Subida del mar y fases durante la Ultima Desglaciación
la subida del nivel del marLa subida del nivel del mar durante la última desglaciación, causada en su mayor parte por la fusión de los hielos continentales, no se realizó de forma sencilla, ni a un ritmo uniforme, y no se ajustó a la curva del aumento de la radiación solar estival del hemisferio norte.
Del estudio de las terrazas coralinas de la isla de Barbados, en el Caribe (Fairbanks, 1989), y de Huon, en Nueva Guinea, se deduce que el ritmo de la subida del nivel del mar durante la desglaciación —de algo más de 120 metros— no fue lineal (Edwards, 1993; Hanebuth, 2000). Al análisis de las terrazas de corales se le ha añadido recientemente algunos estudios de evolución de sedimentos costeros, todo lo cual permite distinguir tres pulsiones de fusión importantes (melt water pulse, MWP).
Subida del nivel del mar durante la última desglaciación según sedimentos costeros y diversas terrazas coralinas (en metros) y cálculo de la descarga de agua del deshielo (en miles de km3/año)(recuadro).
Los estudios sedimentarios en la plataforma oceánica australiana (Bonaparte Gulf) y en el mar de Irlanda parecen indicar que la desglaciación comenzó abruptamente hacia el 19 ka. Fue la primera pulsión de fusión intensa (melt water pulse, MWP 19 ka), con una subida de unos 10 metros, que ocurrió en unos pocos cientos de años, al comienzo del período frío denominado Oldest Dryas en Europa. El ritmo de subida debió alcanzar los 50 mm/año (Yokoyama, 2000; Clark, 2004; Alley, 2005). Probablemente se debió a un deshielo inicial de la Antártida que ocasionó una variación en el circuito termohalino de corrientes oceánicas que acabó afectando también al hemisferio norte, con mayor producción de NADW y calentamiento del Atlántico Norte (Weaver et al., 2003). Los análisis de Be-10 indican que las morrenas de Polonia y los Paises Balticos se retiraron considerablemente, indicando un fuerte deshielo del Manto Finoescandinavo (Rinterknecht, 2006).
A partir de la curva del ritmo de subida según los corales de Barbados se han solido considerar otros dos episodios cortos de fuerte deshielo. El primero (MWP-1A), de unos 20 metros, se produjo durante la primera parte del calentamiento Bølling-Allerød, aproximadamente entre el 14.200 y el 13.700 antes del presente, y la causa probable fue la descongelación parcial de hielo en la Antártida (Basset, 2005). Duró 500 años y el ritmo de subida fue rapidísimo, 40 mm/año.
El segundo fue menos importante (MWP-1B) y ocurrió alrededor del 11 ka, tras el calentamiento que dio fin al Younger Dryas y comienzo del Holoceno, Entre estos dos máximos de deshielo hubo un período de ritmo de subida reducido, de tan sólo 3 mm/año, correspondiente al Younger Dryas.
No se comprende muy bien por qué en el transcurso de la desglaciación hubo esas tres grandes pulsaciones de fusión de hielos y de subida del nivel del mar. Algunos científicos han especulado que serían debidas a un desfase entre el deshielo del manto Finoescandinavo, que ocurriría primero, y el del manto Laurentino, que tendría lugar después (Lindstrom, 1993). También pudo contribuir el deshielo de la Antártida. Sobre todo, en la MWP-1A (Clark, 2002). Pero no está claro aún en qué orden y de qué forma contribuyó cada fuente de deshielo a que se produjesen esos cambios bruscos de subida del nivel del mar (Quinn, 2000).
fases y desfases
Tampoco el aumento de las temperaturas durante la última desglaciación ocurrió de una forma lineal ni espacialmente simultánea. Por ejemplo, las curvas de evolución de las temperaturas en Groenlandia y en la Antártida, que se conocen gracias al estudio de los hielos, muestran una variación bastante diferente.
En Groenlandia, la temperatura aumentó sobre todo hacia el 14,7 ka y en unas pocas décadas alcanzó un valor medio casi semejante al actual (Severinghaus, 1999). La cantidad de nieve anual media se duplicó bruscamente de unos 10 cm/año a 20 cm/año según el sondeo en Summit. Inmediatamente después de este brusco calentamiento, que duró solo entre 10 y 50 años, la tendencia en Groenlandia de nuevo se invirtió y durante unos milenios se produjo una lenta regresión al frío, en cuyo momento de frío más intenso, entre hace 12,2 ka y 11,5 ka, las temperaturas llegaron a ser unos 15ºC más bajas que las actuales. y el espesor de la nieve precipitada cada año se redujo de nuevo a unos 10 cm. Este período frío, denominado Younger Dryas, acabó también bruscamente en el 11,5 ka, cuando de nuevo las temperaturas subieron definitivamente, poniendo fin a la glaciación.
Desfases durante la última desglaciación entre Groenlandia (arriba) y la Antártida (abajo) según los isótopos del oxígeno y del hidrógeno respectivamente.
En el Atlántico Norte y en Europa, el ritmo de la desglaciación fue probablemente parecido al de Groenlandia.
Los primeros síntomas comenzaron hacia el 19 ka, cuando probablemente la circulación termohalina del Atlántico estaba muy ralentizada después del primer deshielo importante .
Según estudios polínicos y de sedimentos lacustres, el llamado Oldest Dryas fue el último período frío de la glaciación, entre el 19 ka y el 14,7 ka. Durante esta fase ocurrió el episodio Heinrich1 de suelta masiva de icebergs en el Atlántico Norte. Coincidió con un enfriamiento intenso de las aguas registrado en el sondeo SU8118 frente a la costa del sur de Portugal (ver mapa). El Oldest Dryas siguió al Ultimo Máximo Glacial (LGM) , y aunque en principio fue más cálido, le superó en frialdad en algunas partes , al menos en las aguas portuguesas.
En la figura se representa la temperatura de las aguas superficiales veraniegas frente a Lisboa calculada a partir de dos calibrajes diferentes de las alquenonas.
Entre el 14,7 ka y el 13 ka,se produjo un brusco calentamiento, el cálido Bølling-Allerød, durante el cual, las temperaturas se mantuvieron altas. Numerosos yacimientos de polen en Europa indican que la flora glacial anterior de hierbas y arbustos del Oldest Dryas fue sustituída durante el Bølling-Allerød por una vegetación arbórea templada. No obstante, en el transcurso de este período cálido se intercalaron algunos intervalos cortos fríos. Hacia el 13 ka se entró bastante bruscamente en un período relativamente estable y frío, el Younger Dryas, (o Dryas III), que duró hasta el 11,5 ka. El nombre del período se deriva de la planta Dryas Octopelata, de pálidas flores amarillas, típica de la tundra, que hizo de nuevo su aparición en las tierras meridionales de Europa. A continuación tratamos este período con más detalle.
En la Antártida, la temperatura comenzó a aumentar hacia el 18 ka, antes de que lo hiciese con claridad en el hemisferio norte. La subida se interrumpió hacia el 14 ka y entonces se produjo un ligero enfriamiento (Jouzel, 2001). Este enfriamiento, llamado Antarctic Cold Reversal, no llegó a ser tan pronunciado como el de Groenlandia y acabó antes que el Younger Dryas, pues hacia el 12,5 ka la temperatura de nuevo reinició la subida.
También un reciente estudio polínico de una turbera de Nueva Zelanda parece indicar allí un período frío de unos mil años, comenzado en el 13,6 ka (Newnham, 2000), bastante antes de que el Younger Dryas del norte entrara en su apogeo. Estos desfases, aún bastante misteriosos, entre lo que indican los hielos de Groenlandia y de la Antártida, estuvieron quizás motivados por el efecto térmico diferente que causaba en uno y otro polo las descargas de agua dulce procedente de la fusión de los hielos y la variación de la circulación termohalina atlántica (Knorr, 2003; Knutti, 2004).
Pero no todos los modelos numéricos indican que las variaciones de la circulación termohalina produjeran este desfase bipolar (bipolar seesaw) (Stocker, 2002; Stocker, 2003). Algunos lo atribuyen más bien a una datación errónea de los sondeos interiores de la Antártida, en donde la nieve es muy escasa y creen que otros sondeos, como el de Law Dome, en la costa, y en donde la nieve es más abundante, permiten hacer una datación más precisa y producen unos resultados diferentes, en los que el bipolar seesaw queda más difuminado (Morgan, 2002).
Evolución de la cantidad de nieve precipitada en Summit, Groenlandia, en centímetros anuales, durante la desglaciación (arriba). Evolución de los isótopos del oxígeno dependiente de la temperatura (abajo).
referencias:
Alley R. et al., 2005, Ice-sheet and
sea-level changes, Science, 310, 456-460
Bassett S. Et al., 2005, Ice sheet and solid earth influences
on far-filed sea-level histories, Science, 309, 925928
Clark P. et al., 2002, Sea-level fingerprinting as a
dircet test for the source of global meltwater pulse IA, Science, 295,
2438-2441
Clark P. et al., 2004, Rapid rise of sea level 19,000
years ago and its global implications, Science, 304, 1141-1144
Edwards R.L. 1993, A large drop in atmospheric 14C/12C
and reduced melting in the Younger Dryas, documented with 230Th ages of
corals. Science, 260, 962-968
Fairbanks R.G. 1989, A 17.000-year glacio-eustatic sea
level record : influence of glacial melting rates on the Younger Dryas
event and deep-ocean circulation. Nature, 342, 637-642
Hanebuth et al., 2000, Rapid flooding of the Sunda Shelf:
a late-glacial sea-level record, Science, 288, 1033-1035
Jouzel J. Et al., 2001, A new 27 ky high resolution East
Antarctic climate record, Geophysical Research Letters, 28, 16, 3199-3202
Knorr G & G. Lohmann, 2003, Southern ocean origin
for the resumpt of Atlantic thermohaline circulation during deglaciation,
Nature, 424, 532-536
Knutti R. et al., 2004, Strong hemispheric coupling of
glacial climate through freshwater discharge and ocean circulation, Nature,
430, 851-856
Lindstrom D.& McAyeal D. 1993, Death of an Ice sheet,
Nature, 365, 214-215
Morgan V. et al. 2002, Relative timing of deglacial climate
events in Antarctica and Greenland, Science, 297, 1862-1864
Newnham & Lowe, 2000, Fine-resolution pollen record
of late-glacial climate reversal from New Zealand, Geology, 28, 759
Quinn T., 2000, Shallow water science and ocean drilling
face challenges, EOS, 81, 397-404
Rinterknecht V. et al., 2006, Cosmogenic 10 Be ages on
the Pomeranian Moraine, Poland, Boreas, 35, 3, 605-606
Severinghaus J.P. & Brook E.J 1999, Abrupt climate
change at the end of the last glacial period inferred from trapped air
in polar ice, Science, 286, 930-934
Stocker T. 2002, North-South connections, Science, 297,
1814-1815
Stocker T., 2003, South dials North, Nature, 424, 496-499
Weaver A.J. et al. 2003, Meltwater pulse 1ª from Antarctica
as a trigger of the Bølling-Allerød warm interval, Science,
299, 1709-1713
Yokoyama Y. et al., 2000, Timing of the last glacial
maximum from observed sea level minima, Nature, 406, 713-716