Los ciclos Dansgaard-Oeschger II

Condiciones para los ciclos Dansgaard-Oeschger

Algunos autores disputan la existencia de un ciclo D-O con espaciamiento regular basándose en que la distribución de las oscilaciones no es significativamente distinta del azar. Está la dificultad obvia de datar correctamente con suficiente precisión oscilaciones que tuvieron lugar hace tanto tiempo, y es significativo que las oscilaciones más recientes son las que muestran una mejor periodicidad. Además el registro de hielo que muestra una periodicidad más robusta es GISP2, el testigo de hielo de Groenlandia con mejor resolución temporal, puesto que permite contar las capas anuales de nieve. Finalmente las abruptas oscilaciones climáticas que constituyen un ciclo D-O deben ser definidas apropiadamente. Una oscilación D-O requiere varias condiciones identificatorias. Es altamente asimétrica, con un rápido calentamiento en unas pocas décadas y un lento enfriamiento de al menos 200 años, seguido de un rápido enfriamiento de al menos 200 años más con una duración mínima de 400 años. Ha de coincidir con un pico similar en los niveles de metano de similar amplitud y duración. Y es precedido de un calentamiento Antártico previo que alcanza su máximo unos 220 años después del pico de calentamiento en Groenlandia. La mayoría de los análisis matemáticos fallan en incluir estas señas y consideran el pico número 9 como una oscilación D-O cuando claramente se trata de un tipo diferente de calentamiento abrupto (ver figuras 1, 9 y 10b de la primera parte ). El calentamiento abrupto 9 es un suceso de calentamiento situado fuera de lugar, y si se le elimina de los análisis la robustez de la ciclicidad aumenta considerablemente.

Se desconoce qué podría causar la periodicidad observada de 1470 años. Es ciertamente uno de los grandes misterios de la paleoclimatología. Las explicaciones que se proponen se dividen en dos clases: forzamientos internos, como las oscilaciones de la circulación oceánica o la dinámica de los mantos de hielo, y forzamientos externos como variaciones en el Sol o en los ciclos de las órbitas planetarias. Pero cada explicación tiene sus dificultades. Las explicaciones de forzamiento interno tienen un problema para explicar cómo se puede conseguir una periodicidad tan precisa dada la gran variabilidad intrínseca de los fenómenos implicados y dada la variabilidad en la duración de las oscilaciones D-O. Los ciclos solares de ~1500 años son desconocidos y los ciclos solares conocidos como el ciclo de manchas solares de 11,6 años muestran una variabilidad de ±14%, mucho mayor que la del ciclo de 1470 años. Ciclos orbitales de ~1500 años no gozan de amplia aceptación y el ciclo lunar más cercano conocido es de ~1800 años.

Puesto que los ciclos D-O como se han definido previamente son una característica glacial, parecen estar influenciados por las temperaturas globales y por lo tanto por los cambios orbitales. Ciertamente los ciclos D-O se ven suprimidos en los periodos que siguen a la máxima oblicuidad hace 90.000, 50.000 y 10.000 años y en los que siguen a la mínima oblicuidad hace 30.000 años (figura 1). Por lo que parece, los abruptos cambios D-O no pueden tener lugar cuando el mundo se encuentra en condiciones interglaciales o en condiciones plenamente glaciales como las que se dieron durante el Último Máximo Glacial.

 

Figura 1. Las oscilaciones D-O y el ciclo de oblicuidad. Temperaturas de GISP2 en Groenlandia en rojo sobre una periodicidad de 1470 años en azul. El ciclo de oblicuidad se muestra en púrpura, ajustado en amplitud a las variaciones de temperatura por propósito ilustrativo. Los números indican oscilaciones D-O que presentan perfil de temperaturas asimétrico, incremento de metano, y calentamiento Antártico previo. Los puntos azules indican cambios abruptos que no muestran todas estas características. Los periodos de supresión por calor y por frío se muestran en rojo y azul respectivamente. MIS: Estadío isotópico marino. LGM: Último Máximo Glacial. BA: Bølling-Allerød. YD: Dryas Reciente.

La distribución irregular de los ciclos D-O durante los pasados 100.000 años extrayendo una señal de 1470 años de los datos indicadores de temperatura de GISP2 utilizando el análisis de frecuencia temporal a través del filtrado de armónicos. La señal resultante (figura 2A) muestra cuatro periodos de mayor amplitud separados por mínimos a 80.000, 65.000, 50.000, 20.000 y 10.000 años. Cada periodo de mayor amplitud corresponde a un periodo de ciclos D-O. Entonces notaron una estrecha relación entre la señal de 1470 años y las variaciones de la masa continental de hielo, como se registran en las variaciones del nivel del mar. Cada uno de los cinco mínimos de la señal de 1470 años corresponde a un punto de inflexión en la variación del nivel del mar, y cuatro de los cinco tienen lugar cuando los niveles del mar están por encima de los -45 m o debajo de los -90 m con respecto al nivel presente (figura 2B). El quinto mínimo hace 50.000 años coincide con un máximo de oblicuidad.

 

Figura 2. Las oscilaciones D-O y los cambios en el nivel del mar. (A) Arriba: cambios temporales del componente de la señal de 1470 años en el registro del indicador de temperatura estimado mediante un algoritmo de filtrado de armónicos usando una ventana deslizante rectangular de anchura 4 x 1470 años. Abajo: Registro del indicador de temperatura de Groenlandia GISP2 con los números de los sucesos D-O. (B) Amplitud de la señal de 1470 años suavizada 2000 años (línea discontinua) y nivel del mar (rojo). La amplitud se incrementa bruscamente cuando el nivel del mar cae por debajo de -45 m y se reduce cuando el nivel del mar cae por debajo de -90 m. Los mínimos pronunciados de amplitud coinciden con mínimos o máximos locales en el nivel del mar (flechas). 

Puesto que las condiciones necesarias para los ciclos D-O pueden ser desconectadas, por ejemplo durante el Último Máximo Glacial, y cuando se reinician el ciclo aún mantiene el mismo espaciamiento de 1470 años, esto es un fuerte indicio de que el interruptor de los ciclos D-O es externo, y su reloj hace tictac todo el tiempo. Las condiciones adecuadas requieren la acumulación de extensos mantos de hielo sobre los continentes del Norte que provocan una caída del nivel del mar de al menos 45 metros. Una vez que esto sucede el balancín bipolar debe posicionarse para calentar la Antártida y enfriar las regiones polares del Norte. Estas condiciones extienden la cubierta de hielo marino sobre amplias regiones de los mares nórdicos y el Atlántico Norte y producen un incremento de la descarga de icebergs. Entonces el siguiente tic del reloj disparará un ciclo D-O. Cuando quiera que estas condiciones sean reseteadas puede dispararse un nuevo ciclo D-O. Una alta insolación del Norte por un máximo de oblicuidad evita que estas condiciones tengan lugar, lo mismo que un enfriamiento profundo que reduzca los niveles del mar por debajo de -90 m y produzca demasiado hielo.

Teoría consenso de los ciclos Dansgaard-Oeschger y retos

Desde 1985 en adelante el paleoclimatólogo W. Broecker estableció la teoría consenso o dominante sobre los ciclos D-O. Se la conoce como la hipótesis del "Oscilador Salino", y se basa en cambios oscilatorios de la Circulación de Retorno Meridional Atlántica, o AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation), en respuesta a pulsos de agua dulce debidos al agua de deshielo (MWP, melt water pulses) que se almacenan y se liberan periódicamente de los mantos de hielo (figura 3).

La AMOC está controlada por las aguas superficiales calientes de la Corriente Noratlántica que se vuelven más salinas por la evaporación que traslada agua dulce fuera de la cuenca Atlántica, y aún más salinas y frías a través de la evaporación en las regiones Subárticas, hasta que se vuelven lo suficientemente densas para hundirse y retornar hacia el Sur convertidas en la fría componente de agua profunda del Atlántico Norte (NADW, North Atlantic Deep Water). La intensidad de la NADW determina el estado de la AMOC. El término Circulación Termohalina (THC), introduce confusión porque se refiere solo a los efectos térmicos y salinos de la circulación, ignorando los efectos del viento y las mareas que también están incluidos en la AMOC, y puesto que son difíciles de separar es mejor referirse a la AMOC. El Transportador Global y la MOC (Circulación de Retorno Meridional global) son términos intercambiables.

La NADW fluye hacia el Sur a lo largo del fondo del Océano Atlántico exportando el exceso de sal que se ha creado, resultando en una reducción gradual de la salinidad superficial del Atlántico Norte con el tiempo. Además el calor tropical transferido a las altas latitudes del Atlántico Norte provoca la fusión del hielo y MWP que reducen aún más la salinidad del agua. Si las aguas superficiales en los sitios de formación de agua profunda se vuelven demasiado dulces la AMOC se debilita o se apaga porque las aguas superficiales no son lo suficientemente densas para hundirse. Una vez que la AMOC se ha debilitado lo suficiente o se ha apagado, la sal se vuelve a acumular de nuevo en el Atlántico Norte debido a la ausencia de exportación por la NADW. De acuerdo a esta teoría, condiciones de debilidad de la AMOC están asociadas a los estadíos fríos (figura 4).

 

Figura 3. La hipótesis del Oscilador Salino. Izquierda, Durante los interestadíos templados una fuerte AMOC transporta calor hacia el Norte causando que los mantos de hielo alrededor del Atlántico Norte se fundan, reduciendo gradualmente la salinidad del agua superficial hasta que deja de hundirse y cesa la formación de aguas profundas deteniendo la NADW. Finalmente la salinidad superficial se reduce lo suficiente para debilitar la AMOC cambiando el clima a un estadío frío. Derecha, Durante los estadíos, condiciones más frías en el Atlántico Norte reducen el aporte de agua de deshielo de los mantos de hielo permitiendo un incremento en la salinidad superficial que con el tiempo provoca que el agua se hunda reiniciando la NADW y haciendo que la AMOC se fortalezca, retornando el sistema climático a un interestadío.

Como la sal continúa acumulándose en el Atlántico Norte durante los periodos de formación reducida de la NADW, finalmente las aguas superficiales en los sitios clave de formación de aguas profundas se vuelven lo suficientemente densas y salinas como para hundirse de nuevo, reiniciando la AMOC y causando un calentamiento abrupto en las altas latitudes del Atlántico Norte, disparando la fase caliente de un ciclo D-O.

 

Figura 4. Mecanismos de la hipótesis del Oscilador Salino. (a) Durante los interestadíos cálidos, cuando la AMOC es más fuerte, el incremento en el transporte de calor oceánico hacia el Norte da lugar a condiciones más cálidas en el Atlántico Norte. Dichas condiciones cálidas provocan mayor fusión en los mantos de hielo que rodean el Atlántico Norte, reduciendo gradualmente la salinidad de las aguas superficiales. Finalmente la salinidad superficial se reduce lo suficiente para debilitar la AMOC, cambiando el clima hacia un estadío frío. (b) Durante los estadíos, las condiciones más frías en el Atlántico Norte reducen el aporte de agua de deshielo de los mantos de hielo, permitiendo un incremento en la salinidad superficial que finalmente provoca un fortalecimiento de la AMOC, retornando el sistema climático a un interestadío. (c) Perfil del Atlántico entre 30°S y 90°N mostrando la cresta submarina entre Groenlandia y Escocia. Las condiciones del interestadío muestran una fuerte AMOC capaz de cruzar la cresta. Las condiciones del estadío muestran una AMOC debilitada que se gira más al Sur. Durante los sucesos Heinrich la AMOC colapsa  AMOC: Corriente de Retorno Meridional Atlántica. NAC: Corriente NorAtlántica. NADW: Aguas Profundas del Atlántico Norte. AABC: Corriente de Fondo Antártica.

Varios estudios han sugerido que solo hace falta una pequeña reducción en la salinidad superficial marina para alterar la velocidad de formación de la NADW, hasta el punto de que hay cierta preocuparon de que un incremento en el ciclo hidrológico debido al presente calentamiento global pudiera reducir la salinidad del Atlántico Norte, conduciendo al apagado de la AMOC causando un abrupto enfriamiento en un futuro próximo. Poner enlace  sin embargo olvidar que antes de la transición del Holoceno Medio, hace alrededor de 5.000 años, la región del Atlántico Norte era más cálida y generalmente más húmeda que en el presente, cuando el Sahara tenía un ambiente más húmedo de sabana, y la AMOC no se paró. Además como se ha visto anteriormente estas paradas parece que quedan inhibidas en los interestadíos, para condiciones de nivel del mar por encima de los -45 m por encima del nivel actual.

Un elemento en contra bastante potente es que la hipótesis del Oscilador Salino no tiene una explicación particular para el espaciamiento regular de los ciclos D-O según un ciclo de 1470 años. El espaciamiento debe provenir de los retrasos intrínsecos en la acumulación de salinidad y agua de deshielo, y de los retrasos en la respuesta de las corrientes oceánicas para que el ciclo prosiga. Como se ha explicado de manera sencilla, el espaciamiento de las oscilaciones de un péndulo dependen de su longitud, pero la variabilidad climática está muy lejos de la regularidad de la física sencilla.

En los últimos años esta visión de consenso de la formación de los ciclos D-O a través de una oscilación salina está siendo atacada desde distintos frentes. Mientras varios estudios han cuestionado que los MWP tuvieran lugar en los intervalos de tiempo esperados, otros indican que la AMOC es mucho más estable de lo que requiere la teoría y que incluso MWP extremos no podrían desestabilizarla de forma persistente.

Durante los estadíos el flujo de agua cálida hacia el Atlántico Norte y el Mar de noruega no cesa. En su lugar durante los fríos estadíos el agua cálida penetra en el Ártico bajo el hielo marino a un nivel subsuperficial y debido a ello, en vez de ceder su calor a la atmósfera calienta las aguas subsuperficiales por debajo de una doble capa aislante de aguas frías formada por agua superficial dulce y una capa fría y muy salina denominada haloclina. Así mientras la atmósfera se enfría y el hielo marino aumenta, el calor oceánico se acumula al nivel subsuperficial y no se produce agua fría en el fondo.

Explicación del funcionamiento del ciclo Dansgaard-Oeschger

De acuerdo a la evidencia disponible y a las nuevas teorías, y comenzando el ciclo en el punto durante el estadío cuando la Antártida comienza a calentarse, el balancín bipolar se encuentra en posición de calentar la Antártida y enfriar las regiones polares del Norte. La AMOC entonces se debilita y transmite menos calor hacia el Atlántico Norte. Al enfriarse el Atlántico Norte y el Ártico, los mantos de hielo se expanden y el hielo marino aumenta, alcanzando más al Sur (figura 5a).

Al calentarse la Antártida y enfriarse el Ártico, la cantidad de aguas cálidas transmitidas hacia el Norte empieza a aumentar debido al incremento del gradiente térmico ecuador-polo. Estas aguas cálidas producen un incremento de la descarga de icebergs que llevan IRD a los sedimentos oceánicos, pero las aguas cálidas fracasan en calentar las latitudes altas porque en lugar de ventilar el calor a la atmósfera se sumergen por debajo del hielo marino donde forman una capa aislada por la haloclina (figura 5b).

Cada 6.100 años el calentamiento Antártico y el enfriamiento Ártico se ven aumentados y prolongados. El gradiente de temperatura se vuelve mucho mayor y se mueve mucha más agua cálida hacia el Norte, donde se ha formado mucho más hielo, así que la descarga de icebergs es mucho mayor, produciendo un suceso Heinrich (figura 5d).

 

Figura 5. Mecanismos del ciclo D-O. (a) Al comienzo del estadío el Ártico se está enfriando y se reduce el agua cálida superficial (naranja). (b) Al final del estadío el enfriamiento Ártico es máximo, la Antártida se está calentando y hay un aumento en la Corriente Noratlántica cálida que produce un incremento en la descarga de icebergs cargados de escombros (IRD). En el Mar de noruega las aguas cálidas se hunden bajo el hielo evitando el calentamiento. De vez en cuando estas condiciones se incrementan produciendo un suceso Heinrich. (c) Se produce de forma abrupta un interestadío cuando de forma explosiva el agua cálida asciende y funde el hielo marino, transfiriendo el calor a la atmósfera. (d) Modelo de las condiciones durante un suceso Heinrich. Obsérvese el enfriamiento del Atlántico Norte. (e) Modelo de las condiciones durante un calentamiento abrupto D-O.

Cada 1470 (± 120) años las aguas cálidas subsuperficiales de altas latitudes Norte ascienden a la superficie y calientan abruptamente la atmósfera (figura 5c, e), iniciando el interestadío de Groenlandia. Este calentamiento invierte el balancín bipolar, de forma que la región Antártica comienza a enfriarse tras unos 200 años. Al enfriarse las aguas cálidas en el Norte se hunden y forman la NADW, y las altas latitudes también se enfrían. Una vez que el hielo marino vuelve a crecer y se forma la haloclina, de nuevo aísla las aguas cálidas de la atmósfera y la temperatura cae poniendo fin al interestadío. El profundo enfriamiento de un nuevo estadío invierte de nuevo el balancín bipolar, reiniciando el ciclo.

Existe evidencia en los sedimentos marinos noruegos que han preservado la estratificación de temperaturas del mar que demuestra que cambios en la temperatura del mar y en su estratificación preceden a los abruptos cambios atmosféricos. Durante la fase de estadío los foraminíferos del plancton registran la temperatura del agua en, o justo debajo de, la haloclina. Al progresar la fase de estadío, los foraminíferos planctónicos muestran un incremento de la temperatura (figura 6) que es consistente con la llegada continua de agua del Atlántico relativamente cálida y salina por debajo de la haloclina. Sin posibilidad de ventilar el calor a la atmósfera debido a la cubierta de hielo marino, la reducción de la densidad de las aguas subsuperficiales debilita la estratificación que permite que existan la haloclina y la cubierta de hielo marino. La transición al interestadío cálido en Groenlandia tiene lugar cuando colapsa la estratificación, y en ese punto el calor de la capa subsuperficial se mezcla rápidamente hacia la superficie, fundiendo la cubierta de hielo marino (figura 7). Esta repentina mezcla hacia arriba es registrada en el indicador de los foraminíferos planctónicos como un calentamiento abrupto de la temperatura del mar que precede al calentamiento atmosférico (figura 6).

 

Figura 6. Temperatura subsuperficial en el mar de Noruega. Registros de indicadores de temperatura que cubren el periodo de hace 41.000 a 31.000 años. Panel superior en azul, indicador δ18O NGRIP de las temperaturas en Groenlandia. Panel inferior en rojo, reconstrucción de la temperatura superficial marina (SST) basada en el ensamblado de foraminíferos planctónicos.

Figura 7. Modelo de reorganización vertical del mar de Noruega. Esquema mostrando las condiciones invernales en el Atlántico Norte y del mar de Noruega durante (izquierda) el típico periodo estadial frío y (derecha) periodo interestadial cálido de un ciclo D-O. Los paneles A y C muestran secciones Norte-Sur del Atlántico Norte durante las condiciones de estadío e interestadío respectivamente. Los paneles B y D muestran secciones Este-Oeste del mar de Noruega durante las condiciones de estadío e interestadío respectivamente. Durante los periodos de estadío el agua cálida que llega del Atlántico es estratificada debajo de capas aislantes de hielo marino, agua dulce fría y agua fría salina (A y B). En los periodos de interestadío la estratificación colapsa y el agua cálida del Atlántico alcanza la superficie calentando la atmósfera (C y D). 

Ciclos lunisolares de marea como explicación del mecanismo de disparo de Dansgaard-Oeschger

las explicaciones del espaciamiento regular del ciclo D-O resultan insuficientes. Los factores internos como los cambios en las corrientes oceánicas o la acumulación de hielo están influenciados por demasiados factores variables como el viento y las temperaturas como para esperar que sean capaces de producir tal regularidad. Lo mismo pasa con la reorganización vertical de las aguas estratificadas del mar de Noruega. Durante los sucesos Heinrich tanto el tiempo como la cantidad de agua cálida subsuperficial cálida que se acumula es mucho mayor, y sin embargo el espaciamiento se mantiene. Con respecto a los factores externos, el Sol parece problemático. No hay indicación de un ciclo solar de ~1500 años en los registros de indicadores solares, y los cambios en la luminosidad solar no son lo suficientemente precisos (el ciclo de manchas solares muestra un 14% de variabilidad en su espaciamiento) ni intensos para explicar los cambios observados.

Hay muy pocos científicos que defiendan las mareas como origen del espaciamiento de los ciclos D-O, Por absurda que suene inicialmente, la teoría de las mareas, tiene una capacidad única para explicar algunas características de la evidencia disponible sobre el funcionamiento de los ciclos D-O.

Como con cualquier sospechoso, tenemos que analizar si tiene los medios y la oportunidad. ¿Son las mareas capaces de producir el efecto requerido? Las mareas normales tienen ya un fuerte efecto en la mezcla vertical del agua oceánica. Se calcula el efecto de mezcla vertical anual de las mareas en 4 Teravatios, frente a los 2 TW del viento. Puesto que las aguas oceánicas están estratificadas por temperatura, el mezclado vertical es uno de los principales factores en los cambios de temperatura del océano. Además las mareas también tienen lugar bajo el hielo marino, donde son el único factor que afecta al mezclado vertical.

Las mareas también aumentan su potencia de forma no lineal según los ciclos, el principal de los cuales es el ciclo nodal de 18,6 años. Puesto que la órbita de la Luna tiene una inclinación de ~5° con respecto a la órbita de la Tierra, los nodos son los puntos en los cuales la Luna cruza el plano de la eclíptica, y la línea que une ambos nodos lleva a cabo una rotación completa cada 18,6 años. Esto produce ciclos de alineamiento con diferentes periodicidades, que ocurren cuando la Tierra está en perigeo, y la Luna está en perigeo o apogeo al mismo tiempo que está en uno de los nodos donde la órbita de la Luna cruza la eclíptica, y con la Tierra, la Luna y el Sol alineados. Incluso más importante que estos ciclos de alineamiento, la fuerza de las mareas cambia con los ritmos armónicos de las frecuencias de los ciclos de marea más largos. Estos ciclos actúan en una escala centenaria y a diferencia de los ciclos de alineamiento producen mareas muy altas sobre periodos de meses y años. Estos ciclos se han asociado a periodos fríos durante periodos históricos.

 

Figura 8. Temporalidad del forzamiento de las mareas lunisolares desde 1600 dC. Cada suceso, indicado por una línea vertical, da una medida del forzamiento en términos de la velocidad angular de la Luna, en grados de arco por día, en el momento del suceso. Los arcos conectan los sucesos de cada secuencia prominente de mareas de 18,03 años. También se indican las fechas de los episodios fríos observados en los datos climáticos. Los máximos centenarios están marcados con letras. Los sucesos climáticos de las secuencias dominantes entre 1700 y 1974 tienen lugar a intervalos de cerca de 90 años.

La secuencia de marea dominante más fuerte de los últimos 200 años tuvo lugar el 8 de Enero de 1974 (figura 8). Por lo tanto podemos comprobar si algo inusual tuvo lugar alrededor de esas fechas con las mareas. De acuerdo a los registros históricos las costas Oeste de Norteamérica y Europa se vieron afectadas por mareas inusualmente grandes en Enero de 1974. En Europa Occidental las mareas asociadas a tormentas causaron inundaciones severas en Irlanda donde la gravedad de los daños en la inundación del 11 al 12 de Enero fue mayor que en el anterior huracán "Debbie", causando el peor desastre en la historia para la compañía eléctrica nacional ESB de Irlanda. Los granjeros que recogían algas en Crushoa, al Sur de Galway notaron un extraño fenómeno en la tarde del 11. La marea que subía se invirtió durante cerca de una hora para volver luego con una fuerza y un vigor no discernibles en su anterior movimiento.

En los Estados Unidos, Fergus Wood, un investigador de la Administración Nacional Atmosférica y Oceánica (NOAA), dio aviso público el 26 de Diciembre de 1973 de que se acercaba el alineamiento muy cercano perigeo-alineamiento del 8 de Enero de 1974, evitándose los daños costeros mediante sacos de arena, terraplenes y otras medidas de precaución. El periódico Los Angeles Times en su edición del Miércoles 9 de Enero de 1974  informaba: "Olas gigantes golpean la costa Sur erosionando las casas de la playa. Barreras de sacos de arena se levantan para defenderse del asalto de la marea". El siguiente alineamiento el 9 de Febrero también causó inundaciones de marea a lo largo de la costa Sur de Inglaterra.

En Fort Denison, en la bahía de Sidney, Australia, el análisis de los niveles de agua desde 1914 a 2009 muestran que la anomalía de marea más grande registrada tuvo lugar el 26 de Mayo de 1974 durante la tormenta oceánica más significativa del registro histórico. Durante el periodo registrado, el 96,8% de las anomalías caen dentro de una banda entre -10 cm y +20 cm. La anomalía de 1974 midió 59 cm.

Debajo de la barrera de hielo de Ross en la Antártida entre Diciembre de 1973 y Febrero de 1974, se detectaron durante ese tiempo mareas de 2 metros bajo la capa de hielo por gravimetría.

Por lo tanto está claro que con una periodicidad centenaria tienen lugar mareas inusualmente fuertes con capacidad para ejercer una poderosa mezcla vertical incluso debajo del hielo marino, proporcionando un mecanismo para disparar un abrupto calentamiento interestadial Dansgaard-Oeschger. Las mareas incrementan la producción de icebergs, pero las mareas también son sensibles a los niveles del mar y por ello algunos investigadores han mostrado a través de modelos que reproducen las mareas actuales, que con las condiciones glaciales de bajo nivel del mar en algunos lugares del mundo se producirían mareas mucho mayores. Estas áreas se localizan principalmente en la región del Atlántico Norte (figura 9), por lo que los autores proponen un origen de mareas para los sucesos Heinrich. Puesto que las olas de las mareas se propagan, estas mega mareas del periodo glacial hubieran afectado al área del Atlántico Norte – mar de Noruega donde tienen lugar los calentamientos abruptos de los ciclos D-O.

 

Figura 9. Amplitud de las mareas en la Edad de Hielo. La amplitud de marea (m) de la marea principal semidiurna M2 en (a) el tiempo presente y (b) Hace 23.000 años un modelo hidro-dinámico acoplado a una predicción de la variación del nivel del mar auto-consistente gravitacionalmente (y por ello variable geográficamente). Entre las áreas con mareas más fuertes están las que producen descargas de icebergs durante los sucesos Heinrich (HE círculo negro), y el área del mar de Noruega, donde se originan los calentamientos abruptos D-O (círculo azul oscuro).

Hemos visto que los ciclos de mareas lunisolares tuvieron la capacidad de haber producido megamareas durante el periodo glacial, suficientemente fuertes para producir una intensa mezcla vertical del agua, y por ello capaces de explicar el disparo de los ciclos D-O. La hipótesis de mareas es muy consistente con los requerimientos conocidos para los ciclos D-O: Condiciones frías que favorecen una extensa cubierta de hielo marino, estratificación de la temperatura del agua con suficiente diferencial, niveles del mar suficientemente bajos para que se produzcan enormes mareas, pero no tan bajos como para que la cubierta de hielo sea demasiado espesa y estable y el efecto de marea no sea suficientemente fuerte.

La hipótesis de mareas parece tener los medios, ¿tiene la oportunidad? No se conoce a partir de los datos un ciclo de marea claro de 1470 años, sin embargo se puede deducir uno de la teoría. Ya hemos visto que la precesión nodal tiene lugar cada 18,6 años. La precesión apsidal, o ciclo de perigeo es la rotación de la órbita elíptica de la Luna alrededor de la Tierra cada 8,85 años. Por cada ciclo nodal que tiene lugar (18,6 años), se suceden dos ciclos de perigeo (17,7 años). Estos números están tan próximos, que ambos ciclos producen interferencia máxima cada 366 años, cuando tienen lugar mareas mayores. El  ciclo de 1470 años podría resultar de un factor de 4 sobre el ritmo armónico de 366 años, reflejando quizá el requerimiento de que la máxima acción de marea tenga lugar en una ventana relativamente estrecha durante el verano, cuando el hielo marino es más susceptible a la perturbación por las mareas.

Los ciclos de mareas lunisolares constituyen por tanto una explicación viable y posible para el espaciamiento de 1470 años del abrupto calentamiento de los ciclos D-O en el área del Océano Atlántico Norte – mar de noruega, aunque la evidencia para apoyar esta hipótesis pueda no ser fácil de obtener, dada la escala de tiempo implicado.

Conclusiones

1) Hace entre 90.000 y 12.000 años los registros de indicadores de temperatura muestran más de 20 cambios climáticos abruptos e intensos conocidos como ciclos Dansgaard-Oeschger espaciados de acuerdo a una periodicidad de 1470 años.

2) Cada oscilación D-O viene precedida de enfriamiento en el Atlántico Norte y descargas de icebergs, que cuando son intensos y prolongados constituyen un suceso Heinrich.

3) Las oscilaciones D-O presentan un cambio asimétrico de temperaturas con un calentamiento de 8-10°C en unas pocas décadas seguidos de un enfriamiento en etapas que dura de unos siglos a unos pocos milenios.

4) Antes del abrupto calentamiento en Groenlandia, las temperaturas están subiendo en la Antártida hasta unos 220 años después del inicio del calentamiento de Groenlandia.

5) El abrupto calentamiento del Hemisferio Norte incrementa las concentraciones globales de metano de los humedales boreales debido al incremento de temperaturas y precipitaciones.

6) El CO2 no juega ningún papel durante los ciclos D-O, y sus niveles no son ni causa ni consecuencia de los cambios climáticos más abruptos y más frecuentes del pasado. El incremento de los niveles de CO2 durante los sucesos Heinrich no altera significativamente ni la velocidad ni la magnitud del calentamiento durante la subsiguiente oscilación D-O.

7) Los ciclos D-O requieren niveles del mar entre 45 y 90 m por debajo de los actuales, y parecen ser inhibidos por la alta oblicuidad.

8) La principal teoría, la "hipótesis del Oscilador Salino", no tiene explicación para la periodicidad y se basa en pulsos de agua de deshielo no demostrados y un apagado de la Corriente de Retorno Meridional Atlántica contrario a la evidencia.

9) La teoría D-O aspirante propone la estratificación de aguas subsuperficiales cálidas por debajo de la haloclina y el hielo marino en el Atlántico Norte y el mar de Noruega, con el calentamiento abrupto siendo debido al colapso de esta estratificación.

10) Los ciclos de mareas lunisolares proporcionan una hipótesis interesante y explicativa del espaciamiento de 1470 años y de los mecanismos que disparan los ciclos D-O.

 

Los ciclos Dansgaard-Oeschger I Descripción general

Ya era conocido por los palinólogos de principios del siglo XX que los registros de polen muestran cambios climáticos abruptos reflejados en cambios de la vegetación que indicaban que el final del último periodo glacial estuvo marcado por periodos alternantes cálidos y fríos. Los periodos fríos se denominaron estadíos y los cálidos interestadíos. Los dos últimos estadíos se denominaron con el nombre de una flor de la tundra cuyo polen se hizo muy abundante, Dryas octopetala, como el Dryas Antiguo y el Dryas Reciente. 

En 1972, después de analizar la composición isotópica de los registros de hielo de Camp Century en Groenlandia, Willi Dansgaard hizo público su descubrimiento de que el último ciclo glacial mostraba más de 20 interestadíos abruptos marcados por un calentamiento muy intenso. Puesto que los nuevos cambios abruptos no se encontraban en los registros Antárticos. Doce años más tarde Hans Oeschger publicó sus estudios sobre el CO2 en los testigos de hielo habiendo encontrado que los cambios abruptos iban acompañados por incrementos repentinos en el CO2 en los testigos de hielo de Groenlandia. A partir de entonces los cambios abruptos fueron conocidos como sucesos Dansgaard-Oeschger (D-O). Más tarde la comunidad científica aceptó que los elevados registros de CO2 en Groenlandia eran el resultado de una contaminación química, puesto que no coincidían con los registros de CO2 de la Antártida.

Las oscilaciones Dansgaard-Oeschger

La buena resolución temporal del testigo de hielo GISP2, donde las capas anuales de hielo se pueden contar, permitió el descubrimiento de que los sucesos D-O son de hecho oscilaciones de un ciclo que se repetía en múltiplos de 1470 años entre 80.000 y 12.000 años antes del presente. Figura 1.

 

Figura 1. El ciclo Dansgaard-Oeschger. Dividiendo el periodo entre hace 50.000 y 10.000 años en cajas de 1470 años muestra claramente la periodicidad del ciclo D-O, que tiene menos de un 1% de probabilidad de ser debido al azar. La desviación sobre el periodo de las últimas y mejor datadas oscilaciones es de solo el 2%.

Los ciclos D-O son los cambios climáticos abruptos más dramáticos y frecuentes del registro geológico. En Groenlandia los ciclos D-O se caracterizaron por un calentamiento abrupto de aproximadamente  8°C en la temperatura media anual desde una fase estadial fría a una interestadial cálida, seguida de un enfriamiento gradual antes de un rápido retorno a las condiciones estadiales. Inicialmente se pensó que constituían un fenómeno regional, puesto que no se detectan de forma prominente en los registros de los testigos de hielo Antárticos, sin embargo la evidencia descubierta desde entonces muestra que son un cambio climático que afecta a todo el hemisferio con algunos efectos que han sido registrados también en el hemisferio Sur (figura 2).

 

Figura 2. Efectos amplios del ciclo Dansgaard-Oeschger. (A) El calentamiento en Groenlandia coincide (puntos rojos) con condiciones más cálidas y húmedas en Europa, temperaturas de la superficie del mar más altas en el Mediterráneo Occidental, aumento de la precipitación en la costa de Venezuela, incremento del monzón de verano en el océano Índico, aridez en el Sudoeste de Norteamérica y China, cambios en la ventilación oceánica en California, incrementos en la temperatura del mar y la productividad del mar Arábigo. El calentamiento en Groenlandia también coincide (puntos azules) con enfriamiento anti-fásico en Antártida y en los mares circumpolares. Los puntos amarillos marcan lugares donde se ha encontrado evidencia del Dryas Reciente (YD). (B) Cambios modelados de la temperatura durante la transición estadial-interestadial. (C). Cambios modelados de la precipitación durante la transición estadial-interestadial.

Pero las oscilaciones D-O no son el único cambio climático que tuvo lugar durante el último periodo glacial. Cuando miramos al registro de un indicador de temperatura, por ejemplo la relación del isótopo 18O en testigos de hielo, podemos ver que la señal es muy ruidosa, con el clima siempre calentándose o enfriándose y cambios de distinta magnitud teniendo lugar en momentos diferentes (figura 3A y B). Los mayores de estos cambios han sido numerados. ¿Son todos partes del ciclo D-O? Tienen distinto perfil, duración y espaciamiento. Incluso a veces están separados por otros cambios climáticos intensos de naturaleza diferente denominados sucesos Heinrich. Para evitar la confusión vamos a describir cuidadosamente los cambios observados en los registros de los testigos de hielo de Groenlandia y en los registros de los sedimentos marinos del Atlántico Norte antes de establecer su correspondencia con los cambios observados en los registros de los testigos de hielo de la Antártida.

Cada cerca de 6.100 años (figura 3 turquesa; figura 4 violeta) durante los últimos 70.000 a 10.500 años tuvo lugar en el Atlántico Norte un largo suceso Heinrich de enfriamiento de entre mil y cuatro mil años, con las temperaturas en Groenlandia cayendo 2-3°C desde el ya frío clima glacial. Como en el caso opuesto de los ciclos D-O, los sucesos Heinrich fueron sentidos como enfriamiento en la mayor parte del hemisferio Norte. Las temperaturas superficiales marinas en el Atlántico Norte cayeron a lo que ahora son condiciones Árticas tan al Sur como 45°N y probablemente estaban cubiertas de hielo marino durante el invierno. Casi al final de cada uno de esos periodos, en lo que parece haber sido unas pocas décadas, se producía una flota inmensa de icebergs desde el manto de hielo Laurentino, o con menos frecuencia desde el Finoescandinavo, llevando con ellos grandes cantidades de material erosionado que cuando los icebergs se fundían se depositaba en el fondo del mar como escombros embarcados en hielo en adelante (IRD). Los sucesos Heinrich están marcados H0 a H6 (figuras 3 y 4) y parecen haber estado teniendo lugar desde la Transición del Pleistoceno Medio hace un millón de años.

 

Figura 3. Cronología de los sucesos climáticos durante el Último Periodo Glacial. (A) Indicador de temperaturas de Groenlandia. Los números rojos denotan sucesos D-O. (B) Indicador de temperaturas de la Antártida. A1 a A7, sucesos de calentamiento Antártico. (C) Concentraciones de CO2 atmosférico en la Antártida. (D) Concentraciones de CH4 (metano) de testigos de hielo de Groenlandia (verde) y Antártida (marrón). Barras verticales turquesa, distribución de los sucesos Heinrich (H3 a H6). Líneas marrones punteadas, calentamientos abruptos en Groenlandia. 

Un suceso Heinrich es seguido por el disparo del calentamiento interestadial D-O. Incluso si solo una de cada cuatro oscilaciones D-O es precedida por un suceso Heinrich, todas ellas parecen haber sido precedidas por un enfriamiento similar aunque reducido y una deposición de IRD en los sedimentos marinos del Atlántico Norte. Gerald Bond sugirió que los sucesos Heinrich eran parte de los ciclos D-O. Puesto que los sucesos Heinrich (HE) implican un enfriamiento mucho más profundo y una producción de icebergs por los mantos de hielo mucho más intensa, podemos distinguir entre oscilaciones D-O con Eventos Heinrich HE (números 1, 4, 8, 12, 14, 17) y oscilaciones D-O Sin HE.

 

Figura 4. Frecuencias de los agentes climáticos externos (forzamientos) de la circulación atmosférica expresadas como componentes de paso de banda del Índice de Circulación Polar (PCI). Curva superior: El PCI (negro) es un indicador de la intensidad de la circulación atmosférica polar que mide la abundancia del polvo y sales marinas en el registro GISP2. En términos generales los valores de PCI se incrementan durante los fríos estadíos y decrecen durante los cálidos interestadíos e interglaciales (relación inversa con la temperatura). El PCI se contrasta con la suma de algunos de los componentes de frecuencia de paso de banda (>99% significación) descompuestos a partir de esta serie (gris). La suma de los armónicos seleccionados representa cerca del 90% de la varianza en la serie original PCI. Curvas inferiores: Componentes principales de paso de banda derivados de la serie PCI, incluyendo aquellos con periodicidades cercanas a la excentricidad elíptica (rojo), inclinación axial (naranja), precesión de los equinocios y su armónico de orden inferior (rosa), y periodicidades potencialmente relacionadas con las dinámicas de los mantos de hielo, oscilaciones oceánicas internas (incluyendo cambios en la circulación termohalina), y variabilidad solar (amarillo). El componente de paso de banda de 6.100 años describe la periodicidad de los sucesos Heinrich (violeta con sucesos individuales marcados, incluyendo el Dryas Reciente, YD), el componente de paso de banda de 1450 años la periodicidad de los sucesos de cambio climático rápido (Dansgaard/Oeschger, negro). 

La característica más sobresaliente de los ciclos D-O es su cambio asimétrico de temperaturas. Todos se caracterizan por un calentamiento muy rápido, durante el cual las temperaturas se elevan al nivel interestadial unos 8-10°C en solo unas pocas décadas, dentro de la duración de una vida humana (figura 5). Este calentamiento en menos de un siglo es seguido de un enfriamiento más lento de ~ 2°C en unos 200 años. A partir de este punto los ciclos D-O toman diferentes rumbos. Algunos ciclos D-O caen rápidamente 6-8°C hasta las temperaturas del frío glacial en unos 250 años más con una duración total de ~500 años. Otros ciclos D-O tardan 500-800 años en completar un descenso más irregular. Finalmente algunos ciclos D-O tardan más tiempo en volver a la línea basal glacial que la duración de un ciclo. En estos casos impiden que un nuevo ciclo D-O tenga lugar hasta que ha finalizado el enfriamiento. Una de las grandes dificultades que los modelos D-O tienen que resolver es explicar cómo una distribución tan grande en la duración del ciclo encaja con el preciso espaciamiento de 1470 ± 8% en la fase de calentamiento, que es de solo un 2% en los ciclos más recientes y mejor datados 

Figura 5. Evolución temporal de los ciclos D-O recientes. Los ciclos D-O muestran una fase de calentamiento muy abrupta seguida de una fase de lento enfriamiento. Con posterioridad le sigue una caída más abrupta de temperaturas con los ciclos mostrando una duración variable en la última fase de enfriamiento. 

Las oscilaciones Dansgaard-Oeschger en el registro Antártico

Cuando se estudian los ciclos D-O en los registros Antárticos se hace aparente que los cambios de temperatura de Groenlandia coinciden con cambios en los niveles de metano a escala global (figura 6). Puesto que los niveles de metano se dispararon simultáneamente en distintos momentos en los testigos de hielo de Groenlandia y la Antártida, ello proporcionaba una forma precisa de alinear ambos registros.

 

Figura 6. Alineamiento interpolar preciso de los ciclos D-O. (a), Indicador de temperatura en Groenlandia. (b), Registro Antártico WDC de CH4 sincronizado con el testigo NGRIP de Groenlandia. (c), Indicador de temperatura en la Antártida. Los ciclos D-O se indican con barras verticales naranjas, numeradas en la parte inferior de la figura. Fuente: WAIS Divide Project Members 2015. Nature 520 661–665.

El alineamiento de los registros de la Antártida y Groenlandia muestra que hay una relación inversa entre las temperaturas de ambos polos. Antes de una transición interestadial abrupta del D-O las temperaturas aumentan en la Antártida. Este incremento es especialmente intenso si el estadío es un suceso Heinrich. Después de que la transición del D-O se dispare en Groenlandia, las temperaturas en la Antártida alcanzan su máximo en 220 años de media; figura 7. Este retraso es importante porque indica que las temperaturas de ambos polos durante un ciclo D-O tienen una conexión oceánica, no atmosférica. Después, durante la mitad del periodo estadial las temperaturas bajan simultáneamente en ambos polos, pero las temperaturas Antárticas llegan al fondo antes y comienzan a ascender de nuevo en preparación para el nuevo ciclo.

 

Figura 7. Esquema de la correspondencia interpolar de las temperaturas de un D-O. Durante un suceso Heinrich las temperaturas de Groenlandia (azul) se vuelven muy frías, mientras se elevan en la Antártida (naranja). Una vez que el calentamiento tiene lugar en Groenlandia las temperaturas alcanzan un máximo en la Antártida una media de 220 años más tarde. Si el calentamiento Antártico previo ha sido muy intenso, como en D-O 8, el enfriamiento Ártico puede durar mucho más y entonces se saltan uno o más ciclos hasta que las temperaturas son suficientemente frías. Fuente: van Ommen, T. 2015. Nature 520 630–631, basado en datos de WAIS Divide Project Members 2015. Nature 520 661–665. Modificado.

Una interesante anomalía tiene lugar en el océano Atlántico desde la formación del istmo de Panamá. Puesto que las aguas templadas del Pacífico no pueden alcanzar el Ártico, su única conexión es a través del Atlántico Norte entre Groenlandia y Escocia. El cierre de la conexión Atlántico-Pacífico panameña convirtió al Pacífico en un callejón sin salida para el transporte meridional de calor. El Atlántico Sur es el único océano del Sur que transporta calor hacia el Norte a través del Ecuador. Por ello el Atlántico es una avenida de un solo sentido para las aguas superficiales templadas que se originan en el océano del Sur y viajan hasta el océano Ártico, retornando como aguas profundas frías. Esta es la causa de la conexión de temperaturas entre los polos. Se ha propuesto que cuando la corriente Atlántica es fuerte enfría el Antártico y calienta el Ártico cambiando el balance energético a favor del último, y cuando la corriente Atlántica es débil calienta el Antártico y enfría el Ártico por el efecto opuesto. Esta es la hipótesis del modelo del balancín bipolar, que está apoyado por la evidencia disponible de la Corriente Meridional Atlántica de Retorno (AMOC, Atlantic Meridional Overturning Current).

Los registros de la Antártida, además de cambios de temperatura posiblemente derivados de cambios en las corrientes oceánicas, muestran también cambios profundos en el metano atmosférico asociados a los ciclos D-O que indican cambios globales en este gas de invernadero. El crecimiento explosivo del metano despertó miedos de que los cambios climáticos abruptos habían disparado repetidamente la hipotética arma de clatrato y de que podría pasar de nuevo en un futuro cercano. Sin embargo el análisis isotópico de deuterio del metano de los testigos de hielo mostró que el incremento en metano venía acompañado de una merma en deuterio figura 8. Esta reducción indica que el origen del metano está en el metano pobre en deuterio de los humedales boreales, una de las principales fuentes naturales de metano, incrementados fuertemente por el aumento de la temperatura y las precipitaciones asociadas al ciclo D-O (figura 2b y c), y no en los hidratos de clatrato ricos en deuterio.

 

Figura 8. Origen y cambios del metano durante los ciclos D-O. El panel superior muestra un indicador de temperatura en Groenlandia. El segundo panel muestra los registros de CH4 de Groenlandia, GRIP (Greenland Ice Core Project) (diamantes púrpura), NGRIP (diamantes naranja), y la Antártida EDML (diamantes azules). Los valores de deuterio, δD(CH4) del panel inferior son del testigo de hielo NGRIP (círculos naranja). Todos los datos se muestran sincronizados por CH4 en la escala temporal. La barra verde indica el suceso Heinrich 4 (H4). Los cambios en los niveles de metano correlacionan de forma inversa con el contenido en deuterio del metano, indicando una fuente pobre en deuterio, lo más probable los humedales boreales. Fuente: Bock, M. et al. 2010. Science 328 1686-1689.

Algunos científicos creen que el CO2 es el principal agente responsable de los cambios climáticos, no solo del presente, sino también del pasado. Curiosamente los registros de los testigos de hielo Antárticos no muestran ninguna contribución o respuesta del CO2 a los cambios abruptos más frecuentes del pasado, los ciclos D-O (figura 9). De hecho, si acaso, parece que la mayoría de las veces los ciclos D-O están asociados a una modesta caída de los niveles de CO2 a pesar del calentamiento Antártico durante el estadío de Groenlandia, seguido del calentamiento en el hemisferio Norte durante el interestadío de Groenlandia (figura 9, flechas). Los niveles de CO2 solo se incrementan asociados al calentamiento Antártico durante los sucesos Heinrich. Como hemos visto, los sucesos Heinrich están asociados al calentamiento Antártico, mientras la región del Atlántico Norte se enfría varios grados y aumenta grandemente la descarga de icebergs. Puesto que la región Antártica es la única que se calienta durante un suceso Heinrich, generalmente se piensa que el incremento de CO2 se origina en el aumento de la ventilación de CO2 por parte de un Océano del Sur más templado.

 

Figura 9. Cambios en el CO2 durante los ciclos D-O. (a) Registro isotópico de las temperaturas de Groenlandia. (b) Registros del CH4 atmosférico de los testigos de hielo de Groenlandia (gris) y la Antártida (rojo y azul). (c) Registro del CO2 atmosférico de los testigos de hielo de la Antártida. (d) Registro de indicadores de temperatura isotópicos de la Antártida, provenientes de testigos de hielo de Siple Dome (azul oscuro) y EDML (gris). Las cajas azules indican intervalos de tiempo correspondientes a los estadíos de Groenlandia (periodos fríos en Groenlandia), mientras que la caja rosa indica un estadío de Groenlandia que incluye un suceso Heinrich. Durante estos estadíos las temperaturas en la Antártida se incrementaron. Los números negros representan interestadíos Dansgaard-Oeschger. HS significa suceso Heinrich. Fuente: Ahn, J. and Brook, E.J. 2014. Nature Communications 5, Article number: 3723.

La diferencia en la respuesta del CO2 al calentamiento Antártico durante el enfriamiento de los estadíos en Groenlandia entre los ciclos D-O HE y D-O no HE se hace mucho más evidente cuando se analizan los cambios de temperatura y CO2 sin tendencia (figura 10, a y b). Eliminando la tendencia a largo plazo podemos ver que mientras todos los estadíos de los sucesos D-O muestran una velocidad de calentamiento similar en la Antártida, excepto D-O 9 (figura 10, b), los ciclos D-O no HE no muestran ningún incremento de los niveles de CO2, mientras que los ciclos D-O HE muestran un incremento en los niveles de CO2 (figura 10, a). El contraste en el comportamiento de ambos tipos de sucesos es más evidente cuando los cambios en CO2 se presentan frente a los cambios en temperatura (figura 10, c).

 

Figura 10. Evolución temporal del CO2 y temperatura Antárticos durante los estadíos de Groenlandia. (a) Cambios en el CO2 de los registros de los testigos de hielo de la Antártida durante los estadíos de Groenlandia. Los números DO corresponden a los calentamientos D-O al final de los estadíos. (b) Registro de un indicador de temperatura Antártico durante los estadíos. (c) Evolución temporal del CO2 atmosférico frente a las anomalías de las temperaturas isotópicas durante los estadíos. Derivado de (a, b). Las elipses rosa y azúl indican los registros para los estadíos Heinrich (largos y no Heinrich (cortos), respectivamente. Se usan medias móviles de 300 años tanto para los registros de CO2 como los indicadores isotópicos de temperatura. Para eliminar cambios a escala multi-milenaria durante los cortos estadíos de Groenlandia, a los registros de CO2 de Siple Dome y de temperatura isotópica se les ha eliminado la tendencia. D-O 9 (rosa en b) no es considerada una verdadera oscilación D-O por varios autores (ver texto). Fuente: Ahn, J. and Brook, E.J. 2014. Nature Communications 5, Article number: 3723.

Podemos concluir, de acuerdo a la evidencia disponible, que el CO2 no juega ningún papel en absoluto en estos cambios climáticos más frecuentes y abruptos de los que tenemos conocimiento, los ciclos D-O, y que los incrementos en el CO2 observados en la Antártida y asociados a los sucesos Heinrich parecen ser una consecuencia del calentamiento del Océano del Sur, y no una causa del calentamiento Antártico. Aún más, el incremento en CO2 durante los sucesos Heinrich (de unos 10-15 ppm) no parece alterar de forma significativa la velocidad o la magnitud del calentamiento durante la siguiente oscilación D-O (ver por ejemplo que DO4, figura 10, muestra similar calentamiento a las demás).

Aviso para despistados y demagogos: Estamos hablando de eventos climáticos ocurridos hace miles de años en los que los cambios no obedecían a las concentraciones de CO2 de aquella época, esta conclusión no tiene nada que ver con el calentamiento actual que obedece a un incremento en las concentraciones de CO2 de más  de 100 ppm respecto a los niveles previos. Pero ¡Ojo! que un cambio climático no tenga que ver con el CO2 no significa que el CO2 no pueda influir en otros cambios climáticos, máxime si estamos hablando de incrementos mucho mayores.

Anclaje de las plataformas de hielo en la Antártida

Articulo original de NASA Earth Observatory 

Fotografía del glaciar Pine Island mostrando los puntos de anclaje a tierra el 24 de enero de 1973. Imagen adquirida con el escáner multiespectral (MSS) del Landsat 1.

 

Fotografía del glaciar Pine Island mostrando los puntos de anclaje a tierra el 15 de diciembre de 2001. Instrumento cartógráfico temático mejorado (ETM+) del Landsat 7.

Para muchas plataformas de hielo alrededor de la Antártida, la década de 1970 fue turbulenta. Las imágenes satelitales muestran que muchas de las irregularidades que antes eran visibles en la superficie de las plataformas de hielo se han suavizado, lo que implica que las plataformas se han adelgazado y vuelto menos estables.

Una plataforma de hielo es una extensión del hielo terrestre: una lengua de un glaciar que se ha extendido desde la costa hacia la superficie del océano. La mayoría de las plataformas de hielo del planeta bordean la Antártida, donde juegan un papel importante en retener, o apoyar, el flujo de hielo desde el interior y aguas arriba. Este soporte puede ralentizar la descarga de hielo hacia el océano y limitar el aumento del nivel del mar. Las plataformas de hielo gruesas y estables desempeñan este papel de soporte de manera más efectiva.

Usando datos de altimetría satelital recopilados desde la década de 1990, los científicos encontraron previamente un adelgazamiento significativo en las plataformas de hielo en el oeste de la Antártida, la península Antártica occidental y partes del este de la Antártida. Ahora, Bertie Miles y Robert Bingham  de la Universidad de Edimburgo han mirado aún más atrás en el tiempo, usando 50 años de imágenes de satélites Landsat para ampliar nuestra visión del continente cambiante.

Su investigación muestra que el adelgazamiento en curso entre 1973 y 1989 se limitó a pequeñas partes de las plataformas de hielo, principalmente en la cuenca del mar de Amundsen y la costa de la tierra de  Wilkes en el este de la Antártida. Luego, desde la década de 1990 en adelante, el adelgazamiento se extendió rápidamente. Sus resultados fueron publicados el 22 de febrero en Nature. 

(Pondré una versión traducida de este artículo el próximo 4 de enero de 2025)

El vistazo extendido en el tiempo muestra que la década de 1990 fue un punto de inflexión. “Aunque muchos estudios previos han informado sobre el adelgazamiento continuo de las plataformas de hielo alrededor de la Antártida desde la década de 1990, antes no sabíamos que mucho de esto comenzó alrededor de esa época”, dijo Bingham.

 Situación en la Antártida del glaciar Pine Island

Los datos de altimetría satelital, que miden la altura de la superficie terrestre y del hielo, no estaban disponibles antes de la década de 1990, por lo que Miles y Bingham usaron imágenes ópticas para rastrear variaciones en las irregularidades de la superficie del hielo. Estas irregularidades son expresiones superficiales de puntos de anclaje, lugares donde la plataforma de hielo flotante está anclada a un punto alto del fondo marino. Los puntos de anclaje son un indicador útil del grosor de la plataforma de hielo: Irregularidades que se hacen más pequeñas o incluso se suavizan por completo con el tiempo indican que una plataforma de hielo se ha adelgazado y posiblemente se ha desanclado.

“El uso novedoso que hizo Bertie de las fotos del satélite Landsat para mapear los puntos de anclaje sirve como prueba para verificar el cambio en el grosor de la plataforma de hielo, junto con métodos de altimetría más sofisticados que la comunidad ha usado generalmente”, dijo Bingham.

El par de imágenes en la parte superior de esta entrada muestran el glaciar Pine Island, una de las regiones en la cuenca del mar de Amundsen donde el adelgazamiento ya estaba en marcha en la década de 1970. Varias áreas irregulares visibles en la superficie del hielo en enero de 1973 están mayormente lisas en diciembre de 2001.

 “Estas imágenes muestran que los puntos de anclaje se hacen más pequeños con el tiempo a medida que las corrientes oceánicas cálidas derriten las plataformas de hielo, causando que se adelgacen y posteriormente se desanclen de los puntos altos del fondo marino”, dijo Miles.

Los hallazgos de Miles y Bingham confirmaron que el glaciar Pine Island  estaba adelgazando antes que la mayoría de las plataformas de hielo antárticas. De los aproximadamente 600 puntos de anclaje que los investigadores rastrearon, solo el 15 por ciento se redujo en tamaño entre 1973 y 1989, incluyendo los del glaciar Pine Island. Ese número creció al 25 por ciento entre 1990 y 2000, y al 37 por ciento entre 2000 y 2022.

 

La imagen de arriba, adquirida con el Imager Operacional Terrestre-2 (OLI-2) en Landsat 9, muestra la plataforma de hielo del glaciar Pine Island en enero de 2024. Para entonces, la plataforma delgada y lisa había perdido más hielo a lo largo de su frente y margen norte, y hielo fracturado era visible a lo largo del borde sur.

Con el glaciar Pine Island cerca o en el punto de estar completamente desanclado, su capacidad de soporte de hielo ya ha sido minimizada. La “mayor preocupación”, señalaron Miles y Bingham en su artículo, podrían ser las otras grandes plataformas de hielo que aún están fuertemente ancladas pero que muestran signos de perder rápidamente sus puntos de anclaje.

La nueva investigación muestra que, aunque algunas plataformas de hielo antárticas han estado adelgazándose desde al menos la década de 1970, el adelgazamiento generalizado se aceleró en la década de 1990.