Calentamiento Global o Glaciacion

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INTRODUCCIÓN

El cambio climático, y en particular el calenta-miento global, es el primer problema científico enla historia que ha provocado una cumbre mundialde estados y ha convocado alrededor a toda la opi-nión pública. Pero ¿qué pasa con la glaciación?

Pocas veces he pensado tanto alrededor del títu-lo de un trabajo. Todo el mundo se pregunta quépasará si el sistema climático se calienta y muy po-cos se preguntan si puede enfriarse, si puede volverla glaciación. La realidad es que la pregunta, plante-ada así, no tiene sentido porque estamos en plenaglaciación (aunque tal vez en una etapa final) y elclima podría evolucionar hacia una fase glacial oestadio frío; pero la opinión pública raramente pue-de entrar en estos detalles. Por eso he tenido que ju-gar con la ambigüedad.

Una glaciación es cualquier periodo de la his-toria terrestre en la que hay glaciares a nivel delmar, como ahora ocurre en la Antártica, Groenlan-dia, Alaska o la Tierra del Fuego. En realidad vivi-mos en una glaciación que podemos llamar glacia-

ción Cenozoica porque comenzó hace unos 25m.a., en el tránsito Oligoceno-Eoceno, cuando laAntártida empezó a producir icebergs –y desde en-tonces no ha dejado de hacerlo. Sin embargo, el he-misferio norte, y en particular el casquete glacialártico ha sufrido grandes oscilaciones que han lle-gado hasta la destrucción del casquete Ártico al fi-nal del Pleistoceno. La perspectiva de los países ri-cos, y de sus científicos, nos ha hecho ver laretirada del hielo de Europa y Norteamérica comoel final de la glaciación, con una perspectiva nadamoderna mientras otras ciencias, como la tectóni-ca, se hacían globales.

Nada en el registro geológico apunta a que laúltima fase glaciar fuera la última de las de la gla-ciación Cenozoica; es decir, que deberíamos espe-rar un nuevo avance de los hielos y que tenemos co-nocimiento suficiente, incluso, para hacer algunaspredicciones.

Otro asunto es saber si el cambio climático a es-cala secular (o humana si se prefiere) puede llevar-nos a una glaciación de escala geológica. El proble-ma del cambio climático es, a priori, mucho más

¿CALENTAMIENTO GLOBAL O GLACIACIÓN?Global warming or glaciation?

Juan de Dios Centeno (*) y Mª Eugenia Moya-Palomares (**)

RESUMEN

El cambio climático global, esencialmente el calentamiento, es el primer problema ambiental que sus-cita la atención conjunto de los científicos, los políticos y los ciudadanos. Sin embargo, se olvida que aúnestamos en medio de una glaciación y que la posibilidad de una nueva fase de avance de los glaciares (dela criosfera) es un riesgo natural tan considerable como el calentamiento. La revisión de la historia delas glaciaciones y sus fases de avance y retroceso, de las causas de ambas y de la situación actual, nosdejan aún muchos interrogantes por resolver antes de estar seguros de que no podamos volver a un climamás frío.

ABSTRACT

Global warming is the first environmental problem that catches the attention of scientists, politiciansand citizens. However, we often forget that we still live into a glaciation and the possibility of a new ad-vance of the cryosphere is a natural hazard, as important as warming. A revision of the history of glacia-tions and glacial phases, and their causes, shows many questions still unanswered. A colder climate isstill possible.

Palabras clave: Glaciación, cambio climático, fases glaciares.Keywords: Glaciation, climate change, glacial phases.

TEMA DEL DÍA

Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005. (13.3) 220-229I.S.S.N.: 1132-9157

(*) Dpto. de Geodinámica, Facultad de Geología, Universidad Complutense de Madrid, Av. Séneca s/n, E-28040 Madrid. E-mail:[email protected](**) Departamento de Geología. Universidad de Alcalá. 28871 Madrid.

amplio que el de las glaciaciones. Pero la existenciade casquetes glaciares y su evolución es un factordeterminante del clima terrestre y condiciona lacomprensión de alguno de los aspectos más impor-tantes de los cambios del nivel del clima: el papelde la criosfera como regulador climático, los cam-bios del nivel del mar, los efectos de cambios detemperatura sobre la dinámica de los casquetes cli-máticos.

Por eso me ha parecido mejor, repasar la evolu-ción de la glaciación Cenozoica y de sus oscilacio-nes para acabar jugando a la especulación –más quea la predicción- respecto a si es posible, o probable,un nuevo avance de los hielos.

FACTORES DEL SISTEMA CLIMÁTICO TE-RRESTRE

El sistema climático está compuesto de muchossubsistemas: la atmósfera, la hidrosfera, la criosfe-ra, la biosfera y la litosfera (figura 1). Cada compo-nente del sistema tiene sus propias característicasfísicas y escalas temporales de respuesta. Los mo-delos numéricos de la criosfera y litosfera son dis-tintos de los demás subsistemas y sus tiempos derespuestas son, en general, mucho mayores (entremiles y millones de años frente a los días o siglosde la atmósfera y las aguas oceánicas superficiales).Esta característica es de extrema importancia por-que criosfera y litosfera actúan como reguladoresclimáticos frente a oscilaciones de los parámetrosde frecuencia alta.

Sin embargo, un tiempo de respuesta largo noimplica necesariamente una velocidad de cambiolenta, ya que la falta de respuesta puede dar paso areajustes muy rápidos cuando se superan determina-das condiciones de umbral. Tanto la criosfera comola litosfera pueden parecer insensibles a un cambioacumulado de una variable del sistema (por ejemploCO2 atmosférico), pero cuado se supera alguna situa-ción de umbral, su respuesta puede ser muy rápida.

La importancia de los subsistemas climáticos enla variabilidad del clima puede ser representada enun análisis espectral, como el de la figura 2. La cur-va representa la varianza de la temperatura mediaen la superficie, cuando se estudia en intervalos detiempo de duración variable. Las mesetas de dichacurva representan el papel regulador de los subsis-temas con mayores tiempos de respuesta, aunquesobre la tendencia general hay una serie de picos.Los picos situados sobre los 0,01 años correspon-den a variaciones diurnas y sus armónicos y los pi-cos de 1 año señalan las variaciones estacionales.Vuelven a detectarse máximos en la varianza cuan-do se contemplan períodos de 100.0000, 41.000 y25.000 años aproximadamente, que han sido reco-nocidos como respuestas a los ciclos orbitales deexcentricidad, inclinación del eje y precesión de losequinoccios respectivamente.

Mientras la atmósfera y las capas superficialesdel océano son los subsistemas responsables de loscambios diurnos y estacionales, la criosfera será elsubsistema que ofrece la mayor respuesta a los ci-clos orbitales.

221Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.3)

BiosferaCriosfera

Nubes

Litosfera

Espacio

Atmósfera:

N2, O2, O3, H2O, CO2,

aerosoles, etc

Biosfera

Relieve,

vegetación,

albedo, etc.

Cal

or,

agua

y

E C

inét

ica

Su

stan

cias

, cal

or,

agu

a y

En

erg

ía

Cin

étic

a

Energía

mareal

Radiación

terrestre

Océanos

(hidrosfera)

Radiación

solar

Sol

Fig. 1. Representación simplificada de los almacenes y flujos principales del sistema climático. Modificadode Crowley & North (1991)

No se dispone de análisis espectrales para perío-dos mayores del millón de años (y en este sentidose ha modificado el gráfico original de Mitchell,1968) pero, si aceptamos la influencia de la activi-dad tectónica en el clima, hay dos posibilidades: laexistencia de periodicidad en la tectónica global,como en el modelo de supercontinente, o un carác-ter más aleatorio. En el primer caso volveríamos atener un máximo de varianza bien definido, y en elsegundo la varianza sería difícil de predecir paraperiodos de tiempo mayores.

En la figura 2, los picos de varianza de100.0000, 41.000 y 25.000 años indican que algunosde los cambios más importantes del clima terrestre–por su amplitud y duración- están controlados porla criosfera. Si añadimos a esto que el desarrollo yla evolución de las glaciaciones puede, según algu-nos modelos, depender de los ciclos orogénicos, elestudio de las glaciaciones es una clave importantepara la comprensión de los cambios climáticos.

CAUSAS DE LAS GLACIACIONES

Todos los modelos sobre el origen de las glacia-ciones tratan de explicar los dos posibles mecanis-mos de enfriamiento climático:

El enfriamiento global, es decir, cambios en elbalance climático global. Los modelos de balanceenergético, como el de la figura 3, pueden predecirel resultado de cualquier cambio en los parámetrosque regulan la entrada y salida de energía en el Sis-tema climático.

La redistribución energética con enfriamientolocalizado en las áreas polares. Los modelos de re-distribución de energía, casi siempre modelos bidi-

mensionales (figura 4), predicen el efecto en la dis-tribución geográfica de la temperatura según cam-bien las posibilidades de transporte de energía.

A su vez cualquiera de estos dos mecanismospuede responder a cambios en el planeta (causas te-rrestres) o cambios de tipo astronómico (causas ex-ternas). En la tabla 1 se han incluido algunas de lasposibles causas de cambio en el balance o cambiosen la redistribución.

Para discutir la validez de estos modelos con-viene conocer la historia de las glaciaciones terres-tres, sobre todo la historia de la glaciación Cenozoi-ca y, especialmente, la de sus oscilaciones

222 Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 2005 (13.3)

Fig. 2. Análisis espectral de la varianza de la temperatura de la superficie terrestre. Modificado de Mitchell(1968).

Fig. 3. Esquema de los elementos del balance glo-bal de radiación. Modificado de Scheider, 1990.

cuaternarias, ya que son las que tienen más impor-tancia en la evaluación de los cambios climáticosactuales y en la respuesta de los casquetes glaciares.

Glaciaciones pre-cenozoicas

A lo largo de la historia geológica hay numero-sas huellas de la existencia de casquetes glaciares anivel del mar, que es el criterio que define conven-cionalmente una glaciación. La duración de estosperíodos depende de los criterios para su identifica-

ción, pero poco a poco se va comprendiendo que lasglaciaciones son una configuración del sistema cli-mático tan normal como la de la ausencia de cas-quetes (figura 5).

Una apreciación muy limitada permitió pensar enla existencia de un clima “normal” interrumpido pun-tualmente por glaciaciones o “edades de hielo”. Pocoa poco se pasó a entender que las oscilaciones del sis-tema climático han llevado de los periodos de glacia-ción a los de no glaciación. Pero se ha mantenido la


Fig. 4. Distribución latitudinal de la temperatura,a partir de la distribución actual de la radiaciónsolar incidente, en tres escenarios de transporte deenergía (según Hooke, 2005).

Fig. 5. Distribución de las glaciaciones en la his-toria geológica. Modificado de Crowell & North,1991.

idea de dos configuraciones básicas del sistema cli-mático porque su funcionamiento, con o sin casque-tes, es enormemente diferente y, además, los cambiosde una a otra configuración parecen ser muy rápidos.

Las conexiones entre las glaciaciones y los acon-tecimientos paleogeográficos son muchas y bastantecomplejas, pero se manejan varias hipótesis sobrelas principales causas de las glaciaciones. Comenta-remos las tres hipótesis más factibles (figura 6):efecto anti-invernadero biológico, la distribución delos continentes y el efecto de las orogenias.

El efecto anti-invernadero (figura 6a) se refierea la fijación de CO2 atmosférico por fotosíntesis (uotro mecanismo). Es un proceso de cambio en elbalance global por causas terrestres. Esta podría serla causa, sobre todo, de las glaciaciones precámbri-cas, que son contemporáneas del la gran eclosión dela vida. Lo cierto es que la hipótesis está poco con-

trastada pero, especialmente cuando el efecto inver-nadero nos preocupa tanto, los mismos modelos quesirven para simular un calentamiento podrían servirpara simular el enfriamiento.

La distribución de los continentes (figura 6b)tiene dos papeles esenciales. Primero, que la pre-sencia de una zona continental en los polos facilita-ría, en cualquier momento de la historia geológica,la acumulación de hielo y la formación de casquetes(lo que tiene un efecto de realimentación positivaya que el hielo acumulado aumenta el albedo glo-bal). En este sentido, en todas las glaciaciones delas que queda registro, uno de los polos está situadosobre una región continental. Segundo, que algunasdistribuciones de los continentes dificultan la redis-tribución de la energía desde las zonas tropicaleshacia las polares; por ejemplo, en los tiempos dePangea, un único océano debía tener una gran efica-cia como distribuidor de energía. En ambos casos,se trataría de un cambio importante en la distribu-ción de la energía en la atmósfera y los océanoscontrolado por causas terrestres.

Las orogenias (figura 6c), por último, tienentambién tres efectos. Primero, elevan la altitud me-dia de las zonas continentales y, con ello, reducenla temperatura media y facilitan la acumulación denieve y la formación de glaciares de montaña (conel mismo efecto sobre el albedo). Segundo, ponenuna gran cantidad de silicatos a disposición de losagentes de meteorización que, en este proceso, fijangran cantidad de CO2 atmosférico en sedimentostransportados por los ríos hacia los océanos. Terce-ro, modifican la circulación atmosférica y con ellola redistribución de energía. Aquí, se trataría de unacausa terrestre que provoca a la vez un cambio en elbalance global y en la distribución de energía.

En algún momento se ha querido encontrar cier-to carácter cíclico en la tectónica de placas y en laformación de cordilleras, como en el modelo del ci-clo del supercontinente. Si hay un ritmo en la frag-mentación y agrupación de los continentes, y porello en la formación de cordilleras, también deberí-amos encontrar ese ritmo en las glaciaciones. Re-sulta fácil “intuir” ese ritmo cuando se compara lahistoria tectónica y la glacial, pero encontrar unaconexión científica es más difícil porque en númerode variables del sistema climático, y sobre todo altafrecuencia de algunos cambios climáticos (como losindicados en la figura 1) enmascara la posible rela-ción entre la tectónica y clima.

La especulación sobre la causa de las glaciacio-nes pre-cenozoicas es bastante interesante, pero to-das las causas mencionadas parecen haber contri-buido a la historia glacial

EL ESTABLECIMIENTO DE LA GLACIA-CIÓN CENOZOICA

La glaciación Cenozoica comenzó a desarrollarsedurante el Eoceno, momento en que se inicia un en-friamiento a escala global, y hace aproximadamente26 m.a. se detectan los primeros glaciares antárticos a


Fig. 6. Las tres hipótesis más aceptadas sobre elorigen de las glaciaciones. A. Un incremento de lavegetación favorece la fijación del CO2 atmosféri-co dando lugar a un efecto "antiinvernadero". B.Las corrientes circumpolares favorecen episodiosglaciares (Cenozoico) y las corrientes ecuatorialesfavorecen los episodis no glaciares (Pre-cenzoico).C. la formación de orogenos da lugar a la forma-ción de extensos campos de nieve que hacen au-mentar el Albedo.

a

b

c

nivel del mar (Ehrmann & Mackensen, 1992). Cuestatrabajo aceptar que lo que siempre se conoció comola glaciación cuaternaria se remonte a Oligoceno, pe-ro el registro geológico así lo demuestra. La últimaglaciación no duró un millón de años, sino que se ex-tiende desde hace casi 30 m.a. hasta la actualidad.

A lo largo del Terciario, los continentes y losorógenos adoptan una disposición muy parecida a laactual y parece bastante clara una conexión temporalentre la evolución paleogoegráfica y el inicio y ex-tensión de la glaciación. En este sentido, el esquemaque ya en 1985 presentaba Selby ilustra bastante bienesta relación (y aparece modificado en la figura 7).

Los acontecimientos paleogeográficos más rele-vantes que pudieron determinar el crecimiento de loscasquetes antártico y ártico parecen ser los que se pro-ducen entre el Oligoceno y el Mioceno, pero quedanpor resolver algunos problemas respecto a la primeraacumulación de hielos en la Antártida (figura 8). Entretales acontecimientos los más importantes son:

– Apertura del paso de Drake.– Apertura progresiva del Atlántico.– Cierre del Tethys en el Mediterráneo oriental.– Apertura del estrecho de Dinamarca.– Emersión del istmo de Panamá.– Levantamientos alpinos, en especial la cordi-

llera Himalaya.

Además, estos acontecimientos provocaron uncambio del sistema climático global con la migra-ción hacia latitudes bajas de los cinturones de pre-sión, de vegetación y de las regiones morfogenéti-cas.

En la Antártida el máximo glaciar se ha datadoentre 9 y 14 m.a. BP (Denton, 1984) basándose enla edad de los basaltos que fosilizan las morrenasdel máximo avance glaciar, o 2,7-3,2 m.a. BP (Hof-fe et al., 1992) mediante el estudio de la acumula-ción de Be a partir de rocas expuestas tras el retro-ceso glaciar.

En el hemisferio Norte, las primeras huellasde glaciares a nivel del mar se remontan a 9-10m.a. BP en Alaska. Sin embargo, los primerosdepósitos de “ice-rafting” (sedimentos transpor-tados por icebergs y acumulados en depósitosmarinos) no aparecen hasta 5 m.a. BP, casi si-multáneamente a las primeras huellas glaciaresen Sudamérica.

Con este retraso en el desarrollo de la glaciacióncomienzan las diferencias entre ambos hemisferios.Mientras hay pocas huellas de oscilaciones mayoresen el casquete Antártico, en el hemisferio Norte laamplitud de los cambios climáticos fue tan grandeque, al menos en una ocasión (el Holoceno), el cas-quete Ártico llegó a ser destruido.


Fig. 7. Cambios paleogeográficos cenozoicos yprincipales acontecimientos en la historia de laglaciación y el clima cenozoicos (modificado deSelby, 1985).

Fig. 8. Mecanismo de destrucción de domos mari-nos y banquisas (modificado de Hughes et al.,1977)

LAS OSCILACIONES CLIMÁTICAS CUA-TERNARIAS

Las oscilaciones climáticas del cuaternario,principalmente en el hemisferio norte, constituye-ron tradicionalmente el principal asunto de estudioen la glaciología y ahora son la base para la predic-ción del clima y los glaciares a escala global. Parael estudio de las oscilaciones de este período ha si-do imprescindible el uso de métodos cada vez másdistanciados de las áreas glaciares, pero que hanpermitido un modelo climático completo para todoel Cuaternario. Los métodos más usados puedenclasificarse según los materiales estudiados:

a. Estudios en depósitos continentales

– Con el estudio de materiales derivados direc-tamente de la actividad glaciar se generó elmodelo clásico alpino de cuatro ciclos cuater-narios y todas las interpretaciones respecto ala dinámica local del hielo.

– Mediante el estudio de terrazas fluviales, de-pósitos de loess y paleosuelos, fuera del áreade actividad glaciar, se detectaron por primeravez los episodios estadiales e interestadialesdentro de las fases glaciares.

– Para los estudios de cronoestratigrafía y osci-laciones climáticas se utiliza la palinología, elestudio de las asociaciones de formas fósiles yla industria prehistórica.

– Recientemente se está ensayando el estudio deBe acumulado para datar el tiempo de exposi-ción a los rayos cósmicos de rocas previamen-te cubiertas por los hielos.

b. Estudios en depósitos oceánicos

– Las asociaciones de organismos permiten ela-borar datos sobre la temperatura y salinidaddel agua en el momento de su sedimentación.Además sirven para establecer una cronoestra-tigrafía detallada.

– Las terrazas marinas permiten reconstruir lasvariaciones del nivel del mar e indirectamenteel espesor del hielo acumulado.

– La cantidad de carbonatos en sedimentos oce-ánicos da una idea indirecta de la cantidad dedetritos derivados de “ice-raftings”.

– Las proporciones isotópicas (18O/16O) en con-chas de foraminíferos o en testigos de hieloprocedentes del casquete Antártico u otrosglaciares permiten reconstruir las oscilacionesen el volumen de hielo a escala global e indi-rectamente las de temperatura y nivel del mar.

Dentro del período de tiempo ocupado por unaglaciación se suele usar una jerarquía para clasificarlas oscilaciones climáticas, dividiendo la glaciaciónen fases glaciares e interglaciares, y las fases glacia-res en estadiales e interestadiales. La introduccióndel método 18O/16O llevó a la diferenciación de es-tadios isotópicos: períodos de tiempo entre un máxi-mo isotópico de una fase glaciar y el primer mínimode una fase interglaciar (figura 9).

El estudio conjunto de todos estos datos y de lasdataciones precisas existentes ha permitido estable-cer un cuadro detallado de las oscilaciones climáti-cas plio-cuaternarias. Para el último millón de años,que equivaldría a lo considerado como cuaternarioa principios del siglo XX, los cuatro ciclos clásicosalpinos (Günz, Mindel, Riss y Würm) correspondenen realidad, como mínimo, a unas 22 etapas isotópi-cas y, por tanto, a 11 ciclos glaciares.

LA CAUSA DE LAS OSCILACIONES GLA-CIALES CUATERNARIAS

Aunque se ha tratado de relacionar las oscilacio-nes glaciales cuaternarias con varias causas terrestreso extraterrestres (como los ciclos de manchas sola-res), actualmente se acepta como la causa principal lapropuesta por Milutin Milankovïc (1879-1958), porcambios en la intensidad de radiación recibida comoconsecuencia de los ciclos de variación de la excen-tricidad de la órbita terrestre (93.408 años), la incli-nación del eje de rotación (41.000 años) y la prece-sión de los equinoccios (25.920 años).

En términos generales, las oscilaciones han sidomás evidentes en el hemisferio Norte. Consecuente-mente, Milankovïc ya propuso que las fases deavance global de los glaciares correspondían con


Balance global (Q/Q0) �

Tem

per

atu

ra m

edia

glo

bal

(ºC

)�

1

Sin hielo

Con casquetesA

A’

E

E’’

E’

B

B’

Fig. 9. Un aumento de balance global en un plane-ta con hielo produce un aumento casi lineal de latemperatura (A-A’) hasta que se produce la fusióntotal del hielo. Una reducción del balance de ra-diación en un planeta sin hielo produce una reduc-ción bastante lineal de la temperatura (B-B’) hastaque las bajas temperaturas producen la formaciónde hielo. La conexión entre estas dos configuracio-nes es un fenómeno catastrófico ya que la linea A’-B’ representa estados inestables del sistema. Conel actual balance de radiación (Q/Q0 = 1) sólo lospuntos E y E’’ representan estados posibles, entrelos que media un gran salto de temperatura.

periodos de veranos frescos e inviernos templadosen el hemisferio N. Según su idea, que ha sido lue-go desarrollada por autores como Rediman &McIntyre (1981), la precipitación de nieve en las la-titudes altas se produce todos los inviernos (al me-nos en el Cuaternario), pero la acumulación se vefavorecida por los inviernos cálidos, que permitenla llegada de borrascas húmedas a la región ártica, ylos veranos frescos, que no favorecen la fusión y laproducción de icebergs. Al contrario, los periodosde inviernos fríos impiden la llegada de precipita-ciones en invierno al núcleo de los casquetes y losveranos cálidos producen altas tasas de fusión y for-mación de icebergs. Estas condiciones se relacionancon los tres ciclos orbitales, de forma que las condi-ciones orbitales que favorecen el crecimiento y re-troceso de los hielos están reflejadas en la tabla 2.

El ajuste temporal es bastante bueno. Las últimastres fases de destrucción de hielo ártico (hace249.000, 127.000 y 11.000 años) coinciden con epi-sodios de veranos cálidos e inviernos fríos en el he-misferio Norte. Las últimas fases de crecimiento(por ejemplo las de hace 187.000 y 73.000 años)coinciden con veranos cálidos e inviernos templa-dos en el hemisferio Norte.

A pesar de ese ajuste temporal, quedan algunosproblemas por resolver antes de aceptar definitiva-mente el modelo de Milankovïc, en especial, paraentender las oscilaciones del casquete Ártico. Elprincipal problema es que cualquiera que fuera elvolumen del casquete ártico, entre 84 y 98 Gm3

(Gigametros cúbicos), las variaciones orbitales noprodujeron una variación energética suficiente paraprovocar la fusión en áreas polares, ni el suficiente


Tabla 2. Configuraciones orbitales y oscilaciones

Configuración

orbital favorable

para la acreción

del hielo

Máxima excentricidad

Pequeña inclinación del eje de rotación

Solsticio de verano (N) en el Perihelio (máxima distancia en verano del

hemisferio N)

Hemisferio

Norte

Máxima insolación

en invierno (entrada

de borrascas

húmedas en ártico)

Mínima insolación en

verano (alta fusión en

verano ártico)

Hemisferio

Sur

Máxima insolación

en verano


invierno

Configuración

orbital favorable

para la fusión del

hielo

Mínima excentricidad

Gran inclinación del eje de rotación

Solsticio de verano (N) en el Afelio (mínima distancia al Sol en verano del

hemisferio N)

Hemisferio

Norte

Máxima insolación

en verano (altas tasas

de fusión y

“calving”)


invierno (poca entrada

de borrascas húmedas)

Hemisferio

Sur

Máxima insolación

en invierno


verano

enfriamiento como para la construcción del casque-te. En ambos casos, hay buscar un mecanismo derefuerzo del efecto orbital sobre la radiación y sobrela acreción y destrucción de hielo.

En cuanto al crecimiento, el hallazgo de hieloformado por congelación basal (Oerter et al., 1992)cambia radicalmente los tiempos necesarios para elcrecimiento del casquete. Según indican los cam-bios en el nivel del mar, el casquete ártico se cons-truyó en un periodo de unos 9.000 a 13.000 años.Mientras que las nevadas necesitarían 20.000 a30.000 años para acumular el hielo del casquete, lacongelación de agua marina permitiría la construc-ción del casquete en un periodo de tiempo de inclu-so 1.000 años. Teniendo en cuenta que buena partedel casquete Antártico está apoyado bajo el niveldel mar, y que eso debió ocurrir con el casquete Ár-tico, la congelación de agua marina parece impres-cindible para explicar el crecimiento del casquete.

En cuanto a la última fase glacial parece que ladestrucción del casquete Ártico se produjo en unperiodo de unos 10.000 años (entre 16.000 y 6.000BP). El mecanismo orbital suministró un total de2,5x1024 J en la zona ártica y en ese periodo, peroun albedo del 75% produjo un suministro efectivode unos 5,0x1023 J. Los cálculos indican que la fu-sión del casquete requería un suministro energéticode 7,6x1023 a 8,7x1023 J, es decir, que el mecanis-mo orbital suministró el 30% o menos de la energíanecesaria. Sin embargo, la destrucción de banquisasy domos marinos (ice-calving) podría determinar eltraslado de grandes volúmenes de hielo (ice-rafting)hacia las bajas latitudes donde se dispondría de laenergía necesaria para su fusión (Hughes et al.,1977 y Doake & Vaugham, 1991).

El proceso se retroalimenta positivamente, ya quela fusión superficial del hielo, cuando éste se apoyasobre fondo situados bajo el nivel del mar, produce elbombeo de agua templada bajo las corrientes de hie-lo, por flotación de la capa de hielo adelgazada porfusión. Esto produciría primero un retroceso de tipocatastrófico y después la liberación de “icebergs” queserían fundidos en latitudes subtropicales.

EL CASQUETE ÁRTICO Y LAS LATITUDESMEDIAS

Durante los períodos de crecimiento del casque-te, al igual que en la actualidad, el suministro de hu-medad para la precipitación en áreas árticas se en-contraba en el Atlántico. Desde allí, las borrascaspasaban hacia el Ártico entre Groenlandia y Euro-pa, contribuyendo a la acumulación de nieve sobrelas banquisas o tierras emergidas. Sin embargo,conforme el casquete se fue extendiendo, el frentepolar y la circulación superficial del océano atlánti-co se fueron modificando, desplazando la trayecto-ria de las borrascas hacia el sur.

Hace 18.000-16.000 años, cuando se inició elretroceso del casquete Ártico, las borrascas circula-ban con una trayectoria aproximada W-E chocandocon la península Ibérica. Se calcula que entonces

los icebergs llegaban al Cantábrico cuya superficiese congelaría en los fríos inviernos inducidos por ladisposición orbital de ese momento. En esta situa-ción, el suministro de nieve al ártico quedó muy re-ducido y la llegada de un periodo de veranos cáli-dos facilitó el inicio de la destrucción del casquete.Sin embargo, las aguas frías y poco salinas de fu-sión ocuparon la superficie del Atlántico Norte a lolargo de todo el Holoceno, manteniendo la trayecto-ria meridional de las borrascas.

Estos cambios en la trayectoria de las borrascasen el último ciclo glaciar explican algunas observa-ciones en la Península Ibérica:

– La escasez de huellas glaciares correspondien-tes a los ciclos más antiguos puede explicarseporque sólo el último ciclo produjo un despla-zamiento tan importante del frente polar.

– Las borrascas que atravesaban la península enesos momentos procederían de un océano su-perficialmente frío, por tanto, una mala fuentede humedad. Así se explican las enormes dife-rencias del glaciarismo cuaternario cuando nosalejamos del Atlántico.

– Las condiciones climáticas en ese momentodebieron ser extremadamente frías, y en el in-terior secas, ya que las borrascas provenían deuna superficie oceánica muy fría. De ahí laabundancia de depósitos eólicos en el interior,sobre todo en la meseta Norte.

El avance de los hielos y el enfriamiento de lasuperficie del Océano como consecuencia de lasaguas de fusión bloquearon esta fuente de humedadmediante dos mecanismos: reduciendo la evapora-ción, como consecuencia de la temperatura, y des-viando la trayectoria de las borrascas invernales ha-cia latitudes medias. Algunas pruebas de estasituación se encuentran en el estudio de la fauna delos depósitos oceánicos (Ruddiman & McIntyre,1988). En estos momentos el mecanismo de retroce-so afectaría por tanto a domos cuyas áreas de acu-mulación pasaban por un período de escasas precipi-taciones y, por ello, especialmente inestables.

Además, centrándonos en la criosfera, hay con-tradicciones respecto a los mecanismos y velocidadde respuesta de los casquetes glaciares. El caráctercontinental de los casquetes actuales (aunque no de-bemos olvidar que buena parte del casquete Antárti-co tiene su base bajo el nivel del mar) puede resistirgrandes cambios en el régimen energético de las la-titudes polares sin respuestas importantes. En todocaso, la gran pregunta es: cuando los casquetes gla-ciares, en especial el Antártico, superen el umbralde respuesta ¿A qué velocidad lo harán? En estesentido, hay variables como la posición de su baserespecto al nivel del mar, el espesor de los sedimen-tos subglaciares o los mismos mecanismos de flujoglaciar que pueden ser la clave de la respuesta.

El mecanismo de destrucción del casquete Árticoes un buen ejemplo del reajuste “catastrófico”. Y silos modelos numéricos son ciertos el proceso es muyprobable aunque fuera mediante otros mecanismos.


El modelo de la figura 9 representa la relaciónentre temperatura media global y balance energéticocuando se considera el factor albedo. Su configura-ción, similar a la de una función de “catástrofe encúspide” de la teoría de Catástrofes, demuestra queel “salto repentino” hacia una atmósfera más calientey un planeta sin casquetes puede producirse con unpequeño cambio en el balance global. En tal caso, elcambio de temperatura sería enorme y, una vez ini-ciado, difícil de detener. Como consecuencia delcomportamiento histerésico de dichas funciones larecuperación de un clima “cenozoico” requeriría unbalance energético mucho “más frío” que el actual.

EL FUTURO. CUESTIONES POR RESOLVER.

La enorme cantidad de variables dificulta todaprevisión de futuro. El resultado de las previsionesdepende de los parámetros considerados como rele-vantes y la escala temporal de la previsión.

A la escala de milenios o intervalos mayores pa-rece que podemos concentrarnos en las variacionesorbitales, salvo cambios imprevisibles como los ac-cidentes tectono-climáticos del tipo del volcán Pi-natubo. Los ciclos orbitales predicen que, pasada laúltima fase de destrucción del casquete ártico, unnuevo episodio de crecimiento estaría a punto dellegar (dentro de unos 10.000 años). De todas for-mas, estas predicciones son poco prácticas y no ve-rificables, lo que reduce bastante su interés.

A la escala de decenios parece más interesanteplantear la influencia de los cambios de composi-ción atmosférica debidos a la actividad humana.Existen previsiones, pero los expertos no están deacuerdo en algunos aspectos:

– La cuantificación de los mecanismos de retro-alimentación, por ejemplo fijación de CO2 enlas rocas y los organismos, que pudieran redu-cir la variación del efecto invernadero.

– El efecto de un calentamiento del AtlánticoNorte sobre la circulación de las borrascas,hasta el punto de que el calentamiento pudieraconvertirse en un mecanismo forzador del cre-cimiento del hielo.

– El efecto de la fusión de casquetes sobre la su-perficie oceánica y las corrientes profundas.Por ejemplo, las aguas de fusión pueden blo-quear la evaporación en el Atlántico Norte, re-duciendo así la formación de aguas de alta sa-linidad y acabando con la corrientetermo-halina de aguas profundas, que es fun-damental para entender la redistribución ener-gética del planeta.

– La estabilidad del casquete Antártico. Un cas-quete continental es más estable que uno mari-no, pero el inicio de la fusión (con el consi-guiente ascenso del nivel del mar) y el hechode que buena parte del casquete Antártico estáapoyado en suelo situado bajo el nivel del mar,podría producir una situación de inestabilidad ydestrucción muy rápida de la masa de hielo.

Los modelos son muy sólidos en lo que se refie-re al calentamiento global, algo menos cuando setrata de predecir el cambio de temperatura a escalaregional y muy pobres a la hora de enfrentarse alcomportamiento de los glaciares. La incertidumbre,no obstante, no es un consuelo: grandes masas dehielo (en glaciares de casquete y montaña) se estándestruyendo a gran velocidad y cualquier mecanis-mo de realimentación negativa (que pudiera llevar-nos de nuevo a una fase glacial) funcionaría a velo-cidades “geológicas”.

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Calentamiento Global o Glaciacion