El final del Eemiense

¿cómo fue?

Según la hipótesis hasta ahora más aceptada es que el fin del Eemiense y comienzo de la Ultima Glaciación se inició hacia el 115 ka (hace 115.000 años), cuando las nieves que caían durante el invierno en el norte de Canadá comenzaron a resistir el verano, sin licuarse del todo. En las regiones de Labrador y de la Tierra de Baffin, una pequeña bajada de las temperaturas veraniegas sería suficiente, aún hoy, para que la nieve sobre el suelo persistiese de un año a otro sin derretirse. Hacia el 115 ka se daban unas condiciones de insolación idóneas para que tal cosa ocurriera. Debido a los ciclos de Milankovitch —especialmente al referido a la excentricidad de la órbita terrestre— durante el transcurso del interglacial (entre el 125 ka y el 115 ka) se produjo en esas latitudes altas del hemisferio norte una transición rápida desde una insolación veraniega fuerte a otra mucho más débil. En poco más de diez milenios hubo una disminución de más de 100 Wm-2 en la intensidad de radiación solar recibida en 65ºN (de 550 Wm-2 a unos 440 Wm-2 ).

Diferencias de insolación hace 115 mil años con respecto al presente (en W/m2) según el mes y la latitud. Los valores negativos son los de la zona azul. Se observa que en el hemisferio norte la insolación era menor que ahora durante los meses de verano (Jn-Jl-Ag). En el hemisferio sur, sin embargo, los más desfavorecidos eran los meses de la primavera austral (Sp-Oc-Nv).

En el 115 ka, el perihelio de la órbita anual de la Tierra alrededor del Sol, es decir la época del año de máxima proximidad al Sol, ocurría en el invierno del hemisferio norte, igual que acontece en el presente. Y el afelio, el momento de mayor lejanía de la Tierra al Sol, se producía en el verano del hemisferio norte. Por otra parte, la excentricidad de la órbita era mayor que la actual y la inclinación del eje era menor.

Estos factores reunidos producían un menor contraste estacional que el que existe hoy en el hemisferio norte, es decir, una insolación invernal más alta y, lo que es más importante, una insolación veraniega más baja.

Una vez que la nieve resistía la fusión del verano, las primeras nieves del siguiente otoño, a diferencia de lo que ocurre hoy, encontraban un terreno favorable sobre el que poder cuajar y acumularse. El color blanco de la nieve producía una superficie muy reflectante, aumentaba el albedo, disminuía la insolación absorbida y, por un mecanismo de feedback positivo, facilitaba la progresiva acumulación de más nieve.

Además, en los bordes meridionales de aquellas regiones árticas cubiertas de nieve, los bosques de la taiga se degradaban debido al refrescamiento del verano y daban paso a un paisaje de tundra mucho más claro. La blancura de la nieve caída en la tundra hizo aumentar el albedo. De esta forma se producía una agudización del frío y quedaba anulado el aumento de la insolación invernal. Para algunos paleoclimatólogos el papel jugado por este cambio del color de los paisajes en las altas latitudes fue decisivo en el comienzo de la glaciación (Noblet, 1996).

En el Océano Artico, los sedimentos marinos parecen indicar que hacia el 115 ka se produce una frenada bastante brusca de la circulación termohalina, que coincide con el aumento de la extensión de la banquisa helada, lo que favorece aún más el aumento del albedo y el enfriamiento.

Pero en el sur de Europa el clima se mantuvo relativamente caliente durante varios milenios más, hasta que una gran pulsión de agua frías polares con icebergs procedentes de los mantos septentrionales ya formados, alcanzó la latitud de Portugal hacia el 106 ka. Terminaba así definitivamente el Interglacial Eemiense y comenzaba la Ultima Glaciación.

interrogantes

Uno de los mayores interrogantes paleoclimáticos es saber por qué el hemisferio norte y el hemisferio sur entraron casi sincrónicamente en la Ultima Glaciación, ya que la geometría orbital que implicaba la existencia de veranos boreales frescos en el 115 ka, no provocaba lo mismo en el hemisferio austral, en donde la disminución radiativa en el 115 ka recaía en la primavera, y no en el verano.

Como hemos indicado, según la teoría clásica de Milankovitch, la glaciación debió haber comenzado en el hemisferio norte. Ahora bien, los yacimientos paleoclimáticos del hemisferio sur indican que allí también se produjo, casi simultáneamente, hacia el 115 ka, un recrudecimiento del frío, con avances de los glaciares del sur de los Andes, de la Patagonia y de la banquisa de hielo que circunda la Antártida.

El mecanismo de transmisión de la glaciación de un hemisferio a otro no está todavía muy claro. Hay incluso indicios de que en los Mares del Sur el enfriamiento que marcó el final del Eemiense comenzó varios milenios antes que el 115 ka, es decir, antes de que se dieran las condiciones adecuadas para el inicio de la glaciación en el hemisferio norte (Ikehara, 1997). De la comparación de las mediciones en los hielos de Groenlandia y de la Antártida, no se puede deducir tampoco que la glaciación en el norte precedió a la del sur. Sólo cuando consigamos tener resoluciones temporales inferiores a los 500 años para la época del comienzo de la Ultima Glaciación, se podrá aclarar el problema de la interconexión de los dos hemisferios.

En el caso de que la glaciación comenzara en las latitudes altas del hemisferio norte, es posible que una disminución en la circulación termohalina oceánica provocara el enfriamiento de la Antártida. Ocurre que en las épocas cálidas interglaciales, como la actual, parte del agua profunda que se forma en el Atlántico Norte (NADW) aflora en los Mares del Sur tras recorrer todo el Atlántico por niveles profundos e intermedios. Esta masa de agua aflorante, aunque fría, no lo es tanto como la que se forma en la costa antártica (AABW), por lo que modera el intenso frío del aire que rodea, cerca de la costa, al continente austral. Una vez comenzada la glaciación en el hemisferio norte, la circulación termohalina atlántica se debilita y dismuye ese afloramiento, por lo que las capas de agua de los Mares del Sur quedan más estratificadas y se enfrían. Al final, como consecuencia, la Antártida también se enfría.

Corte vertical esquematico de las aguas y corrientes profundas en el Atlantico en la actualidad. En el circuito termohalino el agua superficial se hunde en las latitudes altas. En las cercanías del Artico se forma la masa de agua denominada NADW (North Atlantic Deep Water) y en las cercanías de la Antártida la masa de agua, aún más densa, denominada AABW (Antarctic Bottom Water).

 

Otra hipótesis, que pondría el acento en el hemisferio sur, es que el incremento de la banquisa invernal que rodea la Antártida, muy sensible a los cambios térmicos del aire, unido al incremento de la salinidad del agua, pudo también provocar una mayor producción de AABW (Antarctic bottom water). Esta masa de agua muy fría, que avanza hacia el norte del Atlántico por las profundidades, pudo incrementar la estabilidad vertical del agua al llegar al Atlántico Norte, reducir allí la producción de NADW (North Atlantc Deep Water) y la circulación termohalina y, en consecuencia, incrementar el enfriamiento (Liu, 2005).

gases invernadero

Un posible mecanismo de transmisión del frío al hemisferio austral fue la disminución a escala global de los gases invernadero (dióxido de carbono, metano y vapor de agua). Según Shackleton, la disminución en unas 80 ppm de la concentración de CO2 tuvo más importancia a escala global que el feedback producido por el aumento del albedo en las regiones árticas (Shackleton, 2000). Gracias a una mejora en los nutrientes marinos, especialmente del hierro (acarreado por los vientos desde los continentes), se intensificó la fotosíntesis planctónica, aumentó la captación oceánica de CO2 y disminuyó su concentración atmosférica. Sin embargo, estudios recientes sobre la productividad biológica en el último ciclo glacial, realizados en numerosos sondeos marinos, indican que el bombeo biológico no puede dar cuenta más que de la mitad de esa disminución atmosférica de 80 ppm del CO2 (Kohfeld, 2005). Quizás también ocurrió que disminuyó la ventilación y trasvase de CO2 del mar al aire, especialmente la que ocurre en los Mares del Sur, debido al incremento de la extensión de la banquisa antártica y a la estratificación de las aguas (Gildor, 2001; Sigman, 2004).

Por otra parte, la reducción en las latitudes altas de la extensión de las zonas pantanosas y de las turberas, así como la reducción de la actividad biológica, debido al frío y a la expansión de los suelos congelados (permafrost), hizo disminuir drásticamente las emisiones de metano, CH4, potente gas invernadero. También es posible que las emisiones de metano procedentes de los hidratos congelados del subsuelo marino disminuyesen. La reducción de los bosques y de sus emisiones de VOC (volatile organic compounds; compuestos orgánicos volátiles: isoprenos y monoterpenos) también pudieron influir en una menor concentración de metano en la atmósfera, ya que la reducción de VOC pudo provocar una mayor concentración de los radicales OH que destruyen el metano (Valdés, 2005).

También por la disminución de los VOC y por la disminución del NO2 de origen biológico disminuyó probablemente el ozono troposférico, que actúa también como gas invernadero.

En último lugar, la disminución del vapor de agua en la atmósfera, debido a la disminución de la capacidad higrómetrica del aire causada por el frío, actuaría también como un importante feedback de enfriamiento. Piénsese que en las regiones subtropicales, que pasaron en el transcurso de la glaciación de semiáridas a áridas, una disminución de la concentración absoluta del vapor de agua del 0,1 % al 0,01 % implicaría una disminución de la retención del flujo saliente de la energía infrarroja terrestre de nada menos que 26 Wm-2 (Pierrehumbert & Roca, 1998). Por eso, algunos autores creen ver en los cambios de humedad del Trópico la clave principal de la propagación de los cambios climáticos a escala global. No es fácil determinar la disminución global que se produjo, ya que el vapor de agua no se distribuye homogéneamente en la troposfera. Sin embargo, se ha calculado que en el Trópico, en la capa límite superficial, de 0 km a 3 km, era un 20 % menor que en la actualidad y, por observaciones en los hielos de los Andes, se cree que en la alta montaña era un 50 % menor. Esas diferencias de la concentración de vapor de agua serían por sí solas suficientes para explicar una disminución de 3ºC o 4ºC en la temperatura.

referencias:

Gildor H. & Tziperman E., 2001, Physical mechanisms behind biogeochemical glacial-interglacial CO2 variations, Geophysical Research Letters, 28, 12, 2421-2425
Ikehara M. et al. 1997, Alkenone sea surface temperature in the Southern Ocean for the last two deglaciations, Geophysical Research Letters, 24, 679
Kohfeld K. et al., 2005, Role of marine biology in glacial-interglacial CO2 cycles, Science, 308, 74-78
Liu Z. et al, 2005, Atmospheric CO2 forcing on glacial thermohaline circulation and climate, Geophysical Research Letters, 32, L02706
Noblet N. et al. 1996, Possible role of atmosphere-biosphere interactions in triggering the last glaciation, Geopysical Research Letters, 23, 22, 3191
Pierrehumbert R. & Roca R. 1998, Evidence for control of Atlantic Subtropical humidity by large scale advection, Geophysical Research Letters, 25, 4537-4540
Shackleton N., 2000, The 100,000-year ice-age cycle identified and found to lag temperature, carbon dioxide and orbital eccentricity, Science, 289, 1897-1902
Sigman D. et al., 2004, Polar ocean stratification in a cold climate, Nature, 428, 59-62
Valdés P. et al., 2005, The ice age methane budget, Geophysical Research Letters, 32, L02704