Variabilidad térmica durante la Ultima Glaciación

A lo largo de la glaciación, el enfriamiento no se produjo de forma uniforme, sino que existieron episodios milenarios de agudización del frío, denominados estadiales. Al final de los estadiales se producían a veces en el Atlántico Norte grandes derrumbes hacia el mar de flotillas de icebergs procedentes de los mantos continentales, llamados eventos Heinrich. El frío de los estadiales era interrumpido luego por períodos de brusco calentamiento, llamados tradicionalmente interestadiales, o bien, en terminología más moderna, eventos de calentamiento Dansgaard-Oeschger. En estos interestadiales las temperaturas continentales y marinas eran muy superiores a las de los estadiales y, a veces, en períodos cortos seculares, casi alcanzaban las de los interglaciales. Al parecer se sucedían, con intermitencias, en ciclos de unos 1.470 años (Rahmstorf, 2003) que algunos investigadores relacionan con los ciclos solares de Gleissberg y de DeVries (Braun, 2005).

Se ha comprobado que estas variaciones afectaban no sólo al Atlántico y a mares adyacentes como el Mediterráneo (Martrat, 2004), sino también a lugares muy alejados de él. Parece, por ejemplo, que los interestadiales atlánticos (señalados en los hielos de Groenlandia) coincidían con una mayor intensidad de los monzones asiáticos (Schulz, 1998). Análisis de la composición isotópica de la calcita de estalactitas de cuevas dispersas por el mundo y alejadas entre sí, como en Israel (Soreq), China (Hulu), y el Océano Indico (Socotra) atestiguan también esta fuerte variabilidad (Genty et al, 2003; Burns et al., 2003).

Esta variabilidad climática durante la Ultima Glaciación podía estar motivada por rápidos cambios en el tamaño de los grandes mantos de hielo del hemisferio norte, lo que a su vez provocaba variaciones en la circulación atmosférica y océanica, especialmente en el Atlántico Norte (Dokken,1999) (Schmittner, 2002). Además se producían importantes variaciones del nivel del mar que según estudios coralinos podían ser de hasta 35 metros (Thompson, 2005).

También es muy posible que acumulaciones y fusiones sucesivas de hielo de los mantos produjeran cambios en la salinidad de las aguas, lo que también acababa afectando a todo el sistema de corrientes termohalinas (Clark, 2002). En efecto, existen pruebas bastante consistentes de que las temperaturas y las corrientes del Atlántico Norte eran durante la glaciación muy diferentes de las actuales. La Corriente del Golfo se debilitaba y su influencia no llegaba a las latitudes superiores a 45ºN. La masa de agua polar avanzaba hacia el sur y su borde meridional se extendía en paralelo desde la costa nordeste de Estados Unidos hasta la Península Ibérica. Es decir, a diferencia de lo que ocurre en la actualidad, el norte del Atlantico quedaba fuera de la influencia del agua subtropical. Por lo tanto, el Atlántico ejercía una efecto moderador sobre el clima de Europa mucho menor.

Los desplomes de hielo del manto Laurentino, que al derretirse en el océano desalinizaban las aguas del Atlántico Norte, podían modificar no sólo las corrientes marinas termohalinas sino también provocar modificaciones en el flujo de vientos de las latitudes medias y altas. Según un modelo de McAyeal, el manto Laurentino experimentaba repetidos períodos de crecimiento, llegando a superar el espesor de hielo los 3.000 metros en los tiempos más fríos, seguidos de períodos de rápida descarga tras los cuales la altura del domo se reducía en más de mil metros (Mc Ayeal, 1993). Estas variaciones topográficas hacían que se modificase sensiblemente la trayectoria de los vientos del oeste, afectando no sólo al Atlántico sino también al Pacífico. Se modificaba la posición y fuerza del anticiclón subtropical del Pacífico Norte, y la circulación oceánica de aquella región. De hecho, durante los últimos 40 ka, las rápidas fluctuaciones en la costa de California de la abundancia del foraminífero de aguas polares N.Pachyderma (s), indicador de agua frías, son señal de bruscos avances y retrocesos hacia el sur de las aguas polares del Pacífico Oriental (Thunell, 1995).

la erupción del Toba

Hay que señalar por último que durante el comienzo de la segunda parte de la glaciación, hacia el 73,5 ka, se produjo la erupción volcánica de mayor magnitud ocurrida en los últimos cien milenios, la del Toba, en el norte de Sumatra. Sus cenizas han sido identificadas en estratos marinos que distan miles de kilómetros del lugar de la erupción. Lanzó a la atmósfera unos mil millones de toneladas de polvo volcánico y de gases sulfurosos. Los vulcanólogos calculan que las explosiones debieron durar varios días. Se calcula que multiplicaron por diez la potencia de cualquier otra erupción habida en los últimos cien mil años. Los gases sulfurosos llegaron con facilidad a la estratosfera, alcanzando alturas de entre 27 y 37 km. Al cabo de unos meses la capa de suciedad estratosférica debió esparcirse y cubrir todo el planeta. En el sondeo GISP de los hielos de Groenlandia, se ha encontrado que en aquellos años (los correspondientes a una profundidad de entre 2.000 y 2.500 m) aumentó enormemente la precipitación de azufre. La capa de polvo, de vapor de agua y de gases sulfurosos en la estratosfera debió aumentar el albedo terrestre y reducir significativamente la luz del Sol, sumiendo a la Tierra bajo una duradera penumbra.

Es muy probable que durante varios años descendiesen las temperaturas del Hemisferio Norte entre 3ºC y 5ºC y que en las latitudes polares las temperaturas veraniegas bajasen 10°C durante dos o tres años.
La erupción del Toba ocurrió cuando ya había comenzado la última Glaciación, pero coincidió con un período en el que el frío se agudizó: el paso del estadio isotópico oceánico mis 5a al mis 4. Los parámetros de Milankovitch favorecían de nuevo el crecimiento de los casquetes de hielo en el hemisferio norte (insolación veraniega baja) y la erupción del Toba quizás agudizó el proceso. Como consecuencia, se produjo otro descenso del nivel del mar, que desde entonces hasta hace unos 30 ka, se mantuvo más o menos unos 70 metros por debajo del actual. Según Rampino pudo incluso ocurrir que la erupción fuese consecuencia de la desestabilización litosférica producida por un previo descenso del nivel del mar y que produjese una aceleración del proceso de enfriamento (Rampino, 1992; 1993).

referencias:

Braun, H. et al., 2005, Possible solar origin of the 1,470-year glacial climate cycle demonstrated in a coupled model, Nature, 438, 208-211
Burns J. et al. 2003, Indian Ocean climate and an absolute chronology over Dansgaard/Oeschger events 9 to 13
Science, 301, 1365-1367
Clark P.et al., 2002, The role of the thermohaline circulation in abrupt climate change, Nature, 415, 863-869
Dokken T. & Jansen E. 1999, Rapid changes in the mechanism of ocean convection during the last glacial period, Nature, 401, 458-461
Genty D. et al. 2003, Precise dating of Dansgaard-Oeschger climate oscillations in western Europe from stalagmite data, Nature, 421, 833-837
Martrat B. et al. 2004, Abrupt temperature changes in the Western Medierranean over the past 250,000 years, Science, 306, 1762-1765
McAyeal D.R. 1993, Binge/purge oscillations of the Laurentide ice-sheet as a cause of the North-Atlantic Heinrich events, Paleoceanography , 9, 775-784
Rahmstorf S., 2003, Timing of abrupr climate change, Geophysical Research Letters, vol 30, no 10, 17
Rampino M.R. & Self S. 1992, Volcanic winter and accelerated glaciation following the Toba super-eruption, Nature, 359, 50-52
Rampino M.R. & Self S. 1993, Climate-volcanism feedback and the Toba Eruption of 74.000 years ago, Quaternary Research, 40, 269-280
Schmittner A. et al., 2002, Instability of Glacial Climate in a Model of the Ocean- Atmosphere-Cryosphere System Science, 295, 1489-1493
Schulz H. et al. 1998, Correlation between Arabian Sea and Greenland climate oscillations of the past 110,000 years, Nature, 393, 54-57
Thompson W. & S. Goldstein, 2005, Open-system coral ages reveal persistent suborbital sea-level cycles, Science, 308, 401-404
Thunell R.C. & Mortyn G. 1995, Glacial climate instability in the Northeast Pacific Ocean, Nature, 376, 504-506