A periodización actual da historia da Terra recoñece catro eones, o Hádico (4.567,9 - 4.031 Ma), Arcaico (4.031 - 2.500 Ma), Proterozoico (2.500-538,8 Ma) e Fanerozoico (538,8-0 Ma). Os tres primeiros adoitan agruparse nun único supereón, o Precámbrico (4.567-538,8 Ma), no que se rexistran importantes cambios tanto na configuración da litosfera, a atmosfera e a hidrosfera. Esta última estaría conformada por grandes superficies oceánicas, así como por medios de augas continentais. Os primeiros indicios de vida rexístranse fai 3.500 Ma e correspóndense con microorganismos unicelulares procariotas (bacterias e arquexas) de vida acuática que quedaron preservado nos sedimentos. Estímase que fai 2.000 Ma, evolucionaron a partir das procariotas os primeiros microorganismos unicelulares eucariotas, mentres que os primeiros fósiles pluricelulares, algas vermellas, rexístranse fai 1.200 Ma. Ao final do Precámbrico (c650 Ma), rexístranse no medio mariño os primeiros fósiles de animais de corpo brando (corais brandos, medusas, anélidos, etc).
 

Durante o Fanerozoico (538,8-0 Ma), prodúcese a evolución e expansión de organismos de gran tamaño (fanerozoico de φανερ?ς, phanerós, visible e ζ?ον, zôon, vida, ser vivo), que reconfigurarán substancialmente a composición, estrutura e función do ecosistema terráqueo. O Fanerozoico divídese en tres eras; Paleozoico (538,0-251,0 Ma), Mesozoico (251,0 - 66,0 Ma) e Cenozoico (66 - 0 Ma).
 
As primeiras etapas da colonización das superficies terrestres polos seres vivos prodúcense no Gondwana durante o Ordovícico (488,3-443,7 Ma), fai aproximadamente 472 Ma, momento en que se rexistran os primeiros fósiles de plantas (Embryophyta), similares ás actuais hepáticas. Non será con todo ata o Devónico (416,0-359,2 Ma), coa aparición e desenvolvemento das plantas vasculares cando a Terra adquira un significativo tapiz vexetal, e configúrense os primeiros bosques, con vexetais que chegan a alcanzar os 8 metros de altura. Ao final do Devónico xorden evolutivamente as primeiras plantas con sementes (Spermatophyta) cuxa expansión marcará un cambio substancial na configuración dos ecosistemas terrestres. Durante o Carbonífero (359,2-299,0 Ma) diferéncianse as Ximnospermas, para posteriormente no Cretáceo rexistrarse as primeiras plantas vasculares provistas de auténticas flores (Antophyta ou Anxiospermas).

 

A terceira e última era do eón fanerozoico é a era Cenozoica ou Cenozoico, a cal se inicia fai uns 66 Ma, tras o final da era Mesozoica, e prolóngase ata a actualidade. O Cenozoico se subdivide en tres períodos (Paleóxeno, Neóxeno, Cuaternario), os dous máis antigos foron designados como Terciario. Nas periodizacións antigas Cenozoico incluía os períodos Terciario e Cuaternario, subdividíndose o Terciario en: Paleoceno, (65-56 Ma), Eoceno (56-33,9 Ma), Oligoceno (33,9-23,04 Ma), Mioceno (23,4-5,33 Ma) e Plioceno (5,33-1,8 Ma). O Paleoceno iníciase fai 65,5 Ma tras a extinción masiva do final do Cretácico, coñecido como límite K/T (Kreider/Tertiär), que marca a desaparición dos dinosauros segundo a hipótese formulada por Alvarez et al., (1980). En 2008, a Comisión Internacional de Estratigrafía (ICS) decidiu abandonar o uso do termo Terciario, No seu lugar, establecéronse dúas novas subdivisións para remplazarlo Paleóxeno (65,0-23,04 Ma), Neóxeno (23,04-2,588 Ma), que preceden ao Cuaternario (2,588 Ma - actualidade).

Desde finais do Neoxeno (<3,0-2,588 Ma), e ao longo do Cuaternario (2,588-0 Ma), o clima do planeta experimentou unha periódica irregularidade, establecéndose nas áreas afastadas da zona tropical unha sucesión, entre períodos fríos (glaciares), e outros máis térmicos (interglaciares), mentres nas áreas tropicais dita sucesión conduciu á existencia de períodos térmicos de gran pluviosidade (pluviais), seguidos por outros máis secos (interpluviais). Os modelos xeomorfolóxicos clásicos, baseados no estudo de rexistros sedimentológicos continentais (medios kársticos, abrigos rochosos, depósitos glaciales e perglaciares), establecían no contexto europeo, a existencia de 4 grandes ciclos glaciares-interglaciares, relacionados directamente coas catro glaciaciones alpinas (Günz, Mindel, Riss, Würm), dentro dos cales se recoñecían diversos subestadíos de maior ou menor rigorosidade térmica, que presentaron importantes problemas no momento da súa identificación e sobre todo de correlación entre as distintas secuencias rexionais e subregionais dispoñibles. A partir da década dos oitenta os estudos isotópicos dos foraminíferos bentónicos que aparecen depositados nos sedimentos mariños, xerou unha nova perspectiva para o desenvolvemento dos estudos paleo-climáticos e paleo-ecolóxicos.
 
A análise das burbullas de aire conservadas no xeo de Grenlandia emprégase como un rexistro indirecto das principais oscilacións climáticas que afectaron ás rexións lindeiras co Atlántico Norte ao longo dos últimos 250.000 anos. Ten especial importancia os rexistros de δ 18O [18O / 16O] como indicadores das variacións de temperatura (Dansgaard et al. 1993), mentres que os cambios nas concentracións de metano poderían estar relacionadas coas variacións na extensión dos humidais nas latitudes medias (Chappellaz et al. 1993). Por outra banda, as variacións de δ 18O rexistradas nas cunchas dalgúns organismos recuperados nas testemuñas submarinas tamén son útiles para reconstruír os cambios nas condicións mariñas; e indirectamente, interprétanse como un indicador de como foi variando a cantidade de auga doce retida en forma de xeo nos polos e glaciares (Shackleton & Opdyke, 1973).

En último termo, é posible establecer unha relación entre as variacións relativas entre os isótopos do osíxeno e as flutuacións do litoral, de modo que se calculou que un cambio do 0.1‰ podería chegar a supoñer variacións de ata 10 m no nivel mariño. Mediante esta metodoloxía chegou a establecerse que ao longo do Pleistoceno o mar só situouse en cotas similares ou superiores ás actuais durante os OIS (estadios isotópicos) 11 e 9; e no subestadio 5e, que corresponde ao Interglaciar Eeminese (Shackleton, 1987), durante o cal o nivel do mar situaríase uns 7 m por encima do actual (Bard et al. 1993). Pola contra, o mar descendería por baixo do nivel actual nos interestadiais OIS 5c e 5a correspondentes ao Prewürm (a transición climática cara ao último gran período glaciar), ata alcanzar as súas cotas mínimas (entre -100 e -170 m) ao longo do Würm (OIS 4, 3 e 2).
 
Ao final do último ciclo glaciar, os rexistros isotópicos de Grenlandia indican que os primeiros indicios de quecemento tiveron lugar entre 18.400-17.000 cal. BP. Despois dun intervalo frío (16700-15.000 cal. BP), o período comprendido entre o 14.800 e o 13.400 cal. BP posiblemente foi a fase máis cálida rexistrada durante o período Tardiglaciar, a pesar de que nela inclúase un episodio frío menor cara ao 14.000-13.800 cal. BP. Posteriormente, a temperatura deducida do rexistro de δ 18O diminuíu de forma sostida entre 13.400-12.600 cal BP; e máis tarde comezou a incrementarse de novo ata alcanzar un novo pico ao longo do período 10.000-6.000 cal. BP. Con todo, este proceso non foi continuo, xa que os valores de δ 18O, persistiron relativamente baixos antes do 12.000 cal. BP, e o subseguinte proceso de recalentamento interrompeuse varias veces ao longo o Holoceno Inicial: polo menos durante dous breves episodios fríos datados, respectivamente, entre o 11.500-11.200 cal. BP e o 8.300-8.000 cal. BP.
 
En relación coas concentracións de metano, estas foron especialmente baixas durante un longo período anterior ao 16.750 cal. BP. Nese momento comezaron a incrementarse, cun breve episodio de redución rexistrado entre o 15.200-14.600 cal. BP. As máximas concentracións de metano do Tardiglaciar aparecen entre o 14.600-12.600 cal BP. Máis tarde, o período 12.600-11.800 cal. BP mostra unha redución na fracción de metano rexistrada; e posteriormente as concentracións son altas durante a maior parte do Holoceno Inicial, coa excepción dun notable retroceso ocorrido entre o 8.400- 7.700 cal. BP.
 
En liñas xerais a dinámica climática durante o Holoceno no SW de Europa, tal e como pode deducirse dos datos polínicos, pode relacionarse cos principais estadios interglaciares máis comunmente aceptados. Distinguíndose unha fase inicial anatérmica, un período de óptimo, e unha fase final, catatérmica, de declive do clima. Outras oscilacións climáticas menores son bastante probables, pero non son fáciles de demostrar. Os rexistros instrumentais soamente cobren os últimos séculos, mentres que os datos históricos dificilmente esténdense máis aló dos dous últimos milenios. Fontes máis antigas de datos indirectos (pole e outros) son escasas en moitas rexións e, en ocasións, as que están dispoñibles poden adoecer da sensibilidade ou da resolución necesarias para reflectir como foron variando as condicións paleoclimatolóxicas e paleoecolóxicas durante esas oscilacións menores. Ademais, fai falta contrastar datos entre varias localidades distintas para poder discriminar máis eficazmente entre eventos locais/rexionais e entre cambios climáticos/ambientais naturais ou inducidos polo home.

As simulacións obtidas para os períodos crave do último ciclo glaciar indican que a reorganización rápida da circulación oceánica ha debido de exercer un control importante sobre os cambios climáticos que afectaron ao noroeste peninsular. As correntes de convección do Atlántico Norte resultan esenciais para a transferencia de calor, non só desde as zonas ecuatoriais ás setentrionais, senón tamén desde o hemisferio Sur ao Norte (onde se sitúan a maior parte das zonas emerxidas). Por iso, o estudo das condicións do océano resulta fundamental para comprender as variacións climáticas que afectaron ou poden afectar no futuro ao SW de Europa (NASP Members, 1994). A conexión entre os cambios na circulación xeral do Atlántico Norte e as tendencias da vexetación resulta moi aparente en moitos dos territorios adxacentes (Birks & Koç, 2002; Ramil-Rego et al., 2005; Muñoz Sobrino et al. 2005). No caso da Península Ibérica, parece que a súa historia paleoclimática e paleoecolóxica ha de ser máis complexa que a doutros territorios máis setentrionais, xa que está rodeada por dúas masas de auga, o Océano Atlántico e o Mar Mediterráneo, e posúe unha extensa e moi complexa superficie continental, cuxas diferenzas determinan a existencia de importantes diferentes a nivel rexional e subregional (Iriarte et al., 2005; Ramil-Rego et al. 2005; Gómez-Orellana et al., 2007; Muñoz Sobrino et al., 2007).
 
Desde o punto de vista biogeográfico o NW ibérico é un territorio amplo e moi complexo, no que se establece actualmente o límite entre a eco-rexión Atlántica ó Eurosiberiana e a Mediterránea, representada esta última por territorios continentais, con condicións climáticas e biocenoses dominantes moi diferentes ás existentes nos territorios ribeiregos do Mediterráneo (cf. Rodríguez- Guitian & Ramil-Rego, 2007,2008). A sectorización bioxeográfica exposta na actualidade dificilmente pode ser mantida para os períodos iniciais do Holoceno, e non digamos para as fases estadiais e interestadiais do Würm (cf. Ramil-Rego et al. 2005).
 
A constatación de que o NW Ibérico compórtase como un territorio amplo e heteroxéneo introduce unha compoñente espacial que non convén obviar para a súa interpretación paleoambiental; e obriga a considerar outras referencias como guía para coordinar as diferentes dinámicas rexionais recollidas no conxunto do territorio. Os rexistros isotópicos (tanto os recuperados no xeo de Grenlandia como os procedentes dos sedimentos mariños) poden ser unha boa opción, xa que recompilan as principais variacións climáticas que afectaron ao Atlántico Norte durante miles de anos (Walker et al. 1999; Shackleton 1987; Boessenkool et ao, 2001); e tales oscilacións parecen coincidir coas principais alteracións que afectaron á vertente Atlántica da Península Ibérica, polo menos durante o último ciclo glaciar-interglaciar (van der Knaap & van Leeuwen 1997; Muñoz Sobrino, 2001; Ramil-Rego et ao, 2005, Gómez-Orellana et al., 2007).
 
O rexistro dos cambios climáticos e ambientais para o último episodio glaciar Os modelos derivados das reconstrucións isotópicas oceánicas e dos cores de xeo polares son empregadas para avaliar e reaxustar a escala rexional-subrexional a información obtida por análise polínicos e por outras disciplinas paleoecolóxicas. A información dispoñible na actualidade no ámbito da Península Ibérica soamente permite avaliar a reconstrución de determinadas áreas Atlánticas e Mediterráneas para o último ciclo glaciar-interglaciar do Cuaternario, sendo a información dos ciclos precedentes aínda moi reducida e fragmentada.
 
A secuencia completa de eventos ocorridos durante o último ciclo Glaciar-Interglaciar do Cuaternario, foi fixada a partir das secuencias isotópicas obtidas en sondaxes oceánicas e posteriormente polas sondaxes realizadas nos xeos polares (Shackleton, 1969; Ruddiman et al., 1977; Martinsson et al., 1987; Dansgaard, 1993; GRIP Members, 1993; Jouzel et al., 1993; Petit et al., 1999; etc.).