El Poblamiento de América , o la llegada de los primeros humanos al continente, ha sido un debate acalorado durante siglos. Pero mucho del debate se ha detenido en entender y explicar cómo es que llegaron al continente, es decir al norte de América. Explicar cómo fue poblado todo el resto del continente, y en especial el cono sur de América del Sur, fue mucho más difícil, por los escasos restos arqueológicos antiguos. Pero la paleogenética viene aportando detalle tras detalle, veamos que es lo que sabemos. Los datos arqueológicos ubican la presencia humana en la región de las Pampas hace unos 14.000 años, con el sitio Arroyo Seco, Argentina, como referencia clave, y Monte Verde en el sur de Chile como el yacimiento más antiguo de Sudamérica (~14.300). El estudio fundacional de Posth et al. (2018) en Cell reportó ADN antiguo de 49 individuos de que permitieron formar líneas temporales en Belice, Brasil, los Andes Centrales y el Cono Sur, cada uno con al menos ~9.000 años de antig...
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.
¿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.
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
goog_38650140Referencias científicas
- [1] ScienceDirect Topics (2025). Marine Isotope Stage. En: Encyclopedia of Quaternary Science (3ª ed., Elías ed.). Elsevier. https://www.sciencedirect.com/topics/earth-and-planetary-sciences/marine-isotope-stage
- [2] Wikipedia contributors (2025). Marine isotope stages. Wikipedia. https://en.wikipedia.org/wiki/Marine_isotope_stages
- [3] Grokipedia (2026). Marine isotope stages — tabla y terminaciones. https://grokipedia.com/page/Marine_isotope_stages
- [4] Shackleton, N. J. (1967 / revisión 2007). The Use of Oxygen and Carbon Isotopes of Foraminifera in Paleoceanography. En: Developments in Marine Geology, cap. 18. https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S1572548007010238
- [5] Marchitto, T. M., et al. (2014). Improved oxygen isotope temperature calibrations for cosmopolitan benthic foraminifera. Geochimica et Cosmochimica Acta. https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/S0016703714000179
- [6] ScienceDirect Topics (2024). Oxygen Isotope Ratio. https://www.sciencedirect.com/topics/earth-and-planetary-sciences/oxygen-isotope-ratio
- [7] Pearson, P. N. (2012). Oxygen Isotopes in Foraminifera: Overview and Historical Review. Paleontological Society Papers, 18, 1–38. (Con ref. a Emiliani 1954–1955.) https://doi.org/10.1017/S1089332600002539
- [8] Lisiecki, L. E., & Raymo, M. E. (2005). A Pliocene-Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ¹⁸O records. Paleoceanography, 20, PA1003. https://doi.org/10.1029/2004PA001071
- [9] Railsback, L. B., et al. (2015). An optimized scheme of lettered marine isotope substages for the last 1.0 million years. Quaternary Science Reviews, 111, 94–106. https://archimer.ifremer.fr/doc/00251/36216/35796.pdf
- [10] Waajen, I. M., et al. (2024). Marine and terrestrial environmental change during the MIS 5–4 transition. Journal of Quaternary Science, 39, 890–904. https://doi.org/10.1002/jqs.3647
- [11] Head, M. J. (2021). Review of the Early–Middle Pleistocene boundary and Marine Isotope Stage 19. Progress in Earth and Planetary Science, 8, 50. https://doi.org/10.1186/s40645-021-00439-2
- [12] Tzedakis, P. C., et al. (2022). Marine Isotope Stage 11c: An unusual interglacial. Quaternary Science Reviews. https://www.whoi.edu/cms/files/tzedakis22qsr_287915.pdf
- [13] Santamaría, D., et al. (2022). Sociedades neandertales y anatómicamente modernas en Eurasia. Dialnet. https://dialnet.unirioja.es/descarga/articulo/8712986.pdf
- [14] Cortés-Sánchez, M., et al. (2011). Earliest Known Use of Marine Resources by Neanderthals. PLOS ONE. https://www.ncbi.nlm.nih.gov/pmc/articles/PMC3173367/
- [15] Paleoantropología Hoy (2018). Homo sapiens en el Levante mediterráneo (MIS 5). http://paleoantropologiahoy.blogspot.com/2018/01/
Comentarios