Causas de la Ultima Desglaciación
La fusión del hielo en el hemisferio norte se inició entre el 20 ka y el 18 ka (entre hace 20.000 años y 18.000 años) y finalizó por completo hacia el 8 ka (hace 8.000 años), cuando se alcanzó un volumen y extensión bastante semejante al actual. Es probable, sin embargo, que parte del hielo de la Antártida Occidental haya seguido fusionándose hasta muy recientemente. Quizás el retroceso de las plataformas de hielo costero que se manifiesta en algunos lugares de la Antártida sería una continuación de la desglaciación comenzada hace veinte mil años (Conway, 1999).El inicio de la última desglaciación (Terminación I) todavía guarda muchas incógnitas. Los sondeos en los hielos de los dos extremos de la Tierra indican que lo que ocurría en Groenlandia a veces no estaba en fase con lo que ocurría en la Antártida. Ni siquiera está perfectamente clara la teoría clásica de que la deglaciación comenzó antes en el hemisferio norte que en el hemisferio sur, pues se ha constatado que en el transcurso de varios interestadiales el calentamiento de la Antártida antecedió al de Groenlandia. También parece que en los Andes tropicales, la última desglaciación se produjo varios miles de años antes que en el hemisferio norte (Seltzer, 2002).
De todas formas, todavía la teoría preferida es que la desglaciación comenzó en el hemisferio norte y que los cambios ocurridos en el Atlántico Norte antecedieron en unas cuantas décadas al calentamiento global (Jouzel, 1999). Si así fue, una sucesión de causas y efectos de la desglaciación pudo ser la siguiente:
Veranos más cálidos. El factor que disparó el proceso, según la teoría clásica, fue de índole astronómica. Durante los veranos, la radiación solar en las latitudes altas del hemisferio norte —que, según los ciclos de Milankovitch, comenzó a aumentar en el 22 ka— incrementó la fusión estival de los hielos. Y durante los inviernos, al permanecer todavía frío el Atlántico Norte, empezó a producirse un suministro insuficiente de agua evaporada, con lo que la acumulación de nieve invernal en los mantos continentales Laurentino y Finoescandinavo comenzó a ser menor que la ablación veraniega.
Radiación solar media de los meses del verano que incide en el tope de la atmósfera en la latitud 65ºN y 65ºS, durante los últimos treinta mil años.
Disminución del albedo. Una vez iniciado el retroceso de los hielos en los bordes meridionales de los mantos, se produjo un feedback decisivo: en las altas latitudes de Norteamérica y de Eurasia, el bosque boreal, que iba recuperando terreno a la tundra, hizo disminuir el albedo del paisaje —sobre todo durante la primavera y el verano—, por lo que aumentó la temperatura de la mitad iluminada del año.
Disminución de la banquisa marina. El aumento de calor estival en las regiones subárticas hizo que disminuyese la extensión de la banquisa ártica, que durante la glaciación actuaba como un aislante térmico entre el mar y el aire. Además, aumentaba el albedo allí donde desaparecía el hielo.
Cambios en la circulación de vientos. La pérdida de altura del enorme manto Laurentino modificó las corrientes de vientos, especialmente los de las latitudes medias. El flujo que desde el Pacífico entra en Norteamérica, al topar con un obstáculo menor, aumentó su componente zonal oeste-este. También en el norte de Europa, la disminución durante el invierno de los anticiclones de bloqueo que antes provocaba el manto Finoescandinavo contribuyó a una penetración más fácil y profunda en el continente de las masas de aire templadas llegadas del Atlántico.
En definitiva, la mayor zonalidad oeste-este de los westerlies ayudó a que tanto Norteamérica como Eurasia tuviesen unos inviernos menos crudos gracias a una mayor influencia oceánica.
Aumento de los gases invernadero. Otro factor que aceleró la descongelación y que quizás contribuyó a que fuese global —y que no se ciñese solamente al hemisferio norte— fue el incremento de los gases invernadero.
La concentración del dióxido de carbono en la atmósfera aumentó en casi 100 ppm y contribuyó al calentamiento. En el transcurso de la desglaciación pasó de unas 180 ppm a unas 280 ppm, es decir de 360 gigatoneladas (Gt) a 560 Gt (en la actualidad el reservorio atmosférico es de 730 Gt).Este incremento produjo un aumento radiativo en superficie de unos 2,4 Wm-2, que repercutiría directamente en un incremento térmico global de algo más de 1ºC.
Concentración de dióxido de carbono (arriba) y de metano (abajo) durante el último ciclo glacial en partes por millón (ppm) del aire (fuente:sondeo GISP en Groenlandia).
El CO2 añadido a la atmósfera durante la desglaciación no pudo provenir del reservorio de la vegetación continental y de los suelos, ya que se produjo también un aumento del carbono retenido por los suelos y por la biomasa terrestre. Se calcula que durante el Ultimo Máximo Glacial el carbono retenido en el reservorio de las tierras continentales (suelos y vegetación) era unos 800 Pg menor que el de hoy (Kaplan, 2002). Durante la desglaciación se produjo una expansión de las zonas de vegetación selvática y una disminución de las extensiones de sabanas y desiertos. En las latitudes medias y altas, la vegetación arbórea colonizó tierras que antes estaban heladas o que sostenían una pobre vegetación de tundra (Adams, 1990) En definitiva, en el transcurso de la desglaciación hubo una captación de CO2 por parte de la vegetación continental, cuya biomasa se incrementó notablemente.
Con una salvedad que actualmente ha salido a la luz: quizás provino en gran medida del carbono que había estado retenido en los suelos y en la vegetación que con la subida del nivel del mar quedaron inundados. Se ha calculado que el carbono liberado debido a la inundación y la descomposición de la vegetación y suelos de esas plataformas emergentes, podría haber incrementado la concentración de CO2 atmosférico entre 90 y 120 pmm (Montenegro, 2006). Ahora bien, esta teoría es reciente y no se sabe aún en qué proporción ese carbono biológico inundado pasó al aire.
Por lo tanto, parece que una gran parte del incremento del carbono atmosférico lo suministró el océano.
Son dos los procesos posibles de transferencia (inversos a los que ocurrieron en el inicio de la glaciación:a) una mayor ventilación oceánica con afloramiento más intenso de aguas profundas ricas en CO2
b) una disminución de la captación fotosíntética de CO2 atmosférico por parte del fitoplancton marino.
Paradójicamente estos dos procesos son contradictorios, ya que un mayor afloramiento de aguas profundas implica más suelta de CO2 al aire, pero suele estar acompañado de un mayor aporte de nutrientes y, por lo tanto, de una mayor producción fitoplanctónica, lo que implica lo contrario: más absorción de CO2 por parte del océano. Y viceversa. Por lo tanto no es fácil saber cuál de estos dos procesos prevaleció y cómo variaron de intensidad en el transcurso de la desglaciación (Sundquist, 1993).
Recientes modelos de circulación oceánica indican que probablemente lo más importante fue la mayor ventilación oceánica, especialmente en los Mares del Sur cercanos a la Antártida. La mengua de las banquisas de hielo y el incremento del flujo termohalino de corrientes, con un mayor afloramiento de aguas profundas, ventiló el océano, exhalando a la atmósfera parte del CO2 que durante la glaciación había sido retenido en sus aguas (Stephens, 2000).
También pudo haber cambios en la ventilación de CO2 que se produce en el Pacífico Ecuatorial. Actualmente esta es la zona de mayor evasión de CO2 a la atmósfera (del orden de 1 Pg/año). La mayor parte se produce en su zona oriental, en donde el upwelling es más intenso. En las épocas más cálidas de la glaciación, en los interestadiales, parece que las situaciones de La Niña son más frecuentes y la suelta de CO2 en el Pacífico Ecuatorial más intensa. Lo mismo pudo ocurrir en los milenios de la desglaciación, especialmente durante el Bølling-Allerød (Palmer & Pearson, 2003).
Recientemente se ha pensado que el CO2 también pudo provenir del permafrost descongelado que durante la glaciación habría retenido una gran cantidad de carbono. Según el investigador ruso Zimov en la actualidad el permafrost retiene más carbono que el contenido en la vegetación (650 Gt) y algo menos que el contenido en los suelos (1.500 Gt). Durante la glaciación pudo contener más del doble y este carbono, por descomposición, fue liberado en forma de dióxido de carbono y de metano durante el proceso de la desglaciación (Zimov, 2006).
Una parte indeterminada del incremento del CO2 pudo provenir también de la oxidación atmosférica del metano, ya que el CH4 en la atmósfera se combina con los radicales OH y se destruye formando CO2 y agua.
el metano
La concentración de metano durante la desglaciación se duplicó, pasando de 0,4 ppm a 0,7 ppm. Esta duplicación produjo un aumento radiativo directo de unos 0,3 Wm-2, por lo que la subida térmica atribuíble en sí a este aumento (sin otros efectos indirectos) sería tan sólo de alguna décima de grado.No está claro aún a qué se debió el incremento del gas en el aire. Probablemente la clave está más en las regiones de las latitudes altas que en las tropicales. En las latitudes altas se formaron nuevos humedales allí en donde se fueron retirando los hielos: en Canadá, Siberia y norte de Europa, especialmente. Además la subida del nivel del mar y la ocupación de las tierras costeras polares contribuiría a la descongelación de vastas zonas de permafrost y al escape de metano retenido en los cristales de hielo del subsuelo (MacDonald, 1990).
Por otra parte, un factor importante del incremento de la concentración del metano atmosférico pudo ser la disminución de los radicales OH en el aire, los cuales oxidan y destruyen la molécula de CH4. Esta disminución de radicales OH pudo ser debida al aumento de ciertos compuestos volátiles orgánicos, VOC, como isoprenos y monoterpenos, aceites olorosos que arrojan al aire los bosques y que consumen también esos radicales. En definitiva, el aumento de la vegetación arbórea favoreció también el incremento del metano (Valdés, 2005).
el óxido nitroso
Otro gas invernadero que incrementó su concentración atmosférica en el transcurso de la desglaciación fue el óxido nitroso (N2O): de 0,19 ppm a 0,27 ppm. El aumento supuso un forzamiento radiativo directo de unos 0,3 Wm-2 , semejante al del metano. Las principales fuentes de N2O son los suelos tropicales y templados, y las zonas oceánicas de afloramiento de aguas profundas. Su sumidero principal es la estratosfera, en donde se fotodisocia en otros compuestos. Al igual que el metano, sus variaciones durante la desglaciación siguieron la evolución de las temperaturas (Flückiger, 1999).
el vapor de agua
Finalmente, pero no menos importante, el aumento del vapor de agua contenido en la atmósfera fue posible gracias al aumento de la temperatura del aire, lo cual reforzó decisivamente el efecto invernadero y el calentamiento.
referencias:
Adams J.M. el al. 1990, Increases in terrestrial carbon storage from the Last Glacial Maximum to the present, Nature, 348, 711-714
Conway H. et al. 1999, Past and future grounding-line retreat of the West Antarctic Ice Sheet, Science, 286, 280-283
Flückiger J. et al. 1999, Variations in atmospheric N2O concentration during abrupt climatic changes, Science, 285, 227-230
Jouzel J. 1999, Calibrating the isotopic paleothermometer, Science, 286, 910-911
Kaplan J, 2002, Wetlands at the Last Glacial Maximum: distribution and methane emissions, GRL, 29, 6, 3-1/3-4
MacDonald G. 1990, Role of methane clathrates in past and future climates, Climatic Change, 16, 247-281
Montenegro A. et al., 2006, Carbon storage on exposed continental shleves during the glacial-interglacial transition, Geophysical Research Letters, 33, L08703
Palmer M. & P. Pearson, 2003, A 23,000-Year record of surface water pH and pCO2 in the Western Equatorial Pacific Ocean, Science, 300, 480-482
Seltzer G. et al., 2002, Early warming of tropical South America at the last glacial-interglacial transition, Science, 296, 1685-1686
Stephens B. & Keeling R. 2000, The influence of Antarctic sea ice on glacial-interglacial CO2 variations, Nature, 404, 171-174
Sundquist E.T. 1993, The global carbon dioxide budget, Science, 259, 934-941
Valdés P. et al., 2005, The ice age methane budget, Geophysical Research Letters, 32, L02704
Zimov S. et al., 2006, Permafrost and the global carbon budget, Science, 312, 1612-1613