Reconstrucción de cambios pasados en las capas de hielo
Existen varios métodos para reconstruir cambios pasados en el área y la masa de las capas de hielo, cada uno con sus propias ventajas y desventajas. Los registros terrestres proporcionan información sobre la extensión anterior de las capas de hielo, lo que permite registrar la estabilización temporal de un margen de hielo mediante la acumulación de sedimentos (morrena) que puede datarse mediante métodos isotópicos. Estos registros son importantes para identificar la última extensión máxima y el historial de retroceso de una capa de hielo, pero la mayoría de los registros terrestres de glaciación anteriores al Último Máximo Glacial (LGM), hace unos 21.000 años, han sido borrados por la erosión, lo que limita su aplicación a períodos posteriores al LGM. Además, en la mayoría de los casos solo proporcionan información sobre la extensión, pero no sobre el espesor, por lo que estos registros no necesariamente reflejan grandes cambios potenciales en el volumen.
La aplicación de esta estrategia al retroceso de la Capa de Hielo de la Antártida Occidental (WAIS) desde su posición LGM proporciona un contexto importante para comprender la dinámica actual del hielo. Se dató la recesión de la línea de base de la WAIS en la bahía del Mar de Ross y se descubrió que el retroceso moderno de la línea de base forma parte de una recesión en curso que ha estado ocurriendo durante los últimos ~9.000 años. El adelgazamiento de la capa de hielo podría aún estar en curso. Estos resultados son importantes no solo para establecer restricciones sobre los cambios a largo plazo con los que evaluar los controles a corto plazo sobre el cambio en la capa de hielo, sino también para proporcionar puntos de referencia importantes para modelar la evolución de la capa de hielo. Sin embargo, la cobertura espacial de estos datos de la Antártida sigue siendo limitada.
Otra estrategia para evaluar la historia pasada de la capa de hielo se basa en el hecho de que el peso de las capas de hielo produce una compensación isostática de la Tierra sólida subyacente, generalmente conocida como ajuste isostático glacial (AIG). Los cambios en la masa de la capa de hielo causan movimientos verticales que pueden registrarse a lo largo de la costa, donde el nivel global del mar sirve como referencia. Dado que los cambios en la masa de hielo también causarán cambios en el nivel del mar local (debido a la gravedad) y global (debido al volumen), los cambios en el nivel del mar en una costa particular registran la diferencia entre los movimientos verticales de la tierra y el mar.
Reconstrucción del nivel del mar pasado
Los cambios del nivel del mar que se producen localmente, debido a la elevación o subsidencia regional, en relación con el nivel del mar global se denominan cambios del nivel del mar relativo (RSL), mientras que los cambios que se producen globalmente se denominan cambios eustáticos. En escalas de tiempo superiores a 100.000 años, los cambios eustáticos se producen principalmente por cambios en el volumen de las cuencas oceánicas inducidos por variaciones en la tasa de expansión del fondo marino. En escalas de tiempo más cortas, los cambios eustáticos se producen principalmente por cambios en el volumen de hielo, con contribuciones secundarias (del orden de 1 m) asociadas con cambios en la temperatura o la salinidad del océano (cambios estéricos). Los cambios en el volumen global de hielo también causan cambios globales en la RSL en respuesta a la redistribución de masa entre la tierra y el mar y la consiguiente compensación isostática y reequilibrio gravitacional. Este proceso de AIG debe tenerse en cuenta. Se considera importante determinar los cambios eustáticos a partir de registros geomórficos del nivel del mar anterior. Dado que los efectos del proceso AIG disminuyen con la distancia a las zonas de glaciación anterior, los registros RSL de sitios de campo lejano proporcionan una aproximación cercana a los cambios eustáticos.
Figura 1 (a) Registro del cambio del nivel del mar durante los últimos 130.000 años. La línea azul gruesa corresponde a la reconstrucción a partir de registros de δ⁻⁴O de núcleos de sedimentos marinos mediante análisis de regresión, con un error de ±13 m indicado por líneas grises delgadas. Los símbolos × representan costas datadas individualmente de Australia, Nueva Guinea, la plataforma de la Sonda, el golfo de Bonaparte, y Barbados. (b) Tasa de variación del nivel del mar (mm/año) y flujo equivalente de agua dulce (Sv, donde 1 Sv = 1000.000 m³ /segundo = 31 500 Gt/año) derivada del registro del nivel del mar en (a). Las barras horizontales grises representan las tasas promedio de variación del nivel del mar durante el siglo XX (barra inferior) y proyectadas para finales del siglo XXI (barra superior).
Un método adicional para limitar los cambios del nivel del mar en el pasado se basa en el cambio en la proporción de O18 a O16 del agua de mar que ocurre a medida que el isótopo más ligero se elimina y almacena preferentemente en las capas de hielo en crecimiento (y viceversa). Estos cambios se registran en los fósiles de carbonato de organismos marinos microscópicos (foraminíferos) y proporcionan una serie temporal casi continua de cambios en el volumen de hielo y el nivel del mar eustático correspondiente. Sin embargo, dado que los cambios de temperatura también afectan a los foraminíferos a través del fraccionamiento dependiente de la temperatura durante la precipitación de calcita, la señal en los registros marinos refleja una combinación de volumen de hielo y temperatura. La Figura 1 muestra un intento de aislar el componente de volumen de hielo en el registro marino. Si bien, en un primer orden, este registro concuerda bien con las estimaciones independientes del nivel del mar eustático, este enfoque no logra capturar algunos de los cambios abruptos en el nivel del mar documentados por la evidencia paleolitoral, lo que sugiere que los grandes cambios en la temperatura del océano podrían no ser capturados con precisión en estos momentos.
Cambios del nivel del mar en el pasado
El registro de los cambios pasados en el volumen de hielo proporciona información importante sobre la respuesta de las grandes capas de hielo al cambio climático. Las mejores evaluaciones provienen del último ciclo glacial (hace 120.000 años hasta la actualidad), cuando los datos paleolitorales proporcionan una evidencia razonablemente bien restringida de los cambios en el nivel del mar eustático (Fig. 1). Los cambios en el volumen de hielo durante este intervalo fueron regulados por los cambios en la órbita terrestre alrededor del sol.
El papel de C02
Cuando las concentraciones atmosféricas de CO₂ se encontraban dentro del rango de las proyecciones para finales del siglo XXI (entre 547 ppm y 1135 ppm, valor medio de 700 ppm) . El momento más reciente en el que no existía hielo permanente en el planeta (nivel del mar = +73 m) ocurrió hace >35 millones de años, cuando el CO2 atmosférico era de 1250 ± 250 ppm. A principios del Oligoceno (hace ~32 millones de años), el CO2 atmosférico disminuyó a 500 ± 50 ppm, lo que estuvo acompañado por el primer crecimiento de hielo permanente en el continente antártico, con una disminución concomitante del nivel eustático del mar de 45 ± 5 m. El hecho de que las proyecciones del nivel del mar para finales del siglo XXI estén muy por debajo de las sugeridas por esta relación refleja el largo tiempo de respuesta de las capas de hielo al cambio climático. Con el tiempo suficiente en que los niveles atmosféricos de CO2 sean elevados, el nivel del mar seguirá aumentando a medida que las capas de hielo sigan perdiendo masa. Durante el último período interglaciar (LIG), desde hace unos 13.000 años hasta al menos 116.000 años, los niveles de CO2 fueron similares a los de la era preindustrial, pero las grandes anomalías positivas en la radiación solar de principios de verano, impulsadas por cambios orbitales, provocaron que las temperaturas estivales del Ártico fueran más cálidas que las actuales. Los corales en costas tectónicamente estables indican que el nivel del mar durante el LIG fue de 4 a 6 m superior al actual (Fig. 1). Los registros de núcleos de hielo y los modelos indican que gran parte de este aumento se originó por una reducción del tamaño de la capa de hielo de Groenlandia, aunque también podría requerirse cierta contribución de la capa de hielo antártica.
Figura 2. Tasas de balance de masa promedio pentadal (periodo de 5 años) de los glaciares y casquetes polares del mundo, excluyendo Groenlandia y la Antártida, durante el último medio siglo. El balance de masa específico (eje izquierdo) se convierte en balance total y en equivalente a nivel del mar (eje derecho). C05a: media aritmética de todas las mediciones anuales dentro de cada lustro, con la envolvente de confianza sombreada en gris y el número de mediciones indicado en la parte superior del gráfico. C05i, DM05, O04: series corregidas espacialmente obtenidas de forma independiente. MB: media aritmética de C05i, DM05 y O04, con la envolvente de confianza sombreada en rojo. Las estimaciones están incompletas para el lustro más reciente.
En el último máximo glacial, hace unos 21.000 años, el volumen y la superficie del hielo eran aproximadamente 2,5 veces superiores a los actuales, y la mayor parte del aumento se produjo en el hemisferio norte. La desglaciación fue forzada por el calentamiento provocado por los cambios en los parámetros orbitales de la Tierra, el aumento de las concentraciones de gases de efecto invernadero y las retroalimentaciones consecuentes. El registro del aumento del nivel del mar durante la deglaciación está particularmente bien delimitado por la evidencia paleolitoral (Fig. 2). El aumento del nivel del mar durante la deglaciación promedió entre 10 y 20 mm anuales, o al menos cinco veces más rápido que la tasa promedio de los últimos 100 años (Fig. 1), pero con variaciones que incluyen dos episodios extraordinarios ocurridos hace 19.000 años antes del presente y 14.500 años antes del presente
Cambio climático disruptivo
Cuando las tasas máximas potencialmente superaron los 50 mm/año (fig. 2), o cinco veces más rápido que las proyecciones para finales de este siglo. Cada uno de estos "pulsos de agua de deshielo" añadió el equivalente a entre 1,5 y 3 capas de hielo de Groenlandia (~7 m) a los océanos durante un período de uno a cinco siglos, lo que demuestra claramente el potencial de las capas de hielo para causar cambios rápidos y profundos en el nivel del mar. Un tercer pulso de agua de deshielo pudo haber ocurrido hace unos 11.700 años, pero la evidencia de este evento es menos clara. Análisis recientes indican que el evento anterior de 19.000 años se originó a partir del hielo del hemisferio norte El aumento del nivel del mar de ~20 m hace ~14.500 años, comúnmente conocido como pulso de agua de deshielo (MWP) 1A, indica un episodio extraordinario de colapso de la capa de hielo, con un flujo asociado de agua dulce al océano de ~0,5 sverdrup (Sv) a lo largo de varios cientos de años. Sin embargo, el momento, la fuente y el efecto climático del MWP-1A siguen siendo ampliamente debatidos. En un escenario, el evento fue desencadenado por un calentamiento abrupto (inicio del intervalo cálido de Bølling) en la región del Atlántico Norte, lo que provocó el derretimiento generalizado de las capas de hielo del hemisferio norte. En otro escenario, el MWP-1A se originó principalmente en la capa de hielo antártica, posiblemente como respuesta al calentamiento de aproximadamente 3.500 años en el hemisferio sur que precedió al evento. Aunque aún no se ha establecido la causa de estos eventos, su ocurrencia tras el calentamiento hemisférico podría implicar procesos dinámicos a corto plazo activados por dicho calentamiento, similares a los que se están identificando actualmente en Groenlandia y la Antártida.
Sin embargo, la evidencia directa de los registros geológicos terrestres de un escenario frente al otro sigue sin ser concluyente. Registros terrestres bien datados de la desglaciación de las capas de hielo del hemisferio norte, que en gran medida limitan los cambios solo en el área, no muestran una aceleración del retroceso del margen de hielo en ese momento, lo que lleva a algunos a concluir que el evento se produjo principalmente por la deflación de la capa de hielo con escasa respuesta del margen. El registro de la desglaciación de la capa de hielo antártica es menos preciso, y la evidencia disponible presenta resultados contradictorios, desde una contribución nula, pasando por una pequeña contribución, hasta una contribución dominante. Los grandes flujos de agua dulce que estos eventos representan también subrayan la importancia de las rápidas pérdidas de hielo para el sistema climático a través de sus efectos en la circulación oceánica. Un componente importante de la circulación termohalina oceánica implica la formación de aguas profundas en sitios del Océano Atlántico Norte y alrededor del continente Antártico, en particular los Mares de Weddell y Ross. La velocidad a la que se produce esta circulación termohalina impulsada por la densidad es sensible a los flujos superficiales de calor y agua dulce. Los ascensos eustáticos asociados con los dos pulsos de agua de deshielo deglacial corresponden a flujos de agua dulce ≥ 0,25 Sv, lo que, según los modelos climáticos, induciría un gran cambio en la circulación termohalina
Conclusiones
A la vista de los paleodatos de los deshielos masivos de la última glaciación, las consecuencias más probables son; que el nivel del mar continuará aumentando durante siglos hasta alcanzar un nivel de varias decenas de metros respecto al nivel actual debido al derretimiento de los casquetes polares aunque estos no contienen ya la masa suficiente como para provocar disrupciones de la corriente termohalina o cambios climáticos tan bruscos como los producidos durante los eventos Dansgaard-Oeschger aunque sí podrían causar eventos similares de menor entidad. En un próximo post hablaré de los posible efectos del derretimiento antártico sobre la corriente circumpolar antártica.
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