¿Qué son los estadios isotópicos marinos? MIS u OIS

Actualizado: Abril/2026

Los estadios isotópicos marinos o MIS por su nombre en inglés, marine isotope stages, son períodos alternativos de frío y calor en el paleoclima de la Tierra. Anteriormente eran llamados OIS (oxygen isotope stages).

Sirven para deducir la temperatura y el clima del mundo en un determinado período del pasado, utilizando para ello los datos de los isótopos de oxígeno tomados de muestras de fondo marino, suficientemente profundas y grandes como para ver los estratos.

Su importancia trasciende la geología marina: hoy constituyen el lenguaje cronológico universal de la arqueología prehistórica, la paleoantropología, la paleobotánica y la paleoceanografía. Decir que un yacimiento pertenece al MIS 3 comunica de forma precisa un rango de tiempo y un contexto climático comprensible para investigadores de todo el mundo.

Se identifican y datan midiendo la variación del isótopo de oxígeno en caparazones de foraminíferos conservados en sedimentos del fondo oceánico.

Cada estadio es un período de más o menos temperatura medidos en decenas de miles de años, o cientos de miles o incluso millones. Un estudio completo de estos estadios isotópicos revelan el avance y retroceso de los hielos durante las últimas glaciaciones, y el aumento o disminución del mar. Así se pueden unir a glaciaciones o a períodos intermedios entre las glaciaciones. Estos ciclos se ven alimentados también por las muestras de hielos antiguos, de polen antiguo, etc.

¿Cómo sabemos qué tiempo hacía hace 100.000 años?

La naturaleza dejó registros extraordinariamente precisos en un lugar que casi nadie imagina: el fondo del mar.

Durante millones de años, los océanos acumularon una capa continua de sedimento formada, entre otras cosas, por los caparazones de organismos microscópicos llamados foraminíferos. Cuando estas criaturas mueren, se hunden y quedan enterrados en el barro del fondo marino, conservando en su caparazón una señal química que refleja cómo era el clima cuando vivían.

Los científicos extraen ese sedimento en forma de cilindros —llamados testigos— perforando el fondo oceánico, y analizan esa señal capa por capa. El resultado es una especie de película del clima terrestre que puede remontarse millones de años atrás.

El truco de los isótopos

La señal química que se mide es la proporción entre dos formas del oxígeno: una versión liviana (¹⁶O) y una versión pesada (¹⁸O). Ambas existen en el agua del mar, pero su proporción cambia según cuánto hielo hay acumulado en los polos.

La lógica es sencilla, cuando el clima se enfría y los casquetes polares crecen, el hielo "atrapa" preferentemente el oxígeno liviano. El océano, entonces, queda con más oxígeno pesado de lo normal. Cuando el clima se calienta y el hielo se derrite, esa proporción vuelve a equilibrarse.

Midiendo esa proporción en los caparazones fosilizados de los foraminíferos a lo largo del tiempo, se puede reconstruir cuándo la Tierra estaba en un período frío y cuándo en uno cálido, con una precisión sorprendente.

¿Qué es entonces un estadio isotópico marino?

Es simplemente un nombre que los científicos le dieron a cada uno de esos períodos fríos o cálidos que la curva del oxígeno va dibujando. Los numeraron desde el presente hacia el pasado: el MIS 1 es el período en que vivimos hoy (el Holoceno, los últimos 11.700 años). El MIS 2 es el período frío anterior, el MIS 3 el de antes, y así sucesivamente.

La convención es simple, los números impares son períodos cálidos, los pares son fríos. Hoy llevamos más de 100 estadios definidos, cubriendo los últimos 2,6 millones de años.

Antes de que existiera esta escala, cada país tenía sus propios nombres para las glaciaciones: los alemanes hablaban del Würm, los británicos del Devensian, los españoles del Würmiense. Era un caos para comparar yacimientos de distintos países. Los estadios isotópicos marinos resolvieron ese problema. Hoy, un investigador en Japón y otro en Argentina se entienden perfectamente cuando hablan de MIS 3.

Los períodos más importantes para entender la historia humana

MIS 5e (hace 130.000 a 115.000 años) fue el último interglacial antes del actual. El clima era incluso un poco más cálido que hoy, el nivel del mar estaba varios metros por encima del actual, y en Europa había hipopótamos en los ríos de lo que hoy es Gran Bretaña. Los neandertales vivían bien.

MIS 4 (hace 71.000 a 57.000 años) trajo un enfriamiento brutal. Fue también cuando el supervolcán Toba, en la actual Indonesia, tuvo una de las erupciones más grandes de los últimos millones de años. Algunos investigadores creen que esa combinación redujo drásticamente las poblaciones humanas de la época, aunque el debate sigue abierto.

MIS 3 (hace 57.000 a 29.000 años) es quizás el más interesante desde el punto de vista humano: fue el período en que los humanos modernos llegaron a Europa y convivieron, y se reprodujeron, con los neandertales, antes de que estos desaparecieran hace unos 40.000 años.

MIS 2 (hace 29.000 a 11.700 años) incluye el momento más frío de la última glaciación, el llamado Último Máximo Glacial, hace unos 21.000 años. El nivel del mar estaba 120 metros por debajo del actual: se podía caminar desde España hasta el norte de África, o desde Siberia hasta Alaska. Europa era una tundra y los humanos sobrevivían agrupados en refugios climáticos en el sur del continente.

MIS 1 es el Holoceno, es decir, ahora. El período cálido que permitió el desarrollo de la agricultura, las ciudades y todo lo que llamamos civilización.

Tabla de estadios MIS 1–16

Basada en el estándar LR04 y en los límites refinados por Railsback et al. (2015). Las fechas son aproximaciones; los márgenes de error aumentan con la antigüedad.

Estadio	Inicio (ka AP)	Fin (ka AP)	Tipo	Equivalencia / evento notable
MIS 1	~11,7	Presente	Interglacial	Holoceno. Temperatura y nivel del mar actuales.
MIS 2	~29	~11,7	Glacial	Último Máximo Glacial (~21 ka). Nivel del mar hasta −120 m.
MIS 3	~57	~29	Estadio frío*	Extinción de los neandertales (~40 ka). Interestadiales Dansgaard-Oeschger.
MIS 4	~71	~57	Glacial	Fuerte enfriamiento. Erupción del supervolcán Toba (~74 ka).
MIS 5e	~130	~115	Interglacial	Último Interglacial (Eemiense). Temperatura ≥2 °C sobre la actual; nivel del mar +4–6 m.
MIS 5a–d	~115	~71	Interestadiales	Oscilaciones frío-templado dentro del último ciclo glacial.
MIS 6	~191	~130	Glacial	Penúltima glaciación (Saaliano/Riss). Máxima extensión de hielos en Europa occidental.
MIS 7	~243	~191	Interglacial	Interglacial complejo con tres subestadios cálidos.
MIS 8	~300	~243	Glacial	Glaciación del Pleistoceno Medio.
MIS 9	~337	~300	Interglacial	Interglacial Holstein (Europa). Presencia de Homo heidelbergensis en Gran Bretaña.
MIS 10	~374	~337	Glacial	Glaciación del Pleistoceno Medio.
MIS 11c	~424	~374	Interglacial	Excepcionalmente largo (~20 ka). CO₂ ~280 ppm. Usado como análogo orbital del Holoceno.
MIS 12	~478	~424	Glacial	La glaciación más intensa del Cuaternario tardío (δ¹⁸O >5 ‰).
MIS 13	~533	~478	Interglacial	Interglacial del Pleistoceno Medio.
MIS 14	~563	~533	Glacial	Glaciación del Pleistoceno Medio.
MIS 15	~621	~563	Interglacial	Interglacial complejo del Pleistoceno Medio.
MIS 16	~676	~621	Glacial	Glaciación extrema. Relacionada con la Transición del Pleistoceno Medio. δ¹⁸O >5 ‰.

Historia de la escala MIS

Los pioneros: Emiliani y Shackleton

El sistema tiene su origen en los trabajos del geólogo italiano-estadounidense Cesare Emiliani, quien en 1955 publicó las primeras reconstrucciones de temperatura oceánica a partir de foraminíferos planctónicos de testigos del Caribe. Emiliani identificó estadios alternos de temperatura y los numeró, sentando las bases de la escala.

En 1967, Nicholas Shackleton refinó la interpretación: la señal del δ¹⁸O en los foraminíferos bentónicos refleja sobre todo cambios en el volumen global de hielo, no tanto la temperatura del agua profunda como Emiliani creía. Este hallazgo fue fundamental: convirtió la curva isotópica en una medida del estado de los casquetes polares a lo largo del tiempo.

En 1973, Shackleton y Opdyke integraron la escala con las inversiones paleomagnéticas, dándole un marco cronológico sólido. Tres años después, el artículo «Variations in the Earth's Orbit: Pacemaker of the Ice Ages» (Hays, Imbrie y Shackleton, Science, 1976) demostró que los ciclos MIS coinciden estadísticamente con los ciclos orbitales de Milankovitch, consolidando la teoría astronómica de las glaciaciones.

Estadial, interestadial y terminación

Dentro de cada estadio mayor, la curva isotópica muestra oscilaciones de menor amplitud. La nomenclatura para describirlas es la siguiente:

Interglacial: período cálido de primer orden, suficientemente intenso y prolongado como para equipararse al clima actual. Numerados con estadios impares en la escala MIS.

Glacial: período frío de primer orden, con expansión significativa de los casquetes polares y descenso del nivel del mar. Numerados con estadios pares.

Estadial: episodio frío dentro de un interglacial, demasiado breve o moderado como para calificarse de glaciación plena. Los eventos Heinrich del MIS 3 son estadiales de alta intensidad dentro de la última glaciación.

Interestadial: pulso cálido dentro de una glaciación, sin alcanzar las temperaturas ni la duración de un interglacial pleno. Los interestadiales Dansgaard-Oeschger del MIS 3 son los más estudiados: se identifican hasta 25 oscilaciones rápidas en los últimos 115.000 años.

Terminación: transición rápida de un máximo glacial a un interglacial pleno. La Terminación II (~135 ka, paso de MIS 6 a MIS 5e) implicó un descenso del δ¹⁸O de ~1,9 ‰ en pocos miles de años y una subida del CO₂ de 50–100 ppm.

El sistema de subestadios identificados con letras (a, b, c…) fue estandarizado por Railsback et al. (2015) para eliminar la proliferación de nomenclaturas incompatibles que existía hasta entonces, donde un mismo intervalo podía tener hasta cinco designaciones distintas según la publicación.

La conexión con los ciclos de Milankovitch

Los ciclos MIS no son aleatorios: su periodicidad refleja las variaciones cíclicas de la órbita y la orientación terrestre —los ciclos de Milankovitch—, que modulan la insolación recibida en las latitudes polares. Se identifican tres ritmos principales:

Excentricidad (~100 ka): variación de la forma de la órbita terrestre de circular a elíptica. Domina el ritmo de los ciclos glaciales durante los últimos 800.000 años.

Oblicuidad (~41 ka): variación del ángulo de inclinación axial (entre 22,1° y 24,5°). Controlaba predominantemente los ciclos antes de la Transición del Pleistoceno Medio (~900–700 ka).

Precesión (~23 ka): giro del eje terrestre como una peonza. Afecta la intensidad de los veranos polares y tiene especial influencia sobre los monzones.

La correspondencia entre la curva LR04 y estos forzamientos astronómicos es estadísticamente robusta a lo largo de los 5,3 millones de años que cubre la curva. El MIS 19c (~790 ka) es el análogo orbital más cercano al Holoceno actual en términos de la relación entre precesión y oblicuidad.

Dato relevante para el clima actual: El MIS 11c (~424–374 ka) es el interglacial con menor excentricidad orbital de los últimos 500.000 años, comparable al Holoceno. Duró ~20.000 años —el doble que un interglacial típico— y alcanzó niveles de CO₂ próximos a 280 ppm. Algunos modelos climáticos lo usan para estimar cuánto duraría el Holoceno en ausencia de emisiones antropogénicas.

Referencias científicas principales

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Referencias científicas

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