El Utimo Máximo Glacial.
1. magnitud del frío y del hielo2. los mantos de hielo Laurentino y Finoescandinavo
5. excepciones húmedas en América y en Asia
Desde hace 115 ka (115.000 años) y durante el transcurso de la glaciación, el aire se fue enfriando progresivamente, aunque no de forma lineal. El punto más frío se alcanzó hace unos 22 ka, en el llamado Ultimo Máximo Glacial Entonces la temperatura media global de la superficie del planeta llegó a ser unos 7ºC inferior a la del comienzo de la glaciación.
La magnitud del enfriamiento fue muy diferente según la latitud. La bajada térmica fue mucho mayor en las latitudes altas que en las bajas, y fue también mayor en el interior de los continentes que en las costas. Así, en muchas partes del planeta, la temperatura media pudo descender más de 15ºC. De recientes sondeos en Groenlandia se deduce que la temperatura en el Ultimo Máximo Glacial era allí, en Summit, 23ºC inferior a la actual, una diferencia que es el doble, de la deducida, unos 10ºC, a partir de los estudios isotópicos del oxígeno y del deuterio del hielo (Dahl-Jensen, 1998). Se calcula que la bajada de la temperatura media en el conjunto de las tierras del hemisferio norte fue entre 5,7ºC y 8,7ºC.
En las tierras tropicales la bajada de temperatura media fue menor, de unos 5ºC, aunque el cambio hidrológico y paisajístico fue también considerable. En los períodos fríos disminuyeron las precipitaciones y vastas extensiones de selva fueron sustituídas por otras de sabana.
Con respecto al mar, la superficie oceánica se enfrió por término medio entre 4ºC y 5ºC, y las aguas profundas se enfriaron entre 1ºC y 2ºC. En las latitudes altas del Atlántico Norte el enfriamiento del agua superficial pudo superar los 10ºC.
Figura. Diferencias de temperatura (en ºC) con respecto al presente de las aguas superficiales del Atlántico Norte durante el Ultimo Máximo Glacial (22 ka), en los meses de Agosto y Febrero, según el proyecto CLIMAP realizado en 1976.
La magnitud del enfriamiento en los mares tropicales ha sido en las últimas décadas tema de discusión. Las estimaciones de las temperaturas superficiales basadas en el estudio isotópico de los foraminíferos, que realizaron los miembros del proyecto internacional CLIMAP en 1976, indicaban con respecto al presente un descenso térmico de tan sólo unos 2ºC, e incluso un aumento de 1ºC y 2ºC en algunas zonas del Pacífico subtropical. Sin embargo, una nueva reconstrucción de las variaciones de los conjuntos de foraminíferos en los mares tropicales indica un enfriamiento mayor, de entre 3ºC y 4ºC, especialmente en las partes orientales del Oceáno Atlántico y del Oceano Pacífico (Mix, 1999).
Durante el Ultimo Máximo Glacial, en el período comprendido entre el 23 ka y el 19 ka, el total de los hielos acumulados en los glaciares y en los mantos continentales alcanzó su mayor valor. A medida que se acumulaba hielo en los continentes, se sustraía agua de los océanos y en consecuencia descendía el nivel de los mares. Cuando la acumulación de hielo continental fue máxima, el nivel de los mares quedó entre 120 y 140 metros por debajo de la cota actual. De este modo, vastas extensiones de las plataformas continentales, hoy emergidas, quedaron al descubierto, con lo que los cursos bajos de muchos ríos seguían entonces una trayectoria muy diferente y podían tener una desembocadura muy alejada de la que tienen hoy día.
En el hemisferio norte la glaciación supuso un enorme cambio paisajístico. Durante los estadios más fríos, los mantos de hielo y el suelo congelado (permafrost) ocupaban de forma perenne, en invierno y en verano, 27 millones de kilómetros cuadrados, es decir, un 40 % de las áreas continentales de Norteamérica y de Eurasia. La cota más baja de las nieves perpetuas de los sistemas montañosos estaba de media unos 900 metros por debajo de la actual.
En el hemisferio sur el aumento del área continental cubierta de hielo no fue tan importante, pues el mar impedía su expansión. En la propia Antártida, el volumen del hielo durante la Ultima Glaciación parece que era muy poco diferente al actual (Colhoun, 1992). En América —en los Andes del Sur y en la Patagonia— así como en las montañas de Nueva Zelanda, la cota de las nieves perpetuas descendió unos 1.000 metros. Es interesante anotar que estudios polínicos en Nueva Zelanda parecen indicar que allí las condiciones de frío más intensas, es decir, el período del Ultimo Máximo Glacial, comenzaron a darse antes que en el hemisferio norte, entre hace 28 ka y 30 ka (Vandergoes, 2005).En el mar, durante las épocas de más frío de la Ultima Glaciación, la superficie cubierta por la banquisa de hielo marino era más amplia, tanto la del Artico, que se expandía por el Atlántico Norte hasta el sur de Islandia, como la que rodea el continente de la Antártida (en la actualidad la extensión máxima de la banquisa marina de hielo llega a cubrir el 13% de la superficie terrestre).
En el Atlántico Norte, los icebergs provenientes del manto laurentino eran llevados, por una circulación ciclónica diferente a la actual, hacia el este, y bajaban hasta latitudes muy meridionales, a la altura de la Península Ibérica. La frialdad de las aguas, entre 5ºC y 10ºC más frías que las actuales, ayudaban en su avance meridional, especialmente en invierno. El frío intenso afectaba también al Mediterráneo. En la cueva Cosquer, cercana a Marsella, cuya entrada se encuentra hoy sumergida bajo el agua, los habitantes prehistóricos que vivieron allí hace 20.000 años incluyeron en sus pinturas rupestres pingüinos de una especie (pinguinus impennis) que posteriormente, durante el Holoceno, solamente ha habitado el Atlántico Norte.
La banquisa antártica —que en la actualidad tiene una extensión de unos 20 millones de km2, en invierno y de 4 millones de km2 en verano, y un espesor medio de 1 metro— se expandía considerablemente hacia el norte en invierno, aunque el paso de Drake, entre la Antártida y América del Sur, nunca llegó a congelarse, con lo que siempre existió la corriente oceánica fría que circunvala y aísla aquel continente. En verano la extensión de la banquisa austral era semejante a la actual, según se deduce del estudio de los límites latitudinales de las diatomeas encontradas en los sedimentos de las costas de la Antártida (Crosta, 1998).
2. los mantos de hielo Laurentino y Finoescandinavo.
En los avances glaciales se creaban dos enormes zonas ocupadas por hielos, una en Norteamérica y otra al norte de Eurasia: el manto Laurentino y el manto Finoescandinavo, respectivamente. El área de acumulación de los hielos avanzaba en las épocas más frías hasta latitudes muy meridionales. Los mantos de hielo septentrionales no sólo fueron cubriendo las latitudes altas sino que se adentraron profundamente también en las latitudes medias.
Un problema, todavía no dilucidado, es saber de dónde provenía la humedad suficiente para formar el enorme volumen de hielo acumulado con rapidez en los mantos continentales, especialmente en el Laurentino. Hasta ahora, la hipótesis más aceptada era que la humedad procedía del Atlántico Norte. Para ello debió mantenerse cálido durante bastante tiempo, gracias a que la Corriente del Golfo siguió funcionando. Pero en la formación del gran manto Laurentino se necesitaban tormentas de nieve mucho mayores y más frecuentes que las que hoy día suelen afectar al Quebec y al nordeste de Estados Unidos. Esas tormentas de nieve, diez veces más intensas que las actuales, debían estar asociadas a frentes muy activos provocados por el contraste entre las masas polares de aire frío que procedían del continente americano y las masas de aire húmedo y templado que se formaban sobre el océano Atlántico (Duplessy, 1993).
En una segunda teoría más reciente prima la idea de que la humedad procedía de latitudes meridionales, incluso tropicales. En efecto, el análisis detallado de los foraminíferos indica que el enfriamiento de las aguas de las latitudes altas fue muy rápido, por lo que, al ocurrir desde el inicio de la glaciación, no pudo ser la fuente de humedad. Sin embargo, las aguas superficiales de las latitudes tropicales se mantuvieron cálidas o, incluso, en un primer momento aumentaron su temperatura. De esta manera aumentó el gradiente térmico meridiano, lo cual repercutió en un mayor transporte de humedad desde el Trópico hacia el Artico (Khodri, 2001).
Figura. Circulación durante la glaciación. A medida que masas de aire muy frío superficial (en punteado blanco) son expulsadas hacia el sur desde el manto Laurentino y desde la región ártica, se crean flujos de retorno por sus bordes orientales (líneas rojas), que llevan hacia el norte aire cálido y húmedo, el cual suministra abundante nieve a los mantos de hielo. En la costa norteamericana del Pacífico, el relieve de las Rocosas (en marrón) facilita este retorno (fuente M.Leroux)
Cuando en superficie las masas de aire polar, frías y densas, se encaminan hacia el sur, se forma en altura y por los bordes una corriente de aire subtropical que se mueve en dirección contraria, de sur a norte, y que aporta la humedad evaporada en zonas más meridionales, de aguas más cálidas. Durante la glaciación, al irse formando los grandes casquetes de hielo Laurentino y Finoescandinavo, el proceso de intercambio meridiano de masas de aire muy diferentes se agudizó.
En el Pacífico, la configuración norte-sur de las Montañas Rocosas intensificaba las corrientes de retorno cálidas que se movían por encima y por el borde oriental de la masa de aire superficial fría expulsada desde el Artico. Su humedad abasteció de nieve abundante a la parte occidental del manto Laurentino y al manto de las Cadenas Costeras norteamericanas (Leroux, 1998).
El principal manto norteamericano, el manto Laurentino, ocupaba durante el Ultimo Máximo Glacial una extensión de 16 millones de km2 (32 veces la superficie de España) y su volumen era de unos 30 millones de km3, mayor que el del manto de hielo que cubre en la actualidad la Antártida. De esta forma, los hielos de Norteamérica acaparaban en volumen nada menos que un tercio del total del hielo continental terrestre. El manto Laurentino, extendiéndose hacia el sur, llegaba por la costa este de Norteamérica hasta una latitud de 36ºN, en donde hoy se localiza Nueva York (ese avance meridional, de haberse producido de forma semejante en Europa, hubiese supuesto que el manto Finoescandinavo llegase hasta el Mediterráneo).
Gracias a los aportes de la humedad proveniente del Atlántico, la acumulación de hielo en el manto Laurentino era más importante en su mitad oriental. La máxima altura del domo se situaba por encima de lo que es hoy la hundida Bahía de Hudson. Allí el espesor del hielo alcanzaba entre los 3.000 y los 4.000 metros. Toda esta región estaba alimentada por la humedad oceánica aportada por la actividad de las potentes borrascas invernales que se forman en la costa atlántica del nordeste de Estados Unidos y del Canadá. Probablemente existía otro domo importante al oeste, sobre Keewatin. En el extremo occidental, el manto Laurentino se juntaba, al llegar al sistema de las Rocosas, con el manto de hielo occidental que cubría las Cadenas Costeras del Pacífico: el manto de la Cordillera. Entre ellos dos había una vaguada en sentido meridiano, que se desheló antes, y que quizás fue utilizada en su emigración hacia el sur por los primitivos pueblos de América que llegaron desde Asia. En esta región occidental el suministro de humedad era mucho menor. Incluso, en gran parte de Alaska no se llegaron a acumular capas importantes de hielo a nivel del mar y existen pruebas de que la región sirvió de refugio para algunas especies de coníferas que sobrevivieron allí pese al frío. Por otra parte, al estar la superficie del océano unos 120 por debajo del actual nivel, no existía el actual estrecho de Bering, que separa Alaska de Siberia, por lo que era posible el paso de animales y de seres humanos entre Asia y América.
En Europa, los hielos del manto Finoescandinavo alcanzaron en el Ultimo Máximo Glacial un volumen de unos 7 millones de km3, unas cuatro veces menos que el volumen del manto Laurentino. El manto Finoescandinavo cubría esencialmente lo que es hoy Escandinavia y Finlandia. La máxima altura del domo, de unos 2.000 metros de espesor, se centraba en el norte del actual mar Báltico. Hacia el sur, los hielos cubrían todo el Báltico hasta Dinamarca y las llanuras del norte de Alemania y de Polonia, hasta lo que es hoy Berlín, en donde dejó unas claras huellas de relieve glaciar.
Hacia el oeste, a través de una llanura de tundra que hoy está inundada por las aguas poco profundas del Mar del Norte, se pasaba del manto de hielo Finoescandinavo al manto de hielo Británico, que cubría casi toda Gran Bretaña y casi toda Irlanda. El Canal de la Mancha también se encontraba emergido y probablemente el Rin, torciéndose hacia el oeste con respecto a su trayectoria actual, lo recorría hasta desembocar en el Atlántico a la altura de Bretaña. El descenso del nivel del mar hacía que una vasta extensión de la plataforma continental atlántica del noroeste de Francia y suroeste de Cornualles estuviese emergida.
Hacia el este, las fronteras del manto Finoescandinavo son todavía bastante vagas. Los hielos se prolongaban por el norte de Siberia, pero parece dudoso que en las zonas orientales alejadas del Atlántico se produjesen nevadas suficientes como para formar un casquete de hielo importante. Estudios recientes de sedimentos glaciares en los fondos de los mares de Barents y de Kara (Polyak, 2001; Polyak et al. 2002), y en el norte continental de Rusia, indican que probablemente el manto de hielo allí alcanzó su máxima extensión, no durante el Ultimo Maximo Glacial, sino al principio de la glaciación, hace unos 80 ka, cuando los hielos ocuparon todo el norte de Siberia Occidental, incluído el mar de Kara (Krinner et al, 2004). Entonces es posible que los ríos siberianos que hoy se dirigen al Artico quedasen bloqueados, formando gandes lagos en el margen meridional del manto y que incluso desviasen sus aguas predominantemente hacia el sur, hacia el Mar Negro y hacia el Caspio.
Figura. Mantos de hielo de Escandinavia, y de Barents y Kara hace 80.000 años (principio de la última glaciación). Es probable que al comienzo de la última glaciación se formase sobre lo que son hoy los mares árticos de Barents y de Kara, de aguas poco profundas, un gran domo de hielo de más de 3.000 metros de altitud, con su cúspide sobre las islas de Novaya Zemlya. Este manto luego menguó debido probablemente al crecimiento del domo finoescandinavo que le hizo sombra pluviométrica. En el último máximo glacial, hace 22.000 años, no parece ya existir. En los márgenes meridionales de este manto de hielo se formaron grandes lagos resultantes del caudal que los ríos siberianos ya no podían transportar hasta el Artico.
Luego, debido a la sombra que producía en esa zona oriental el domo finoescandinavo que crecía por el oeste y, quizás también, debido al enfriamiento de las aguas atlánticas y del mar de Kara, la nieve disminuyó y los hielos orientales menguaron o, incluso, desaparecieron (Svendsen,1999). Recientemente se han encontrado huellas de población humana (quizás Neanderthales) de hace 40 ka al norte de los Urales, en el círculo Artico, lo que indicaría que, a pesar del frío, el manto Finoescandinavo estaba entonces constreñido al oeste del continente euroasiático (Pavlov, 2001).
El frío de la glaciación vino acompañado, a escala global, por una mayor aridez, debido a la ralentización del ciclo hidrológico. Del estudio de los yacimientos de polen, del análisis de los paleosuelos y de los sedimentos glaciales, se deduce que hubo un gran empobrecimiento en la biomasa terrestre. Por ejemplo, en Europa se extendían por sus latitudes medias extensas áreas de permafrost sobre el cual sólo podía crecer una vegetación de tundra. Incluso las tierras ribereñas del norte del Mediterráneo estuvieron ocupadas por una vegetación esteparia y seca. De todas formas, hubo algunas regiones en las que ocurrió lo contrario.
En los Trópicos las selvas fueron en gran parte sustituídas por paisajes más abiertos de sabana. En la Amazonia la temperatura bajó unos 6ºC. Con el enfriamiento, las precipitaciones se redujeron y, en consecuencia, la extensión selvática perdió terreno a costa de un incremento de las sabanas. La fragmentación de la selva y su parcelación en refugios biológicos, que también había ocurrido en los anteriores ciclos glaciales, hizo que evolucionara cada nicho de forma independiente, lo cual pudo fomentar la riqueza en biodiversidad que hoy aparece en el conjunto de la Amazonia. La probable disminución de las precipitaciones fue en parte debida a la menor humedad transportada hacia el interior del continente por los vientos alisios del Atlántico, ya que la superficie del océano estaba más fría. También pudo ocurrir que la propia reducción de la selva agudizara la disminución de las precipitaciones, ya que más de la mitad de las precipitaciones de la Amazonia proceden del agua reciclada y evaporada en su propia cuenca.
Sin embargo, zonas contiguas a la Amazonia, en las regiones ocupadas hoy por el paisaje de sabana del cerrado brasileño y por el paisaje árido de la caatinga del nordeste, es muy posible que disfrutaran cíclicamente de períodos de mayores precipitaciones que las actuales. Ocurrirían cuando la insolación durante la época de lluvias (hacia Marzo) alcanzaban máximos en el ciclo determinado por la precesión de los equinoccios. En estas fases lluviosas la zona de convergencia intertropical ITCZ ganaba fuerza por la mayor insolación. El crecimiento de espeleotemas (estalactitas y estalagmitas) en algunas cuevas estudiadas se reanudaba en estas épocas lluviosas. Es posible que entonces la floresta amazónica conectase e intercambiase especies con la floresta atlántica que recubre la región costera brasileña (Wang, 2004).
En Africa tropical, en donde la bajada térmica fue de unos 5ºC, las selvas del Congo y de la costa del Golfo de Guinea se sabanizaron en su mayor parte y apenas quedaron unos retazos de selva cerrada en las riberas de los ríos y en algunos lugares costeros favorecidos por la topografía. En las altas mesetas de Africa oriental, los estudios polínicos indican también una reducción de las precipitaciones de un 30 %, lo que parece concordar con las estimaciones derivadas de las fluctuaciones del nivel de los lagos. Esta mayor sequedad sería también debida a cambios en la circulación atmosférica. En este caso, a la intensificación de los secos vientos del norte que desde Eurasia llegaban hasta la Península Arábiga y el este de Africa. Estimaciones basadas en el descenso del límite altitudinal superior de la vegetación arbórea y en el descenso altitudinal del límite de las nieves perpetuas del Kilimanjaro indican durante el Ultimo Máximo Glacial un enfriamiento incluso de entre 5ºC y 8ºC.
El desierto del Sahara era bastante más extenso que el actual durante los períodos más fríos de la glaciación. Avanzaba hacia el sur y se prolongaba por todo el oriente Próximo y suroeste de Asia. El estudio de los paleolagos muestra que tanto en esu borde norte —en las proximidades del Atlas— como en el sur —en la franja del Sahel— la aridez era mayor (Gasse, 1990).Las causas eran varias:
1) La mayor frialdad de las aguas oceánicas tropicales, tanto del Atlántico como del Indico, provocaban una menor evaporación marina y un menor aporte de humedad de las masas de aire veraniegas que penetran en el continente africano.2) El reforzamiento del anticiclón subtropical de las Azores en el Atlántico, menos extenso pero más potente, hacía que se intensificasen los vientos alisios. Aumentaba así el afloramiento de aguas frías profundas en la costa occidental africana, lo que daba una mayor estabilidad a las capas bajas del aire. Además, en el interior del continente, los vientos alisios del nordeste interferían en verano con los vientos del suroeste del monzón africano, y dificultaban la entrada de las masas húmedas atlánticas.
3) La pérdida de vegetación en la franja que discurre entre el Sahara y la costa del Golfo de Guinea restaba humedad al aire. Hay que tener en cuenta que parte de la humedad que precipita en el Sahel, en la zona semiárida del sur del Sahara, proviene de la evapotranspiración del agua previamente precipitada en las selvas costeras del Golfo de Guinea. Durante la glaciación, el retraimiento de estas selvas, redujo el reciclaje de la humedad y facilitó el avance hacia el sur del Sahara.
4) Debido a la pérdida de vegetación en el Sahel, aumentaba el albedo superficial (la cantidad de radiación solar reflejada), lo cual enfriaba la superficie. Disminuía así el gradiente térmico vertical y los movimientos convectivos y las precipitaciones.
El viento y la erosión eólica fueron durante la glaciación más intensos en las latitudes medias y altas. Espesos depósitos de polvo amarillento (loess) de aquella época recubren vastas llanuras del norte de Europa y, sobre todo, de China. Los ice cores de Groenlandia y de la Antártida contienen también en las capas correspondientes a la nieve de la Ultima Glaciación mucho más polvo que en las correspondientes al período actual.
El viento, la aridez de los paisajes y la falta de protección de una cubierta vegetal, favorecían la erosión eólica. El aumento de polvo en el aire, a su vez, pudo repercutir en el enfriamiento del clima glacial de dos maneras. En primer lugar, hacía más opaca la atmósfera a la penetración de los rayos solares; en segundo lugar, contribuía a la fertilización de las aguas marinas, pues, al aportar hierro, incrementaba la productividad del fitoplancton y hacía disminuir el CO2 atmosférico. Trataremos de este aspecto, aún muy debatido, un poco más adelante.
¿Por qué había más viento? Fundamentalmente porque aumentó el contraste térmico latitudinal entre las masas de aire originadas en las latitudes altas, recubiertas de hielo, y las masas de aire origindas en zonas de latitudes más bajas, libres de hielo.
En cuanto a los Trópicos, parece que aumentó la fuerza de los alisios en el océano Atlántico, pero no así en Pacífico. También los monzones de la India parece que eran más débiles en las épocas más frías de la glaciación (en correspondencia con situaciones del Niño). El upwelling y la abundancia del foraminífero Globigerina Bulloides en el mar de Arabia, frente a las costas de Omán, que se refuerza con monzones intensos y se debilita con lo contrario, disminuía en los estadiales y aumentaba en los interestadiales. Es probable que durante la glaciación una mayor cubierta de nieve y el enfriamiento del Tibet hiciese disminuir el gradiente térmico entre el mar y el continente, frenando el monzón de verano. Un mecanismo semejante parece haber actuado en los dos ultimos milenios (Feng, 2005).
Figura. Situación media en Julio en la India y en el Mar de Arabia. Se representa con diferentes colores la pluviometría del mes de Julio (las isoyetas en blanco). Las bajas presiones se centran al noroeste de la India y las altas presiones en el Indico. Los vientos del sureste (flechas azules) soplan fuertes frente a las costas de Omán, provocando resaca, un intenso afloramiento de aguas profundas y el enfriamiento de las aguas superficiales. Como resultado, el foraminífero planctónico Globigerina Bulloides se hace entonces abundante.
En el Atlántico, disminuyeron en extensión, pero aumentaron en potencia, el anticiclón de las Azores y su homólogo en el Atlántico sur, con lo que entre ellos y las bajas presiones ecuatoriales aumentó la fuerza de los alisios. Al ser más fuertes, los alisios atlánticos provocaban a lo largo de todo su recorrido un mayor afloramiento en superficie de aguas frías intermedias (Bush, 1998).
También provocaban un cambio en la configuración y en el reparto altitudinal de la nubosidad. Con las aguas más frías, se formaban en el Atlántico tropical más neblinas y nubes bajas, de alta reflectividad, mientras que disminuían las nubes altas, que tienden a retener el calor abajo y calentar la superficie. Por lo tanto, la fortaleza de los alisios ejercía, a través de los cambios en la nubosidad, un efecto de feedback que se saldaba en más frío.
En el Pacífico tropical, recientes estudios de las temperaturas del agua del mar (en las islas Galápagos y en Mindanao) indican que en su zona oriental (la más fría) el agua apenas se enfrió, mientras que en su zona occidental (la más cálida) el enfriamiento fue de unos 3ºC. Esto parece indicar que la situación barométrica y los vientos se parecían en cierta manera a los de una situación típica del Niño, con alisios más débiles, menos afloramiento de aguas frías intermedias y menos contraste térmico entre la región occidental y oriental del Pacífico tropical. Este vaivén térmico se repetía de la misma manera entre los estadiales y los interestadiales, con una situación del Niño en los primeros y de la Niña en los segundos (Stott et al. 2002; Koutavas et al. 2002).
5. excepciones húmedas en América y en Asia
Hubo, sin embargo, algunas e importantes excepciones con respecto al aumento de la aridez durante la Ultima Glaciación.En Norteamérica, vastas extensiones de la Gran Cuenca (que ocupa los estados de Nevada, Utah y Arizona), hoy semidesértica, fueron ocupadas durante el Ultimo Máximo Glacial por grandes lagos, en cuyas orillas crecía una vegetación de bosques abiertos de coníferas. Se debió a un cambio de la circulación atmosférica que incrementó las precipitaciones de aquella zona. Debido a la nueva topografía creada por los enormes mantos de hielo, especialmente por el manto Laurentino, la ondulación de los vientos del oeste quedó modificada (Broccoli, 1987). El enorme domo de hielo, de tamaño comparable a la meseta del Tibet, hacía que se dividiese en dos el flujo principal de los vientos del oeste a su paso por Norteamérica. Una de las ramas, la meridional, hacía que los vientos húmedos del Pacífico, con sus borrascas y frentes asociados, atravesasen América del Norte, por latitudes más sureñas. Así, en la Gran Cuenca americana, entre el sistema costero de Sierra Nevada y el sistema interior de las Montañas Rocosas, existieron desde el 30 ka hasta el 12 ka, dos enormes lagos: el Lahontan y el Bonnevillle, de los cuales hoy sólo quedan grandes extensiones salinas y algunos lagos residuales de mucha menor extensión, como Pyramid Lake, en Nevada, y Salt Lake, en Utah. El corrimiento hacia el sur de la posición media del flujo de vientos del oeste hacía que tanto la cordillera de Sierra Nevada como las Montañas Rocosas, de cuyas precipitaciones se alimentaban aquellos grandes lagos, fueran mucho más húmedas que en la actualidad (Hostetler, 1994).
Pyramid Lake, en Nevada. Es un lago remanente del gran lago Lahontan que ocupaba gran parte de ese estado norteamericano durante la última glaciación.
Uno de los métodos originales que se han utilizado para estudiar estas variaciones climáticas del suroeste de Estados Unidos es el análisis de las paleomadrigueras de roedores que habitaron esa zona. Las paleomadrigueras se encuentran en cavidades rocosas que son utilizadas por los roedores (especialmente del género Neotema en Norteamérica) como refugios y sitios de defecación. Si el clima es seco y la orina de los roedores cristaliza y preserva durante miles de años los restos vegetales y fecales de estas madrigueras. Su análisis, a partir de más de 2.500 paleomadrigueras encontradas en esta zona, permite sacar conclusiones y datar los cambios en la vegetación que experimentó esta región en el Pleistoceno final y en el Holoceno. Estudios semejantes de paleomadrigueras se están llevando a cabo más recientemente en regiones áridas y semiáridas de Sudamérica (Betancourt y Saavedra, 2002).
En Sudamérica, en la zona tropical situada al sur del ecuador, la humedad durante la glaciación era superior a la de hoy. Los sedimentos del lago Titicaca y del Salar de Uyuni—una gran superficie salina, reminiscencia de antiguos paleolagos que cubrían el altiplano boliviano— indican que el agua desbordaba con creces su cuenca actual. Durante el Ultimo Máximo Glacial la extensión de esos lagos andinos aumentaba, debido, con casi seguridad, al aumento de las precipitaciones. La mayor insolación del hemisferio sur en aquella época glacial (hacia el 20 ka), un 8 % superior en el Trópico de Capricornio a la que habría después, al comienzo del Holoceno (hacia el 10 ka), reforzaba el monzón de verano de la zona meridional de la Amazonia. Quizás también la penetración de la humedad atlántica en la zona meridional de la Amazonia era superior a la actual gracias a la mayor fuerza de los vientos alisios durante el Ultimo Máximo Glacial, lo que compensaba la menor evaporación de las aguas del Atlántico, más frías entonces (Baker, 2001). El estudio de morrenas en valles próximos al lago Junin en Perú y al lago Titicaca parecen indicar que los glaciares alcanzaron su máxima extensión mucho antes que en otras partes del globo, hacia el 34.000 antes del presente (Smith, 2005).
Por el contrario, en el norte de los Andes, parece que algunos glaciares ecuatorianos se encogieron durante la Ultima Glaciación debido a una disminución de las precipitaciones, lo que parece apoyar la tesis de una mayor aridez del norte de la Amazonia en aquella época.
En Asia, las lluvias del monzón de verano eran menos intensas. La baja presión térmica estival que se forma en el sur del continente y que atrae a los vientos del Indico y del Pacífico no era tan potente. Sin embargo, en Mongolia, en regiones que en la actualidad y durante el Holoceno han sido desiertos, como el desierto de Tengger, hay constancia de que durante diversos períodos de la Ultima Glaciación estuvieron recubiertas por grandes lagos. Probablemente estas épocas, que por el tipo de sedimentación parecen haber gozado de mayor humedad y de unas temperaturas semejantes o superiores a las actuales, coincidieron con alguno de los interestadiales cálidos y unas condiciones de circulación de vientos diferente, con una mayor penetración de los monzones húmedos (Zhang, 2001).
referencias:
Baker P. et al, 2001, Tropical climate changes at millenial and orbital timescales on the Bolivian Altiplano, Nature, 409, 698-701
Betancourt J. & B. Saavedra, 2002, Paleomadrigueras de roedores, un nuevo método para el estudio del Cuaternario en zonas áridas de Sudamérica, Revista Chilena de Historia Natural, 75:527-546
Broccoli A.J. & Manabe S. 1987, The influence of continental ice, atmospheric CO2, and land albedo on the climate of the last glacial maximum, Climate Dynamics, 1, 87-99
CLIMAP Project Members 1981, Seasonal Reconstructions of the Earth's surface at the Last Glacial Maximum, Map and Chart Ser., MC-36, Geol.Soc.Am
Colhoun E.A. et al. 1992, Antarctic ice volume and contribution to sea-level fall at 20,000 yr BP from raised beaches, Nature,358, 316-319
Crosta X. et al. 1998, Reappraisal of Antarctic seasonal sea-ice at the Last Glacial Maximum, Geophysical Research Letters, 25, 2703-2706
Dahl-Jensen D. et al. 1998, Past temperatures directly from the Greenland ice Sheet, Science, 282, 268
Duplessy J.C & Morel P. 1993, Temporal sobre el Planeta, Acento
Gasse F. et al. 1990, The arid-humid transition in the Sahara and the Sahel during the last deglaciation, Nature, 346, 141-146
Hostetler S.W. et al. 1994, Lake-atmosphere feedbacks associated with paleolakes Bonneville and Lahontan, Science, 263, 665
Khodri M. et al., 2001, Simulating the amplification of orbital forcing by ocean feedbacks in the last glaciation, Nature, 410, 570-574
Krinner G. et al., 2004, Enhanced ice sheet growth in Eurasia owing to adjacent ice-dammed lakes, Nature, 427, 429-432
Leroux M. 1998, Dynamic Analysis of weather and climate, ed Wiley
Mix A. et al. 1999, Foraminiferal faunal estimates of paleotemperature, Paleoceanography , 14, 350-359
Pavlov P. et al., 2001, Human presence in the European Arctic nearly 40,000 years ago, Nature, 413, 64-66
Polyak L. et al., 2001, Ice shelves in the Pleistocene Arctic Ocean inferred from glaciogenic deep-sea bedforms, Nature, 410, 453-457
Polyak L. et al., 2002, Kara sea expeditions yields insight into extent of LGM ice sheet, EOS, 83, 46, 525-529
Smith J. et al., 2005, Early local last glacial maximum in the Tropical Andes, Science, 308, 678-681
Svendsen J.I 1999, Maximum extent of the Eurasian ice-sheets in the Barents and Kara Sea region during the Weichselian, Boreas, 28, 234-242
Vandergoes M. et al., 2005, Regional insolation forcing of late Quaternary climate change in the Southern Hemisphere, Nature, 436, 242-245
Wang X. Et al., 2004, Wet periods in northeastern Brazil over the past 210 kyr linked to distant climate anomalies, Nature, 432, 740-743
Zhang H. et al., 2001, Paleolake evolution and abrupt climate changes during the last glacial period in NW China, Geophysical Research Letters, 28, 16, 3203-3206