanto un mosaico variable de estos ambientes de depósito durante su evolución: i) poca facies lacustres ricas en carbonato con arenas y limos con Chara, ii) limos de bandeado a gris laminado, abigarrado , manchas de barro y sedimentos de carbonato, bioturbación y texturas de fenómenos edáficos, iii) facies detríticas finas de abanicos aluviales distales y facies arenosas intercalados con facies lacustres, y iv) capas de turba de espesor decimétrico en el techo superior (Holoceno) y en el tercio inferior (MIS 5) (figura 10 y 12c y 12d). La resolución escogida para estos análisis ha sido:

- muestreo para carbono orgánico e inorgánico y azufre cada 10 cm (720 muestras) en el analizador LECO del IPE;
- granulometría cada 20 cm;
- mineralogía, geoquímica elemental e isotopía cada 20 cm;
- la susceptibilidad magnética a una resolución de 2 mm;
- el XRF a 5 mm de resolución de los 35 m superiores del sondeo y a 1 cm de resolución del resto;
- y el análisis polínico en curso cada 40 cm, aunque en este trabajo se muestra un transepto a 20 cm de resolución en las 4 muestras más modernas, separadas 100 cm de otras dos muestras a 20 cm, separadas 120 cm de otras dos a 10 cm, y la última a 280 cm de ésta.

4.4 Evolución de la cuenca

Se caracterizaron 7 unidades de facies (figura 10). Las fases de VII y la VI se han asignado al estadío MIS5, caracterizadas por el desarrollo de un lago carbonatado de poca profundidad (con altos contenidos de Ca y TIC, y bajos de MS), con fases de turbera (TOC más alto, MS inferior), intercalado con algún evento de abanicos aluviales (menor contenido en carbonato y TOC, y más elevados en MS). Este periodo parece más húmedo que la unidad I correspondiente al actual MIS1. Durante la fase V la cuenca muestra un retroceso de humedales y progradación de abanicos aluviales distales, correspondiéndose con MIS4. En MIS3 se depositó la unidad IV con abanicos aluviales distales representando el periodo de máxima aridez de la secuencia. Y posteriormente cambió a una alternancia de ambientes de lago carbonatado poco profundo y lago clástico con influencia fluvial (unidades III y II). Después de un decrecimiento progresivo de los abanicos aluviales durante el LGM (unidad II) comienza el MIS I de manera abrupta con ciclos de turba y lago carbonatado.

Es interesante observar que en el registro de Villarquemado (Moreno et al. 2010) la transición de MIS 5 a MIS 4 aparece como un período frío, pero relativamente húmedo (extensión máxima de los glaciares en el norte de las montañas ibéricas) (Valero-Garcés et al, 2007, 2010). Un cambio de deposición

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 10: Cuadro resumen delimitando los estadios isotópicos y la interpretación ambiental realizada a partir del análisis XRF, la sedimentología y las dataciones. En rectángulo rojo la zona analizada polínicamente en este trabajo.

significativo en la cuenca se registra en el inicio de MIS 4, con la retirada de los humedales y la progradación de los abanicos aluviales distales iniciando una tendencia hacia los niveles más bajos del lago (Unidad V, 29-37 m). Más tarde una tendencia a la aridez que se inició durante MIS 4 continuó y llegó hasta su máximo durante la parte inferior del MIS 3 (Unidad IV, 21-29 m).

4.5 Preparación de muestras polínicas

La toma de muestras para el análisis palinológico consistió en la extracción de 5 cm3 de sedimento cada 40cm de profundidad a lo largo de todo el sondeo (figura 12b), pero en secciones determinadas como la base de la secuencia se obtuvieron muestras cada 5cm. De entre todas las muestras procesadas se han seleccionado un total de 9 para la realización de este trabajo. Obteniendo muestras de la parte inferior del sondeo con intención de caracterizar el final del Eemiense (MIS 5e,d) según el modelo de edad, por su gran interés comparativo con su homólogo actual Holoceno pero sin la acción antrópica. Por ello se han seleccionado 9 muestras salteadas desde 72,64m (de 119.178 años (BP) de edad interpolada) hasta 66,75m (110.329 años BP ±8.200) de profundidad. Además se han intentado seleccionar las muestras con menos oxidación y presumiblemente mejor preservadas para facilitar la identificación polínica.

Las muestras se prepararon en el Laboratorio de Palinología y Paleoindicadores Biológicos del IPE-CSIC de Zaragoza y otras en el Departamento de Biología Vegetal de la Facultad de Biología en la Universidad de Murcia. Se ha seguido el denominado Método Químico Clásico establecido por Delcourt et al. 1959, Dimbleby 1985, modificado de acuerdo con Dupré (1988), González-Sampériz (2004) y Girard (1969), y adaptado a las características particulares de los sedimentos analizados. Para el cálculo de la concentración polínica se ha añadido un marcador en concentración conocida, esporas de Lycopodium clavatum (20848 esporas por pastilla) siguiendo la metodología diseñada por Stockmarr (1972).

El análisis microscópico consistió en el recuento de los granos de polen presentes en una lámina, asignándoles su correspondiente tipo taxonómico. Los taxones fueron identificados con la ayuda de las claves de Moore et al. (1991) y del atlas polínico de (Reille y Lowe, 1995). Para que el recuento polínico pueda considerarse estadísticamente válido, debe haber una variedad mínima de 20 taxones diferentes y un número mínimo de 300 granos de polen. La identificación de base se realizó con microscopía óptica convencional en campo claro con un microscopio Leica DM750 y mediante microscopio con puente de comparación Leica FS CB que permite la comparación del espécimen fósil con el polen caracterizado de la colección de referencia en el mismo campo de visión (figura 11). Las fotos se han realizado con la cámara Leica DFC295 y con el software Leica Application Suite.

Una vez realizado el recuento, los datos obtenidos se representan gráficamente con ayuda del programa PSIMPOLL (Bennet, 2002) y un software de dibujo habitual (Inkscape, Corel Draw, Adobe Illustrator, etc). La representación consiste en construir series de gráficas con las curvas porcentuales de cada taxón o grupo de taxones, ya sea frente a la profundidad o a la edad de cada muestra, para poder comparar la evolución de cada grupo a lo largo de la secuencia estudiada y observar los distintos cambios.

A la hora de analizar un diagrama polínico, conviene tener en cuenta ciertas limitaciones de interpretación. En primer lugar, hay que considerar el tipo de polinización de cada especie (Huntley y Birks, 1983). Las plantas anemófilas, cuya

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 11: Imagen tomada con el puente de comparación (C). Se visualiza en el mismo campo de visión la pletina A con el polen fósil incógnita y la pletina B que vamos probando de nuestra colección de referencia hasta alcanzar su correcta identificación.

dispersión de polen se realiza por medio del aire, producen gran cantidad de polen que se dispersa a grandes distancias, de modo que su presencia en un diagrama puede tener un carácter regional. Por otro lado, las plantas entomófilas producen una cantidad de polen mucho menor, y éste se dispersa únicamente a través de los insectos, es decir, de forma más directa. La infra-representación general de las especies entomófilas en los diagramas polínicos procedentes de mares, lagos y turberas no debe considerarse como una abundancia menor, sino como un sesgo local debido al tipo de medio (González-Sampériz, 2004). Otra limitación considerable proviene del hecho de que las asociaciones vegetales dependen de factores como la latitud (condiciones de insolación) (los mismos taxones producen distinto en el Norte y en el Sur), altitud (temperatura y humedad), tipo y desarrollo del suelo y competitividad entre especies Las fechas de las dataciones fueron calibradas usando el programa CALPAL con la curva de calibración INTCAL 04 (Reimer et al., 2004). El modelo de edad se realizó mediante interpolación lineal empleando el programa Analyseries 2.05 (Paillard et al., 1996).

Además se han considerado la identificación y recuento no sólo de granos de polen, sino también de esporas de criptógamas y otros microfósiles de origen animal o de afinidad biológica desconocida, denominados elementos no polínicos (NPPs = Non Pollen Palynomorphs) que pueden dar información sobre algún aspecto ambiental o hidrológico (Van Geel 2002).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 12: No es parte de esta publicación.

4.6 A n ál ¡sis num ¿rico de los resultados

Con el fin de deducir algún gradiente ambiental del conjunto de polen obtenido se llevó a cabo un análisis multivariante sobre los conteos absolutos. La ordenación de muestras y datos en varias dimensiones ambientales es una técnica muy extendida en ecología que pretende entender las relaciones entre comunidades de seres vivos y las condiciones ambientales en las que se dan. Para ello en una ordenación se disponen muestras y datos a lo largo de ejes que expliquen la máxima varianza que se da entre ellos, donde la distancia entre los puntos (muestras o datos) a lo largo de un eje tiene que ver con la correlación que existe entre ellos, tratándose de distancias adimensionales basados en los diferentes índices de correlación (distancias euclídeas). Dado que la respuesta a los cambios ambientales de muchas de las especies encontradas el presente trabajo es unimodal - tienen su óptimo en un rango ambiental preciso y no mantienen una respuesta lineal ante una mejora o empeoramiento de las condiciones- se aplicó un análisis de correspondencias 'destendenciado' (Detrended Corresponded Analysis- DCA). El DCA evita el efecto arco y la compresión de las muestras en los extremos de los ejes que se dan con otros métodos de ordenación como el PCA (Análisis de Componentes Principales) o el CA (Análsis de Correspondencias). Para este análisis se emplearon los taxa mejor representados excluyendo las plantas acuáticas (indicadoras de condiciones ambientales locales) y las esporas (procedentes de organismos variados). Los valores de cada una de las muestras analizadas sobre los ejes seleccionados en el DCA se expresaron gráficamente junto con el diagrama polínico.

5. RESULTADOS Y DISCUSIÓN

En este Trabajo Fin de Master, se presentan los resultados palinológicos preliminares obtenidos en los 6 m inferiores de la parte más profunda de la secuencia sedimentaria del Cañizar de Villarquemado (Teruel). Según el modelo cronológico obtenido hasta el momento, esta parte del sondeo englobaría 8850 años, comprendidos entre los 119.178 BP y los 110.329 años BP. Teniendo en cuenta el rango de error mencionado en “Cronología” de 8.200 años de nuestras dataciones de OSL.

A pesar de la escasa resolución de trabajo realizado hasta el momento, se ha obtenido un interesante diagrama palinológico en el que ya se apuntan una serie de tendencias que permiten dividir la base de la secuencia en tres zonas polínicas preliminares (VIL-BASE 1, 2 y 3) (figura 13). Se observa un primer cambio alrededor de los 70 m y otro en los 67,5 m de profundidad. Esta zonación también ha sido posible gracias a los resultados obtenidos en el eje 1 del DCA. Este eje explica el 24 % de la varianza (Figura 14) y agrupa con valores mayores a taxones que aparecen en condiciones relativamente más térmicas o de bosques más abiertos (Oleaceae, Carpinus, Helianthemum, Quercus perennifolios ó

PALINOGRAMA COMPLETO DE LA BASE DEL CAÑIZAR DE VILLARQUEMADO

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 13: Diagrama polínico completo con todos los taxones de la base de la secuencia de la Laguna del Cañizar. Mostrando la secuencia de facies, la profundidad. Asi como las dotaciones OSL realizadas y en progreso Se muestran las 3 subzonas polínicas en que se ha dividido: VIL-RASF 1, 2 y 3 (azul, amarillo y rojo). Se muestra la concentración polínica Y el eje 1 del OCA Fn distintos colores aparecen los taxones para facilitar su interpretación: Verde oscuro los arbóreos perenmfolios. verde claro caducifolios. en marrón esclerófilos, en amarillo aridófilos (una parto de Poaceae también se puede considerar acuática), en azul claro las hidrófitas y en azul oscuro las Pteridophyta A la derecha algunas mediciones del análisis de fluorescencia de Rayos X (XRF): MS: Susceptibilidad magnética. Ca: Calcio. TIC: Carbono Inorgánico Total TOC: Carbono Orgánico Total.

Juniperus) frente a aquellos que presentan valores menores en el eje 1, indicadores de ambientes más forestales y relativamente más frescos (Quercus caducifolios, Betula, Corylus, Ericaceae). El eje 2 explica mucha menos varianza (7%) y no parece representar ningún gradiente ambiental.

Si bien el análisis se ha realizado con pocas muestras, las agrupaciones obtenidas son ambientalmente coherentes y permiten resumir el significado del diagrama polínico. Así los valores que alcanzó cada una de las 9 muestras analizadas sobre el eje 1 se expresaron en una curva en el extremo izquierdo del diagrama polínico (figura 14), donde valores positivos representan condiciones más cálidas, mientras que valores menores o negativos representan condiciones más frescas.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 14: Arriba: Análisis de Correspondencias Destendenciado (DCA) mostrando el eje 1 (ordenadas) y eje 2 (abscisas). El eje 1 se ha interpretado como un gradiente ambiental con los grupos más termófilos con valores más altos (decantados a la derecha). Abajo: Factores de carga alcanzados por cada muestra en el eje 1 del DCA (izquierda más superficial).

- VIL-BASE 1. Los espectros de la parte inferior de la base del registro muestran un paisaje abierto (40% de AP) en el que los únicos elementos arbóreo-arbustivos destacables, a pesar de sus relativamente escasas proporciones, son Pinus y Juniperus. La presencia de mesotermófilos (Quercus perennifolio y caducifolio, Salix, Fraxinus, etc.), podría indicar su existencia en la región, localizado en enclaves favorables de refugios de vegetación (Carrión 2000, González-Sampériz et al. 2004, 2010). El componente herbáceo es dominante y está formado esencialmente por Poaceae, Chenopodiaceae, Artemisia,y otras Compuestas, aunque no con las mayores proporciones de la secuencia.

En el caso particular de Poaceae, sí que registran sus valores más altos, pero puede tratarse de una señal local determinada por el tipo de ambiente palustre de la Laguna del Cañizar. La familia de las gramíneas (Poaceae) comprende 670 géneros distintos y cerca de 10.000 especies, pero apenas puede afinarse en su reconocimiento taxonómico a la hora de la identificación palinológica. Exceptuando Lygeum spartum y los cereales (Cerealia tipo), no pueden discernirse unas de otras. El Cañizar de Villarquemado, una laguna de gran extensión y poca profundidad, es el nicho óptimo para grandes gramíneas acuáticas tipo cañas (Phragmites australis), que por su abundancia dan nombre al actual humedal. Como palinológicamente no pueden diferenciarse del resto de las gramíneas no acuáticas, su curva en el diagrama debe considerarse con cautela y en las interpretaciones se han barajado diversas posibilidades.

En vista de los valores obtenidos en el eje 1 del DCA (figura 13), se podría hablar en esta zona de una fluctuación entre condiciones termométricamente más favorables para el desarrollo de especies termófilas (comienzo de la secuencia, 72,5m) para dejar después paso a un espacio más abierto (70m). Estaríamos ante un sabinar cuyas dimensiones fluctúan mientras proliferan, a pulsos concretos, tipos polínicos mesotermófilos.

- VIL-BASE 2. En la zona intermedia del diagrama se observa un notable aumento del componente arbóreo-arbustivo (AP) representado por la expansión de Juniperus. En el caso de Juniperus, hay que tener presente que proporciones próximas al 30% son indicadoras de una presencia próxima (in situ) y en extensiones importantes, dado que no es un prolífico productor polínico y sus

granos no se dispersan con facilidad ni a grandes distancias (Yikhy Higaki 2004). Interpretando Juniperus geobotánicamente, podemos postular una presencia de sabinares bastante extensa, ya que los bosques de sabinas se caracterizan por la baja densidad de sus ejemplares³ (Blanco Castro et al. 2005) Este polen también pueden proceder de sabinas rastreras, J. sabina, que actualmente se encuentran en los páramos por encima de 1500 metros (Fig. 15), pero que en momentos de más frío podrían ser frecuentes incluso en la llanura de la depresión a 1000 metros.

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 15: No es parte de esta publicación.

Por contra, las cifras de 10-15% de pino, expresan una escasa presencia lejana de pinares a nivel regional, lo que contrasta con su presencia en la actualidad y durante prácticamente todo el interglaciar Holoceno en el Sistema Ibérico (Orihuela de Tremedal: Stevenson, 2000; y en esta misma secuencia: Aranbarri et al., 2011).

La presencia de mesotermófilos se mantiene semejante a la anterior en proporciones, aunque habría que destacar el incremento de Quercus perennifolios (figura 13a en ANEXOS) y arbustos resistentes a condiciones de aridez como Ephedra, en un momento en el que también herbáceas indicadoras de aridez como Artemisia y Chenopodiaceae aumentan sus proporciones (ANEXOS figura 13b). Los valores más bajos alcanzados en el eje 1 del DCA nos estarían indicando un ambiente más fresco que, sin embargo, no afecta a la masa forestal dominante de Juniperus, mientras que las comunidades mesófitas se habrían contraído con respecto a la zona anterior.

Lo más destacable de esta zona es la posible presencia de Pterocarya (Figura 16). Esta Juglandácea se considera extinta en la Península Ibérica desde el Plesitoceno Medio (Postigo et al., 2009, 2010), por lo que si se confirmara su identificación (hasta el momento consultada con otros dos palinólogos externos al grupo del IPE-CSIC), significaría un hito de pervivencia de taxones Arctoterciarios durante el Pleistoceno en la Península (González-Sampériz et al., 2010).

- VIL-BASE 3. En la parte superior del diagrama se aprecia la presencia de una mayor diversidad taxonómica y un aumento de los pólenes arbóreos (AP) con respecto a los no arbóreos (NAP). Proporcionalmente, la subida de Juniperus en la muestra superior es destacable y la mayor del diagrama (hasta el 40%), pero cualitativamente resulta de mayor interés la aparición de gran cantidad de taxones mesotermófilos como Carpinus, Alnus, Juglans, Olea, Pistacia, Buxus, y el mantenimiento de Betula, Corylus, Salix o Ulmus, ya presentes con anterioridad. Este hecho, unido al marcado aumento del género Typha y del alga Botryococcus (ANEXOS fig. 13c), paralelamente a la disminución de Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedra y Poaceae, parece indicar cierto incremento de temperaturas y quizá también un cambio en la disponibilidad hídrica en la cuenca. Los quistes del alga Botryococcus son complejos de interpretar, pero en numerosas secuencias han sido asociados a incrementos en el nivel del lago (Siles: Carrión 2002) y/o aumentos de temperatura (Rull et al. 2008, Huber et al. 2010) y disminución de la aridez, como en el Lago Enol (Moreno et al. 2009) o el Lago Arreo (Corella 2011).

Estos argumentos encajan con las fluctuaciones de la temperatura que refleja la curva del eje 1 del DCA que también sube en la parte superior de la secuencia (a 67m). Este posible incremento de T§ coincide con el conocido aumento en la insolación en el hemisferio norte (Laskar et al. 2004, Drysdale et al. 2009), y de la disponibilidad hídrica (Sanchez-Goñi et al. 2005) durante el comienzo del Eemiense (fig. 17). Ambas situaciones se reflejarían en el registro de la base de la secuencia del Cañizar presentada en este Trabajo Fin de Master, a tenor de los

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 17: MIS 6-5c en Monticchio en comparación con otros registros del mismo intervalo. Prestar especial atención al porcentaje de Juniperus en la primera parte de la secuencia (final del Riss o Saalense). (a) Núcleos de hielo de Vostok: δΩ, CO2 y CH4 (b) Registro de la costa portuguesa (MD95-2042): δ180 foraminíferos planctónicos y foraminíferos bentónicos; registro de polen (taxones seleccionados); indicada posición de eventos fríos C23-C25. (c) Registro central del Mar de Alborán (ODP 977): Estimación de SST basado en alquenonas; δ180 vs Pee Dee Belemnite (de Globigerina bulloides). (d) Límites MIS. (e) δ180 del carbonato de estalagmitas en la cueva Dongge, China. (F) El polen del registro de Monticchio (taxones seleccionados). (g) Proxies litológicos de Monticchio: contenido de agua, espesor de varvas (expresado mm/año 1). Posiciones de tefra X6 y las zona de Monticchio: G1, St. Germain 1, M1, Melisey 1, subzonas (Last Iinterglacial) LI1, LI2, LI3 y S de Saalian Glacial (=Riss). (h) Insolación de enero y julio (porcentaje de anomalía respecto a los actuales) a 41° N. Brauer et al. 2006.

resultados del análisis DCA, donde la presencia de plantas más termófilas se eleva notablemente en las muestras de niveles superiores, a la par del aumento de plantas acuáticas como Typha o incluso Cyperaceae (ANEXOS fig 13c).

Por último, también se observan interesantes cambios de facies, incluso dentro de la unidad “B” de la parte superior del palinograma (Figura 13), ya que se pasa de limos grises ligeros con motas oscuras (Light grey, black mottled silt) a limos laminados (Laminated silt), indicando una mayor profundidad de la lámina de agua. Cuando el análisis de polen esté más avanzado, la caracterización de facies y el numeroso y variado componente acuático de toda la secuencia (Typha, Cyperaceae, Myriophyllum, Lemna, quizá Poaceae, etc.), permitirán reconstruir la variabilidad hidrológica de la secuencia con gran fiabilidad, gracias al contexto multidisciplinar del estudio global del registro.

En general, tras lo anteriormente expuesto resulta obvio que el análisis polínico de la base de la secuencia del Cañizar de Villarquemado muestra un registro palinológico algo alejado, en términos de expansión forestal, del esperable para un interglaciar húmedo y cálido como parece que fue el Eemiense (Tzedakis 2004). La proporción de polen arbóreo (AP) es relativamente baja y sin dominancia clara de ningún taxón (salvo Juniperus en ocasiones), y sólo presenta indicios de taxones mesófitos que suelen ser protagonistas de la expansión vegetal acaecida durante el Eemiense en otras regiones europeas como Carpinus, Corylus, etc. (Klotz et al, 2003, Tzedakis 2007). Estas presencias de importancia exclusivamente cualitativa podrían estar representando reducidas poblaciones refugiadas en enclaves favorables, tanto en su disminución posterior al interglaciar (finales de MIS5d, MIS5c), como en el comienzo de su expansión por la llegada del MIS 5. Por el alto rango de error de las dataciones de OSL utilizadas (±8.200 años) es tan posible que nos encontremos en el posterior periodo frío conocido como Melisey 1, (Woillard 1978, Cheddadi et al 1998, Brauer et al. 2007, Gomez-Orellana et al. 2007), como en algún momento del final del Riss (o Saalian), en esa controvertida delimitación de la transición MIS6-5 (Shackleton, 1969; Woillard and Mook, 1982; Guiot et al. 1989; Tzedakis et al. 1997; Kukla et al. 1997; Chapman & Shackleton, 1999; Forsström, 2001; Tzedakis et al., 2003; Hodge et al. 2008). La similitud de porcentaje polínico de Juniperus (15-30%) y las proporciones de Artemisia (25­30%) registradas durante el tardiglacial Rissiense en secuencias mediterráneas como la del Lago Grande di Monticchio (Brauer et al. 2007) (ver figura 17) o el Lago Ioannina en Grecia (Tzedakis et al.2003), apuntan seriamente hacia esta posibilidad.

Contradiciendo esta hipótesis, hay que destacar la relativa escasez de vegetación herbácea crioxerófila en la parte más antigua de la secuencia, en la que solo encontramos valores en torno a un 10% tanto de Artemisia como de Chenopodiaceae. Sin embargo, hay que decir que encontramos presencia de Betula y que el componente arbóreo está mayoritariamente formado por Juniperus, en unas proporciones asociables con un sabinar, posiblemente crioxerófilo.

Teniendo en cuenta las limitaciones expuestas en metodología del OSL debemos considerar la posibilidad de encontrarnos unas muestras envejecidas que aportarían una edad mayor de la que realmente tienen, por lo que debemos plantearnos estar en momentos más avanzados del MIS5 o inmersos en la glaciación del MIS4. El caso contrario es prácticamente imposible de darse si se aprecia sin alterar la superposición de los estratos en los sedimentos lacustres. Aunque de haberse producido una exposición, el blanqueo es instantáneo, y no hubiesen aparecido resultados tan coherentes si no un error conocido de incongruencia.

Estudios de otras secuencias polínicas, como el realizado a partir de los sedimentos del lago Ioannina, en el norte de Grecia, muestran un inicio del interglacial brusco y con escasa variabilidad del clima en todo el Eemiense (Frogley, 1999). Lo mismo señala el estudio isotópico del oxígeno del ópalo de las diatomeas (Shemesh, 2000) y el polen (Rioual, 2001) del estudio paleoclimático del paleolago de montaña Ribains Maar, en Francia. Esto dificulta la justificación de que estas muestras sean un preámbulo del interglacial, ya que resultaría esperable un establecimiento brusco de la expansión forestal. De todos modos, algunas secuencias ibéricas publicadas recientemente (Ruiz-Zapata et al. 2010, Vegas et al. 2006) registran una concentración de polen arbóreo durante el Eemiense controvertidamente menor a las habituales en otras secuencias europeas.

Otra teoría que explique el hecho de que no se haya registrado un verdadero desarrollo arbóreo en niveles supuestamente coetáneos con un periodo interglacial a pesar de las incertidumbres cronológicas, sería considerar que durante el Eemiense, al igual que en la actualidad, a pesar de reinar condiciones ambientales no tan extremas como las propias de un periodo glacial, los rangos climáticos imperantes serían aún muy continentales para el desarrollo de especies mesófilas, debido a la baja e irregular disponibilidad hídrica que se agudiza con el terreno predominantemente calizo, los gradientes térmicos acusados y la baja frecuencia de suelos bien desarrollados en el borde de fallas (Gracia et al, 2002), glacis, superficies de erosión fundamental y los grandes conos de abanicos aluviales, que rodean los depósitos cuaternarios del centro de la depresión. Con estas condiciones edáficas y una mejora ambiental durante el presunto Eemiense aquí estudiado, la comunidad en equilibrio climácico sería posiblemente un sabinar, de dimensiones fluctuantes, pero siempre representando unos ratios de Juniperus: flora herbácea similares. Los cambios más significativos en el dosel arbóreo vendrían dados por variaciones en la abundancia de mesófitos provocadas por mejorías ambientales puntuales o incluso locales que favorecería el desarrollo de la vegetación de ribera.

Este hecho supondría un Eemiense con cierta estructura climática, puesto que, por otra parte, no tenemos la certeza de que el interglacial Eemiense tuviese durante todo su transcurso un clima estable (Cheddadi et al. 1998). Lo más probable es que durante el período interglacial propiamente dicho dominase un clima bastante homogéneo, pero que en el período que le sucedió (118 ka-106 ka) —que en muchos sitios, como Europa meridional, siguió siendo un período cálido- aumentase la variabilidad climática, con advenciones frías del norte hacia latitudes meridionales y con épocas de mayor sequía (Kukla, 2000).

Tampoco podemos descartar que al haber seleccionado muestras en base a su contenido turboso para la mejor identificación polínica puede conllevar estar generalizando momentos puntuales anormalmente húmedos, bien debidos a factores climáticos, o por las peculiares características geodinámicas de esta depresión, en la que pulsos tectónicos en las fallas del semigraben pueden hacer subir el nivel freático de la zona del humedal sin que realmente haya un incremento de las lluvias debido al gran acuífero que la nutre (Rubio & Simón 2007, Gracia et al 2003). Pero con este mismo argumento se puede defender que el

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 18: Diagrama polínico de taxa seleccionados. AP=Polen arbóreo. En verde oscuro arbóreos perennifolios. Verde claro caducifolios. En marrón esclerófilos. En amarillo aridófilos (una parte de Poaceae también se puede considerar acuática). En azul claro las hidrófilas. Azul oscuro: Pteridophyta. Subzonas polínicas en distinto color y su nombre a la derecha.

incremento conjunto de acuáticas y puntualmente los taxones termófilos del final de la secuencia sean debidos a una mejora climática, puede que también conjuntamente a un rebajamiento de la cuenca y aumento del nivel freático.

Progresivos análisis hacia la parte superior de la secuencia desvelarán si los niveles presentados en este Trabajo Fin de Master registran la presencia del penúltimo interglaciar previo al Eemiense, un Eemiense continental atípico entre las secuencias sureuropeas Mediterráneas, o el inicio de la última glaciación Wurmiense. Debido a la escasez de registros continuos y reconstrucciones basadas en estudios multidisciplinares con posibilidad de adecuados controles cronológicos en el NE de la Península Ibérica, se muestran discrepancias en las reconstrucciones climáticas, por ello debemos esforzarnos para que el nuevo registro de la Laguna del Cañizar, único en esta región, aporte un mejor conocimiento de la variabilidad climática que sirva de referente para toda la comunidad paleoclimática del Sur de Europa.

6. HALLAZGOS PALINOLÓGICOS DESTACABLES

Como se ha comentado anteriormente, es digna de mención la presencia de dos polen del género Pterocarya, posiblemente de la especie parataxonómica Polyatriopollenites rotundiformis (Nagy) Kohlman-Adamska & Tworzydlo (2004) (Eduardo Barrón López, comunicación personal) (Figura 16). Pterocarya forma parte de una serie de taxones que se extinguieron progresivamente de bosques tropicales del Plioceno (Taxodium, Sequoia, Sequoiadendron, Diospyros, Liquidambar, Sciadopytis, Myrica, Eucommia, Nyssa, Parrotia, Tsuga, Symplocos, Carya, Pterocarya, Platycarya, Engelhardia, etc.) (van der Hammen et al. 1971; Traverse 1982). Actualmente, estos granos se han relacionado con la especie Pterocarya stenoptera, existente en China y han sido descritos habitualmente en el Mioceno.

El hallazgo de estos granos de polen ha suscitado mucha inquietud entre palinólogos del IPE y especialistas del Terciario. Los últimos datos de Pterocarya en la Península proceden del intervalo MIS 36-33 (Leroy, 2008), hace 1,2 M.a., y proceden de la secuencia de Banyoles. Es posible que Pterocarya resistiera en la Península y se extinguiera durante la última glaciación, como le ocurrió a Picea y a los pinos haploxílicos. Se podría defender lo mismo si en lugar de Pterocarya estos pólenes fueran de Carya, sólo que las caryas parece que se extinguieron en el Pleistoceno Medio. Además, algunos autores como Manchester y Collinson describen que el grano de polen de Carya puede llegar a ser tetraporado (Manchester 1989), pero nunca pentaporado.

También es significativo el hallazgo de dos pólenes de Olea (olivos) (y 12 de Oleaceae indeterminadas por confirmar que también podrían ser Olea) (Figura 19) y 8 de Juglans (nogal), especies que durante años se pensó que habían sido introducidas en la Península por los romanos (Liphschitz et al. 1991), que llevarían la especie nativa desde Israel a todo el Mediterráneo (Weinstein-Evron, 1983). Hoy en día se acepta que ambas especies no fueron introducidas, sino en todo caso favorecidas y/o seleccionadas (Carrión et al. 2000; Sánchez-Goñi et al. 1999, Folleri et al. 1989).

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Figura 19: Imágenes de un mismo polen de Olea de la secuencia. Se modifica el enfoque con el micrométrico para apreciar tridimensionalmente la ornamentación característica.

7. CONCLUSIONES

Este trabajo es una incursión preliminar en el análisis palinológico de la secuencia sedimentaria de la Laguna del Cañizar de Villarquemado, por tanto los resultados aquí obtenidos serán completados posteriormente con más muestras analizadas. Igualmente el modelo de edad está siendo mejorado con nuevas dataciones OSL e incluso con el empleo de otras técnicas de datación como la racemización de aminoácidos.

Sin embargo, a pesar de lo preliminar de este estudio, podemos establecer algunas conclusiones basadas en las tendencias generales encontradas en el análisis polínico:

1. La base del registro de la Laguna del Cañizar de Villarquemado muestra un paisaje abierto con presencia de Juniperus, Artemisia, Chenopodiaceae y Poaceae en la región más antigua mientras que a partir de 67,5 m se da un incremento del AP, más presencia de termófilos y disminución de especies resistentes a la aridez, Artemisia y Chenopodiadiaceae, mostrando una tendencia hacia una posible mejora climática.
2. Este cambio puede estar asociado a un cambio de facies en el lago clástico con influencia fluvial desde limos grises ligeros con motas oscuras a limos laminados. El aumento muy importante del género Typha y el alga Botryococcus sugieren un aumento del nivel del lago, que podría asociarse con la mejora climática.
3. Según el modelo de edad basado en la cronología de 17 dataciones, y teniendo en cuenta el rango de error de las 2 dataciones que conciernen a este tramo de la secuencia se propone que esta mejora climática y aumento de la disponibilidad hídrica corresponderían al final del periodo glaciar Riss (MIS 6).
4. Se necesita más resolución, amplitud de secuencia, y más dataciones para evidenciar y delimitar fehacientemente la terminación del Riss (MIS 6).
5. No se puede descartar en esta zona que los cambios hídricos en la cuenca no estén relacionados directamente con aumento en la pluviosidad, si no con rebajamientos neotectónicos y/o de suberosión kárstica que producirían la subida del nivel freático.

AGRADECIMIENTOS

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

Fotografía de un cartel en la recién recuperada Laguna del Cañizar de Villarquemado.

8. BIBLIOGRAFÍA

AEQUA, y Grupo de Trabalho Portugués para o Estudo do Quatemario. 1993. El Cuaternario en España y Portugal: actas de la 2a Reunión del Cuaternario Ibérico: Madrid 25-29 de septiembre de 1989. IGME.

Anadon, P., L. Cabrera, y K. R. Kelts. 1991. Lacustrine facies analysis. 13. Wiley-Blackwell.

Anon. Naturaleza de Aragón. http://www.naturalezadearagon.com/.

Aranbarri, J., González-Sampériz, P., Gil-Romera1, G., Valero-Garcés, B., Moreno, A., Sevilla- Callejo, M., García-Prieto E. 2011. Holocene vegetation dynamics and abrupt climate changes inferred from Laguna de El Cañizar sequence (Iberian Range, NE Spain). Poster session communication. INQUA Bern 2011.

Bard, E., F. Antonioli, y S. Silenzi. 2002. «Sea-level during the penultimate interglacial period based on a submerged stalagmite from Argentarola Cave (Italy)». Earth and Planetary Science Letters 196 (3-4): 135-146.

Bardají, T., J.L. Goy, C. Zazo, C. Hillaire-Marcel, C.J. Dabrio, A. Cabero, B. Ghaleb, P.G. Silva, y J. Lario. 2009. «Sea level and climate changes during OIS 5e in the Western Mediterranean». Geomorphology 104 (1-2) (Marzo 1): 22-37. doi:16/j.geomorph.2008.05.027.

Battarbee, R. W, F. Gasse, y C. E Stickley. 2004. Past climate variability through Europe and Africa. Vol. 6. Kluwer Academic Pub.

Beaulieu, J. L.D.E, y M. Reille. 1984. «A long upper Pleistocene pollen record from Les Echets, near Lyon, France». Boreas 13 (2): 111-132.

Bennett, K. D. 2002. «Documentation for psimpoll 4.10 and pscomb 1.03». C Programs for Plotting Pollen Diagrams and Analysing Pollen Data. University of Cambridge, Cambridge (125 pp.).

Berger, A. 1982. «The Milankovitch Astronomical Theory of Paleoclimates-a Modern Review». Vistas in Astronomy 24: 103-122.

Bernstein, L., P. Bosch, O. Canziani, Z. Chen, R. Christ, O. Davidson, W. Hare, et al. 2007. «Climate Change 2007: Synthesis Report. An Assessment of the Intergovernmental Panel on Climate Change». Retrieved on October 15.

Binka, KRZYSZTOF, JERZY NITYCHORUK, y JAN DZIERZEK. 2011. «Climate stability during the Eemian - new pollen evidence from the Nidzica site, northern Poland». Boreas 40 (2) (Abril 1): 342-350. doi: 10.1111/j.1502-3885.2010.00179.x.

Blanco Castro, E., M. COSTA-TENORIO, y R. ESCRIBANO-BOMBIN. 2005. «Los bosques ibéricos». Una interpretación geobotánica. Cuarta edición. Planeta, Barcelona, Espa\ na.

Bosselin, B. 2003. Une reconstitution des climats du dernier cycle climatique à partir des diagrammes polliniques. Comparaison avec les données océaniques et glaciaires. Article. http://eprints.bice.rm.cnr.it/855/.

Bottema, S. 1967. A late Quaternary pollen diagram from Ioannina, North-Western Greece. En Proceedings of the Prehistoric Society, 33:1-5.

Botter-Jensen, L., y G. A. T. Duller. 1992. «A new system for measuring optically stimulated luminescence from quartz samples». International Journal of Radiation Applications and Instrumentation. Part D. Nuclear Tracks and Radiation Measurements 20 (4): 549-553.

Bradley, Raymond S. 1999. Paleoclimatology: reconstructing climates of the Quaternary. Academic.

Brauer, A., J. R.M Allen, J. Mingram, P. Dulski, S. Wulf, y B. Huntley. 2007. «Evidence for last interglacial chronology and environmental change from Southern Europe». Proceedings of the National Academy of Sciences 104 (2): 450.

Brewer, S., J. Guiot, M. F. Sánchez-Goni, y S. Klotz. 2008. «The climate in Europe during the Eemian: a multi-method approach using pollen data». Quaternary Science Reviews 27 (25-26): 2303-2315.

Bubier, J. L, T. R Moore, L. Bellisario, N. T Comer, y P. M Crill. 1995. «Ecological controls on methane emissions from a northern peatland complex in the zone of discontinuous permafrost, Manitoba, Canada». Global Biogeochemical Cycles 9 (4): 455-470.

Carrión, José S. 2002. «Patterns and processes of Late Quaternary environmental change in a montane region of southwestern Europe». Quaternary Science Reviews 21 (18-19) (Octubre): 2047-2066. doi:doi: 10.1016/S0277-3791(02)00010-0.

Carrion, Munuera, Navarro, y Saez. 2000. «PALEOCLIMAS E HISTORIA DE LA VEGETACIÓN CUATERNARIA EN ESPAÑA A TRAVÉS DEL ANÁLISIS POLÍNICO VIEJAS FALACIAS Y NUEVOS PARADIGMAS». Complutum 11: 115-142.

Casas-Sainz A.M., y Cortes-Gracia A.L. 2002. «Cenozoic landscape development within the Central Iberian Chain, Spain». Geomorphology 44 (Abril 1): 19-46. doi:10.1016/S0169- 555X(01)00129-5.

Cleveringa, P., T. Meijer, R. J. W. Van Leeuwen, H. De Wolf, R. Pouwer, T. Lissenberg, y A. W. Burger. 2000. «The Eemian stratotype locality at Amersfoort in the central Netherlands: a re- evalution of old and new data». Geologie en Mijnbouw 79 (2/3): 197-216.

Clubbe, C. 1996. «Threats to biodiversity». Global environmental issues. Hodder & Stoughton. London.

Cohen, A. S. 2003. Paleolimnology: the history and evolution of lake systems. Oxford University Press, USA.

Corella, P. 2011. Climate and Human Impact in Northern Spain since Mid-Holocene: the High Resolution Records of Lakes Arreo and Montcortès. Universidad de Zaragoza.

Cortés Gracia, A. L, y A. M. Casas Sáinz. 2000. «¿Tiene el sistema de fosas de Teruel origen extensional?» Revista de la Sociedad Geológica de Espana 13 (3): 445-470.

Crowley, T. J, y W. T Hyde. 2008. «Transient nature of late Pleistocene climate variability». Nature 456 (7219): 226-230.

Chapman, M. R, y N. J Shackleton. 1999. «Global ice-volume fluctuations, North Atlantic ice-rafting events, and deep-ocean circulation changes between 130 and 70 ka». Geology 27 (9): 795.

Cheddadi, R., K. Mamakowa, J. Guiot, J. L De Beaulieu, M. Reille, V. Andrieu, W. Granoszewski, y O. Peyron. 1998. «Was the climate of the Eemian stable? A quantitative climate reconstruction from seven European pollen records». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 143 (1-3): 73-85.

Dansgaard, Willi, y Jean-Claude Duplessy. 2008. «The Eemian interglacial and its termination». Boreas 10 (2) (Enero): 219-228. doi: 10.1111/j.1502-3885.1981.tb00483.x.

Delcourt, A., W. Mullenders, y P. Piérard. 1959. «La préparation des spores et des grains de pollen actuels et fossiles». Les Naturalistes Belges 40: 91-120.

deMenocal, P., J. Ortiz, T. Guilderson, y M. Samthein. 2000. «Coherent high-and low-latitude climate variability during the Holocene warm period». Science 288 (5474): 2198.

Dimbleby, G. W. 1985. Thepalynology of archaeological sites. Academic Press, Inc.

Dirnb\öck, T., S. Dullinger, y G. Grabherr. 2003. «A regional impact assessment of climate and land- use change on alpine vegetation». Journal of Biogeography 30 (3): 401-417.

Drysdale, R. N., J. C. Hellstrom, G. Zanchetta, A. E. Fallick, M. F. Sanchez Goni, I. Couchoud, J. McDonald, R. Maas, G. Lohmann, y I. Isola. 2009. «Evidence for Obliquity Forcing of Glacial Termination II». Science 325 (5947) (Agosto): 1527-1531. doi:10.1126/science.1170371.

Duplessy, J. C, E. Cortijo, V. Masson-Delmotte, y D. Paillard. 2005. «Reconstructing the variability of the climate system: Facts and theories». Comptes Rendus Geosciences 337 (10-11): 888-896.

Dupré, M. 1988. «Palinología y paleoambiente. Nuevos datos espa\ noles. Referencias». Serie de trabajos varios 84.

Emiliani, C. 1955. «Pleistocene temperatures». The Journal of Geology: 538-578.

Erdtman, G. 1986. Pollen morphology and plant taxonomy: Angiosperms (An introduction to Palynology). Vol. 1. Brill Academic Pub.

Felis, T., G. Lohmann, H. Kuhnert, S. J Lorenz, D. Scholz, J. P\ätzold, S. A Al-Rousan, y S. M Al- Moghrabi. 2004. «Increased seasonality in Middle East temperatures during the last interglacial period». Nature 429 (6988): 164-168.

Follieri, M., D. Magri, y L. Sadori. 1989. «Pollen stratigraphical synthesis from Valle di Castiglione (Roma)». Quaternary International 3: 81-84.

Follieri, Maria, Donatella Magri, y Laura Sadori. 1989. «Pollen stratigraphical synthesis from Valle di Castiglione (Roma)». Quaternary International 3-4: 81-84. doi:16/1040-6182(89)90076-1.

Forsström, L. 2001. «Duration of interglacials: a controversial question». Quaternary Science Reviews 20 (15): 1577-1586.

Frogley, M. R., y P. C. Tzedakis. 1999. «Heaton, THE (1999) Climate variability in northwest Greece during the last interglacial». Science 285: 1886-1889.

García. 2011. «The Evolution of the Albufereta Lagoon (Western Mediterranean): Climate Cycles and Sea-Level Changes». Journal of Coastal Research. doi: 10.2112/JCOASTRES-D-11- 00007.1.

http://www.google.es/search?q=Cambio+clim%C3%A1tico+y+nivel+del+mar%3A+la+pen%C 3%ADnsula+ib%C3%A9rica+en+el+contexto+global%2C+Cuaternario+y+Geomorfolog%C3 %ADa&ie=utf-8&oe=utf-8 &aq=t&rls=org .mozilla:es-ES:official&client=firefox-a.

García Ruiz, J. M., y P. López-García. 1997. «Acción humana y desertificación en ambientes mediterráneos». Zaragoza: Instituto Pirenaico de Ecología.

Van Geel, B. 2002. «Non-pollen palynomorphs». Tracking environmental change using lake sediments: 99-119.

Girard, M. 1969. Nouvelles techniques de préparation en palynologie appliquées à trois sédiments du Quaternaire final de l’abri Cornille (Istres-Bouches du Rhône).

Goeury, C., y J. L Beaulieu. 1979. «À propos de la concentration du pollen à l’aide de la liqueur de Thoulet dans les sédiments minéraux». Pollen et Spores 21 (1-2): 239-251.

Gómez-Orellana, L., P. Ramil-Rego, y C. Mu\ noz Sobrino. 2007. «The W\ürm in NW Iberia, a pollen record from area Longa (Galicia)». Quaternary Research 67 (3): 438-452.

González-Sampériz, P. 2004. Evolución paleoambiental del sector central de la Cuenca del Ebro durante el Pleistoceno Superior y Holoceno. Instituto Pirenaico de Ecología.

González-Sampériz, P., P. Utrilla, C. Mazo, B. Valero-Garcés, MC. Sopena, M. Morellón, M. Sebastián, A. Moreno, y M. Martínez-Bea. 2009. «Patterns of human occupation during the early Holocene in the Central Ebro Basin (NE Spain) in response to the 8.2 ka climatic event». Quaternary Research 71 (2) (Marzo): 121-132. doi:16/j.yqres.2008.10.006.

González-Sampériz, Penélope, Suzanne A.G. Leroy, José S. Carrión, Santiago Fernández, Mercedes García-Antón, María José Gil-García, Paloma Uzquiano, Blas Valero-Garcés, y Isabel Figueiral. 2010. «Steppes, savannahs, forests and phytodiversity reservoirs during the Pleistocene in the Iberian Peninsula». Review of Palaeobotany and Palynology 162 (3) (Octubre): 427-457. doi:10.1016/j.revpalbo.2010.03.009.

González-Sampériz, Penélope, Blas L. Valero-Garcés, José S. Carrión, José L. Peña-Monné, José M. García-Ruiz, y Carlos Martí-Bono. 2005. «Glacial and Lateglacial vegetation in northeastern

Spain: New data and a review». Quaternary International 140-141 (Diciembre): 4-20. doi: 16/j.quaint.2005.05.006.

Goosse, H., H. Renssen, A. Timmermann, y R. S Bradley. 2005. «Internal and forced climate variability during the last millennium: a model-data comparison using ensemble simulations». Quaternary Science Reviews 24 (12-13): 1345-1360.

Gracia, F. J., F. Gutiérrez, y M. Gutiérrez. 2003. «The Jiloca karst polje-tectonic graben (Iberian Range, NE Spain)». Geomorphology 52 (3-4) (Junio 16): 215-231. doi:10.1016/S0169- 555X(02)00257-X.

Guiot, J., A. Pons, y J. L. de Beaulieu. 1989. «A 140.000-year continental climate reconstruction from two European pollen records». Nature 338: 309-313.

Gutierrez, y Gracia. 1997. «Palaeosurfaces: Recognition, Recons- truction and Palaeoenvironmental In- terpretation». Geological Society Spec. 120: 147-158.

Gutiérrez-Elorza, M., y F. J. Gracia. 1997. «Environmental interpretation and evolution of the Tertiary erosion surfaces in the Iberian Range (Spain)». Geological Society, London, Special Publications 120 (1): 147.

Gutiérrez-Elorza, M., y J. L. Peña-Monné. 1998. «Geomorphology and late Holocene climatic change in Northeastern Spain». Geomorphology 23 (2-4): 205-217.

Van der Hammen, T., T. A. Wijmstra, y W. H. Zagwijn. 1971. The floral record of the late Cenozoic of Europe. Yale University Press, New Haven, CT.

Harting, P. 1875. «Le système Éemien.» Archives Néerlandaises Sciences Exactes et Naturelles de la Societé Hollandaise des Sciences (Harlem) 10: 443-454.

Hodge, E. J, D. A Richards, P. L Smart, B. Andreo, D. L Hoffmann, D. P Mattey, y A. Gonzalez- Ramon. 2008. «Effective precipitation in southern Spain (á266 to 46áka) based on a speleothem stable carbon isotope record». Quaternary Research 69 (3): 447-457.

Houghton, J. T, y others. 2001. Climate change 2001: the scientific basis. Vol. 881. Cambridge University Press Cambridge, UK.

Huber, K., K. Weckstr\öm, R. Drescher-Schneider, J. Knoll, J. Schmidt, y R. Schmidt. 2010.

«Climate changes during the last glacial termination inferred from diatom-based temperatures and pollen in a sediment core from L\ängsee (Austria)». Journal of Paleolimnology 43 (1): 131­147.

Huntley, B., y H. J. B. Birks. 1983. An Atlas of Past and Present Pollen Maps for Europe: 0-13000 Years Ago. Cambridge University Press, Diciembre 30.

Huntley, B., y T. Webb. 1989. «Migration: species’ response to climatic variations caused by changes in the earth’s orbit». Journal of Biogeography: 5-19.

Imbrie, J. 1993. «SPECMAP Archive C4». NOAA/NGDC Paleoclimatology Program, Boulder CO, USA.

Kaspar, F., N. K\ühl, U. Cubasch, y T. Litt. 2005. «A model-data comparison of European temperatures in the Eemian interglacial». Geophysical Research Letters 32 (11): L11703.

Klotz, Stefan, Joel Guiot, y Volker Mosbrugger. 2003. «Continental European Eemian and early Würmian climate evolution: comparing signals using different quantitative reconstruction approaches based on pollen». Global and Planetary Change 36 (4) (Mayo): 277-294. doi :10.1016/S0921-8181(02)00222-9.

Klotz, Stefan, Ulrich Müller, Volker Mosbrugger, Jacques-Louis de Beaulieu, y Maurice Reille.

2004. «Eemian to early Würmian climate dynamics: history and pattern of changes in Central Europe». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 211 (1-2) (Agosto 19): 107­126. doi:10.1016/j.palaeo.2004.04.009.

Kohlman-Adamska, A., M. Ziembinska-Tworzydlo, y E. Zastawniak. 2004. «In situ pollen in some flowers and inflorescences in the Late Miocene flora of Sosnica (SW Poland)». Review of Palaeobotany andPalynology 132 (3-4): 261-280.

van Kolfschoten,  Th. 2000. «The Eemian mammal fauna of central Europe». Netherlands Journal of Geosciences 79 (2/3): 269-281.

Koster, E.A. 2005. The physical geography of Western Europe. Vol. 6. Oxford University Press, USA.

Krzysztof, B., y N. Jerzy. 2010. «Cyclicity in the Eemian climate?-A case study of the Eemian site at Czaple, Eastern Poland». Review of Palaeobotany and Palynology.

Kukla, G., J. F McManus, D. D Rousseau, y I. Chuine. 1997. «How long and how stable was the last interglacial?» Quaternary Science Reviews 16 (6): 605-612.

Kukla, George. 2000. «Last interglacial end». Geolines 11: 9-11.

Laskar, J., P. Robutel, F. Joutel, M. Gastineau, A. C. M. Correia, y B. Levrard. 2004. «A long-term numerical solution for the insolation quantities of^the^Earth». Astronomy and Astrophysics 428 (1) (Diciembre): 261-285. doi:10.1051/0004-6361:20041335.

Last, W. M, y J. P Smol. 2001. Tracking environmental change using lake sediments: Basin analysis, coring, and chronological techniques. Vol. 1. Kluwer Academic Pub.

Lea, D. W, D. K Pak, y H. J Spero. 2000. «Climate impact of late Quaternary equatorial Pacific sea surface temperature variations». Science 289 (5485): 1719.

Leduc, G., R. Schneider, J. H Kim, y G. Lohmann. 2010. «Holocene and Eemian sea surface temperature trends as revealed by alkenone and Mg/Ca paleothermometry». Quaternary Science Reviews 29 (7-8): 989-1004.

Leroy, S. A.G. 2008. «Vegetation cycles in a disturbed sequence around the Cobb-Mountain subchron in Catalonia (Spain)». Journal of Paleolimnology 40 (3): 851-868.

Liphschitz, N., R. Gophna, M. Hartman, y G. Biger. 1991. «The beginning of olive (Olea europaea) cultivation in the Old World: a reassessment». Journal of archaeological science 18 (4): 441­453.

Litt, Thomas, Frank W. Junge, y Tanja B^ttger. 1996. «Climate during the Eemian in north-central Europe □? a critical review of the palaeobotanical and stable isotope data from central Germany». Vegetation History and Archaeobotany 5 (3) (Septiembre): 247-256. doi:10.1007/BF00217502.

Loutre, M. F, y A. Berger. 2003. «Marine Isotope Stage 11 as an analogue for the present interglacial». Global and Planetary Change 36 (3): 209-217.

Magri, D. 1999. «Late Quaternary vegetation history at Lagaccione near Lago di Bolsena (central Italy)». Review of Palaeobotany andPalynology 106 (3-4): 171-208.

Manchester, S. R. 1989. «Early history of theJuglandaceae». Plant Systematics and Evolution 162 (1): 231-250.

Martinson, D.G., N.G. Pisias, J.D. Hays, J. Imbrie, T.C. Moore, y others. 1987. «Age dating and the orbital theory of the ice ages: Development of a high-resolution 0 to 300,000-year chronostratigraphy* 1». Quaternary Research 27 (1): 1-29.

Martrat, B., J. O Grimalt, C. Lopez-Martinez, I. Cacho, F. J Sierro, J. A Flores, R. Zahn, M. Canals,

J. H Curtis, y D. A Hodell. 2004. «Abrupt temperature changes in the Western Mediterranean over the past 250,000 years». Science 306 (5702): 1762.

Mateo, G. 2008. Flora de la Sierra de Albarracín y su comarca (Teruel). José Luis Benito Alonso.

Mayewski, P. A, E. E Rohling, J. Curt Stager, W. Karlen, K. A Maasch, L. David Meeker, E. A Meyerson, et al. 2004. «Holocene climate variability». Quaternary Research 62 (3): 243-255.

McManus, J. F., G. C. Bond, W. S. Broecker, S. Johnsen, L. Labeyrie, y S. Higgins. 1994. «High­resolution climate records from the North Atlantic during the last interglacial». Nature 371 (6495): 326-329.

Mehringer Jr, P. J, S. F Arno, y K. L Petersen. 1977. «Postglacial history of lost trail pass bog, Bitterroot Mountains, Montana». Arctic and Alpine Research: 345-368.

Menéndez Amor, J., y M. Esteras Marín. 1965. «Análisis polínico de la turbera de Ojos del Tremedal (Orihuela del Tremedal, Teruel)». Inst. Est. Turolenses 34: 191-197.

Milankovitch, M. 1941. Kanon der Erdbestrahlungen und seine Anwendung auf das Eiszeitenproblem. Belgrado (Serbia).

Milankovitch, M. 1923. «Théorie mathématique des phénomènes thermiques produits par la radiation solaire». Bull. Amer. Math. Soc. 29 (1923), 419-420. DOI: 10.1090/S0002-9904-1923-03773-7 PII: S 2 (9904): 03773-7.

Mitchell, J. M, y others. 1976. «An overview of climatic variability and its causal mechanisms». Quaternary Research 6 (4): 481-493.

Montoya, M. 2007. «The Last Interglacial». Encyclopedia of Quaternary Science (ed. by S.A. Elias), Elsevier,: 1916-1927.

Moore, P. D, J. A Webb, y M. E. Collison. 1991. Pollen analysis. Blackwell scientific publications.

Morellón, M. 2008. Paleohidrologia y cambios climáticos abruptos en la Península Ibérica desde el último máximo glacial: el registro lacustre de Estaña. Universidad de Zaragoza. Departamento de Ciencias de la Tierra: 323.

Morellón, M., B. Valero-Garcés, A. Moreno, P. González-Sampériz, P. Mata, O. Romero, M.

Maestro, y A. Navas. 2008. «Holocene palaeohydrology and climate variability in northeastern Spain: The sedimentary record of Lake Estanya (Pre-Pyrenean range)». Quaternary International 181 (1): 15-31.

Moreno, A., L. López-Merino, M. Leira, J. Marco Barba, P. González-Sampériz, B. L. Valero- Garcés, J. A. López-Sáez, L. Santos, P. Mata, y E. Ito. 2009. «Revealing Holocene environmental history from the multiproxy record of a mountain lake (Lago Enol, N Iberian Peninsula)». Journal of Paleolimnology.

Moreno, A., L. López-Merino, M. Leira, J. Marco-Barba, P. González-Sampériz, B. L Valero-Garcés, J. A López-Sáez, L. Santos, P. Mata, y E. Ito. 2009. «Revealing the last 13,500 years of environmental history from the multiproxy record of a mountain lake (Lago Enol, northern Iberian Peninsula)». Journal of Paleolimnology: 1-23.

Moreno, Ana, Penélope González-Sampériz, Mario Morellón, Blas L. Valero-Garcés, y William J. Fletcher. 2010. «Northern Iberian abrupt climate change dynamics during the last glacial cycle: A view from lacustrine sediments». Quaternary Science Reviews In Press, Corrected Proof. doi:10.1016/j.quascirev.2010.06.031. http://www.sciencedirect.com/science/article/B6VBC- 50HWJ9J-4/2/3fa422db9c7906e47af33d79791e280c.

Müller, Ulrich C, J.örg Pross, y Erhard Bibus. 2003. «Vegetation response to rapid climate change in central europe during the past 140,000 yr based on evidence from the Füramoos pollen record». Quaternary Research 59 (2) (Marzo): 235-245. doi:10.1016/S0033-5894(03)00005-X.

Müller, Ulrich C., Stefan Klotz, Mebus A. Geyh, Jörg Pross, y Gerard C. Bond. 2005. «Cyclic climate fluctuations during the last interglacial in central Europe». Geology 33 (6): 449. doi:10.1130/G21321.1.

Naturaleza de Aragón [Internet]. Available from: http://www.naturalezadearagon.com/

Nederbragt, A. J, y J. Thurow. 2005. «Geographic coherence of millennial-scale climate cycles during the Holocene». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 221 (3-4): 313­324.

Overpeck, J. T. 2006. «Paleoclimatic Evidence for Future Ice-Sheet Instability and Rapid Sea-Level Rise». Science 311 (5768) (Marzo): 1747-1750. doi:10.1126/science.1115159.

Paillard, D., L. Labeyrie, y P. Yiou. 1996. «Analyseries 1.0: a Macintosh software for the analysis of geographical time-series». Eos 77: 379.

Pelejero, C. 2003. «Terrigenous n-alkane input in the South China Sea: high-resolution records and surface sediments». Chemical geology 200 (1-2): 89-103.

Peña, J. L., M. Gutiérrez, M. J. Ibá\ nez, M. V. Lozano, J. Rodriguez, M. Sánchez, J. L. Simón, M. A. Soriano, y L. M. Yetano. 1984. «Geomorfología de la provincia de Teruel». Instituto de Estudios Turolenses.

Peña, J.L. 2000. Procesos y formas periglaciares en la montaña mediterránea^ : ponencias presentadas en la IV Reunión I.P.A.-España, Albarracín, 15-17 de julio de 1999. Http://purl.org/dc/dcmitype/Text. http://dialnet.unirioja.es/servlet/libro?codigo=753.

Pini, R., C. Ravazzi, y M. Donegana. 2009. «Pollen stratigraphy, vegetation and climate history of the last 215 ka in the Azzano Decimo core (plain of Friuli, north-eastern Italy)». Quaternary Science Reviews 28 (13-14) (Junio): 1268-1290. doi:10.1016/j.quascirev.2008.12.017.

Pons, A., y M. Reille. 1988. «The holocene- and upper pleistocene pollen record from Padul (Granada, Spain): A new study». Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 66 (3-4) (Agosto): 243-249, 255-263. doi:10.1016/0031-0182(88)90202-7.

Reille, M, y J.L. Lowe. 1995. Atlas. Pollen et spores d’Europe et d’Afrique du nord. Marseille.

Reimer, P. J, M. G.L Baillie, E. Bard, A. Bayliss, J. W Beck, C. J.H Bertrand, P. G Blackwell, et al. 2004. «IntCal04 terrestrial radiocarbon age calibration, 0-26 cal kyr BP».

Rioual, P., V. Andrieu-Ponel, J. L de Beaulieu, M. Reille, H. Svobodova, y R. W Battarbee. 2007. «Diatom responses to limnological and climatic changes at Ribains Maar (French Massif Central) during the Eemian and Early W\ürm». Quaternary Science Reviews 26 (11-12): 1557­1609.

Rubio, JC. 2004. Contexto hidrogeológico e histórico de los humedales del Ca\ nizar. Publicaciones del Consejo de Protección de la Naturaleza de Aragón, Serie investigación, Zaragoza.

Rubio, JOSE C., y JOSE L. Simón. 2007. «Tectonic subsidence v. erosional lowering in a controversial intramontane depression: the Jiloca basin (Iberian Chain, Spain)». Geological Magazine 144 (1) (Enero 1): 127-141. doi:<p>10.1017/S0016756806002949</p>

Ruddiman, W. F. 2002. Earth’s Climate: past and future. WH Freeman and Company.

Ruiz Zapata, Maria Blanca, Juana Vegas, José Eugenio Ortiz Menéndez, Luis Galán de Frutos, José Luis Gallardo Millán, Antonio Delgado Huertas, M. J Gil Garcia, Ángel García Cortés, y Trinidad José Torres Pérez-Hidalgo. 2010. The Last Interglacial from a continental area in Western Mediterranean. The Fuentillejo maar lacustrine record, Central Spain. Ponencia en Congreso o Jornada. http://oa.upm.es/6785/.

Rull, V., J. A López-Sáez, y T. Vegas-Vilarrúbia. 2008. «Contribution of non-pollen palynomorphs to the paleolimnological study of a high-altitude Andean lake (Laguna Verde Alta, Venezuela)». Journal of Paleolimnology 40 (1): 399-411.

Rull, V., y T. Vegas-Villarubia. 2006. «Unexpected biodiversity loss under global warming in the neotropical Guayana Highlands: a preliminary appraisal». Global Change Biology 12 (1): 1-9.

Sánchez Goñi, M. F., M. F Loutre, M. Crucifix, O. Peyron, L. Santos, J. Duprat, y B. Malaize. 2005. «Increasing vegetation and climate gradient in Western Europe over the Last Glacial Inception (122-110 ka): data-model comparison». Earth and Planetary Science Letters 231 (1-2): 111­130.

Sánchez Goñi, M.F., F. Eynaud, J.L. Turon, y N.J. Shackleton. 1999. «High resolution palynological record off the Iberian margin: direct land-sea correlation for the Last Interglacial complex». Earth and Planetary Science Letters 171 (1) (Agosto 15): 123-137. doi:10.1016/S0012- 821X(99)00141-7.

Shackleton, N. J, M. F Sanchez-Goni, D. Pailler, y Y. Lancelot. 2003. «Marine isotope substage 5e and the Eemian Interglacial». Global and Planetary Change 36 (3): 151-155.

Shackleton, N. J. 1969. «The last interglacial in the marine and terrestrial records». Proceedings of the Royal Society of London. Series B. Biological Sciences 174 (1034): 135.

Shackleton, N.J. 1995. New data on the evolution of Pliocene climatic variability, in: Paleo- climate and evolution with emphasis on human origins. En , 242-248. Vrba, E. S., Denton, G. H., Partridge, T. C., and Burckel, L. H. Yale University Press.

Shemesh, A., M. Rietti-Shati, P. Rioual, R. Battarbee, J. L de Beaulieu, M. Reille, V. Andrieu, y H. Svobodova. 2001. «An oxygen isotope record of lacustrine opal from a European Maar indicates climatic stability during the last interglacial». Geophysical research letters 28 (12): 2305-2308.

Simón, J. L. 1983. «Tectónica y neotectónica del sistema de fosas de Teruel». Teruel 69 (Tesis Doctoral): 21-97.

Sirocko, Frank. 2007. The climate of past interglacials. Elsevier.

Stabell, B., y K. E Henningsmoen. 1981. «Capsules with Lycopodium spores for absolute diatom and pollen analysis». Nordic Journal of Botany 1 (5): 701-702.

Stevenson, A. C. 2000. «The Holocene forest history of the Montes Universales, Teruel, Spain». The Holocene 10 (5): 603.

Thorstenson, D. C, y F. T Mackenzie. 1974. «Time variability of pore water chemistry in recent carbonate sediments, Devil’s Hole, Harrington Sound, Bermuda». Geochimica et cosmochimica acta 38 (1): 1-19.

Traverse, A. 1982. «Response of world vegetation to Neogene tectonic and climatic events». Alcheringa 6 (3): 197-209.

Tzedakis, P. 2007. POLLEN RECORDS, LAST INTERGLACIAL OF EUROPE. En Encyclopedia of Quaternary Science, 2597-2605. Oxford: Elsevier.

http://www.sciencedirect.com.roble.unizar.es:9090/science/article/B8F8W-4MWJ3HV- 64/2/abf55d8926c3456d1810b6ddf25080e3.

Tzedakis, P. C., V. Andrieu, J. L De Beaulieu, S. Crowhurst, M. Follieri, H. Hooghiemstra, D. Magri, et al. 1997. «Comparison of terrestrial and marine records of changing climate of the last 500,000 years». Earth and Planetary Science Letters 150 (1-2): 171-176.

Tzedakis, P. C., M. R. Frogley, y T. H. E. Heaton. 2003. «Last Interglacial conditions in southern Europe: evidence from Ioannina, northwest Greece». Global and Planetary Change 36 (3) (Abril 1): 157-170. doi:16/S0921-8181(02)00182-0.

Tzedakis, P. C., K. H. Roucoux, L. De Abreu, y N. J. Shackleton. 2004. «The duration of forest stages in southern Europe and interglacial climate variability». Science 306 (5705): 2231.

Uriarte Cantolla, A. 2003. «Historia del Clima de la Tierra».

Valero-Garcés, B. L, A. Moreno Caballud, P. González-Sampériz, M. Morellón, M. Rico, J. P Corella, M. Jiménez-Sánchez, et al. 2010. «Evolución climática y ambiental del Parque Nacional de Picos de Europa desde el último máximo glaciar».

Valero-Garces, B. L., A. Moreno-Caballud, P. González-Sampériz, M. Mata-Campo, G. Gil-Romera, y M. Morellón. 2010. The End of the Last Interglacial in the Iberian Peninsula: The Villarquemado Sequence (Iberian Range, Spain). En AGU Fall Meeting Abstracts, 1:1625.

Valero-Garcés, B., P. González-Sampériz, M. Morellón, M. Rico, A. Moreno, A. Navas, J. Machín,

P. Mata, y J. C. Rubio. 2007. The Villarquemado Lacustrine Record (Iberian Range, Spain, Teruel): Climate and Tectonics for the last 100 kyr in NE Spain. En Geophysical Research Abstracts, 9:06679.

Del Valle, J. 1993. «“El régimen pluviométrico medio de la cuenca del río Jiloca”». Geographicalia 30: 145-154.

Vegas, A, L García-Cortés, y A Galán de Frutos. 2006. «El registro sedimentario lacustre del maar de Fuentillejo (Ciudad Real)». BOLETÍN GEOLÓGICO Y MINERO. http://revistas.igme.es/IGME/index.php/bgm/article/viewArticle/166.

Voorthuysen, J.H. 1958. «Foraminiferen aus dem Eemien (Riss-Würm-Interglazial) in der Bohrung Amersfoort I (Locus typicus).» Mededelingen Geologische Stichting Nieuwe Serie 11 (Nieuwe Serie 11): 27-39.

Walker, Gabrielle. 2004. «Palaeoclimate: Frozen time». Nature 429 (6992) (Junio): 596-597. doi:10.1038/429596a.

Watts, W. A., J. R. M. Allen, y B. Huntley. 1996. «Vegetation history and palaeoclimate of the last glacial period at Lago Grande di Monticchio, Southern Italy». Quaternary Science Reviews 15 (2-3): 133-153. doi:10.1016/0277-3791(95)00093-3.

Webb, T. 1986. «Is vegetation in equilibrium with climate? How to interpret late-Quaternary pollen data». Plant Ecology 67 (2): 75-91.

Weinstein-Evron, M. 1983. «The paleoecology of the early Warm in the Hula Basin, Israel.» Paleorient 9 (1): 37-52.

Wijmstra, T.A. 1969. «Palynology of the first 30 m of a 120 m deep section in northern Greece.» Acta Bot. Neerland 18: 511-527.

Woillard, G, y W Mook. 1982. «Carbon-14 dates at Gran Pile: correlation of land and sea chronologies». Science 215: 159-161.

Woillard, G. M. 1978. «Grande Pile peat bog: a continuous pollen record for the last 140,000 years». Quaternary Research 9 (1): 1-21.

Zagwijn, W. H. 1996. «An analysis of Eemian climate in Western and Central Europe». Quaternary Science Reviews 15 (5-6): 451-469. doi:10.1016/0277-3791(96)00011-X.

Zagwijn, W.H. 1961. «Vegetation, climate and radiocarbon datings in the Late Pleistocene of the Netherlands.» Mededelingen Geologische Stichting NS 14 (Part 1: Eemian and Early Weichselian.): 15-45.

Zazo, C. 2006. «Cambio climático y nivel del mar: la península ibérica en el contexto global». Cuaternario y Geomorfología 20 (3-4): 115-130.

ANEXOS: PALINOGRAMA TAXA ARBÓREOS

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

ANEXOS: PALINOGRAMA TAXA HERBÁCEOS

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

ANEXOS: PALINOGRAMA TAXA ACUÁTICOS

Abbildung in dieser Leseprobe nicht enthalten

[...]

---

¹ Harting encontró en 1875 un conjunto de moluscos marinos en unos pozos situados cerca del río Eem en Amersfoort, Holanda (Cleveringa et al. 2000), que eran diferentes a los de la fauna actual del Mar del Norte, y constató que ese tipo de organismos mostraban actualmente una distribución mucho más meridional, encontrándose desde el estrecho de Dover hasta Portugal, o incluso en el Mediterráneo.

² Eemian es también conocido con otros nombres: interglacial Riss-Würm en los Alpes, Sangamonian Stage en USA, Ipswichian Stage en UK, Mikulin interglacial en las llanuras de Europa del Este y Valdivia interglacial en Chile.

³ Se sabe que El Cid Campeador los utilizaba para desplazarse evitando emboscadas