Gases invernadero durante la desglaciación Un factor que debió contribuir a la desglaciación fue el incremento de los gases invernadero: el dióxido de carbono, el metano, el óxido nitroso y el vapor de agua. dióxido de carbono (CO2) La concentración del dióxido de carbono (CO2) pasó de menos de 200 ppm a unas 280 ppm (ver fig1 y fig2). Este incremento produjo un aumento radiativo en superficie de unos 2,4 Wm-2, lo que repercutiría directamente en un incremento térmico global de poco más de 1ºC (ver flujos). El CO2 añadido a la atmósfera durante la desglaciación no pudo provenir del reservorio de la vegetación continental. Durante el proceso se produjo en las latitudes tropicales una expansión de las zonas arboladas de vegetación selvática y un encogimiento de las de las sabanas y de los desiertos. En las latitudes medias y altas, la vegetación arbórea colonizó también tierras que antes estaban heladas o que sostenían una pobre vegetación de tundra. En definitiva, hubo una captación de CO2 por parte de la vegetación continental, cuya biomasa se incrementó notablemente, así como el carbono retenido en los suelos. Entonces, ¿de dónde provino el CO2 que hizo aumentar su concentración en el aire? La respuesta parece clara: de los océanos. Son dos los procesos posibles (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 fotosintética de CO2 atmosférico por parte del fitoplancton marino (ver fig3). Paradójicamente estos dos procesos a y b son contradictorios, ya que un mayor afloramiento de aguas profundas, aunque implica más suelta directa de CO2 al aire, suele venir acompañado por un mayor aporte de nutrientes a la superficie del agua y, por lo tanto, facilita una mayor producción fitoplanctónica y la absorción oceánica de CO2. Por lo tanto no es fácil saber cuál de estos dos procesos prevaleció y cómo variaron de intensidad en el transcurso de la desglaciación Recientes modelos de circulación oceánica indican que probablemente el más importante fue el primero de ellos: la mayor ventilación oceánica. Ocurrió especialmente en los Mares del Sur. Allí, la progresiva mengua de la banquisa de hielo antártica y el incremento del flujo termohalino de corrientes, permitió una mayor ventilación del océano, trasnfiriéndose a la atmósfera parte del CO2 que durante la glaciación había sido retenido en las profundidades del mar (ver fig4) También pudo haber cambios en la ventilación de CO2 en el Pacífico Ecuatorial. Actualmente ésta 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 que provocan los alisios es más intenso. En las épocas más cálidas de la glaciación, en los interestadiales, las situaciones de La Niña (fuertes alisios) eran más frecuentes y la suelta de CO2 en el Pacífico Ecuatorial era más intensa (no así en el Atlántico). Lo mismo pudo ocurrir en los milenios de la desglaciación, especialmente durante el Bølling-Allerød. 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. metano (CH4) 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. Tampoco está claro aún a qué se debió el incremento del gas metano en el aire. Probablemente hubo un incremento de las emisiones en las regiones de las latitudes altas. Allí se formaron nuevos humedales en las zonas en donde se fueron retirando los hielos: en Canadá, en Siberia y en el norte de Europa, especialmente. Además la subida del nivel del mar y la ocupación de las tierras costeras polares pudieron contribuir a la descongelación de vastas zonas de permafrost y al escape de metano retenido en los cristales de hielo (hidratos de metano) del subsuelo continental o incluso costero. óxido nitroso (N2O) Un tercer gas 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. vapor de agua (H2O) Finalmente, pero no menos importante, el vapor de agua contenido en la atmósfera (poderoso gas invernadero) debió aumentar a medida que se incrementaba la temperatura del aire, lo cual reforzaría decisivamente 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 Flückiger J. et al. 1999, Variations in atmospheric N2O concentration during abrupt climatic changes, Science, 285, 227-230 MacDonald G. 1990, Role of methane clathrates in past and future climates, Climatic Change, 16, 247-281 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 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 |
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