Golden
Páginas: 20 (4982 palabras)
Publicado: 19 de noviembre de 2012
Capítulo 10. La última deglaciación.
1. Las causas
2. La subida del nivel del mar
3. Fases y desfases entre el Artico y la Antártida
4. El Younger Dryas
1. Las causas
La fusión de la mayor parte de los casquetes de hielo en el hemisferio norte se inició entre hace 20.000 años y 19.000 años (Clark, 2009) y finalizó por completo hace 8.000 años, cuando se alcanzó un volumen y extensiónbastante semejante al actual. Es probable, sin embargo, que parte del hielo de la Antártida Occidental haya seguido fusionándose hasta muy recientemente. Quizás el retroceso de las plataformas de hielo costero que se manifiesta en algunos lugares de ese continente sería una continuación de la desglaciación comenzada hace veinte mil años (Conway, 1999).
El inicio de la última deglaciación(denominada Terminación I) todavía guarda muchas incógnitas. Los sondeos en los hielos de los dos extremos de la Tierra indican que lo que ocurría en Groenlandia a veces no estaba en fase con lo que ocurría en la Antártida. Ni siquiera está perfectamente clara la teoría clásica de que la deglaciación comenzó antes en el hemisferio norte que en el hemisferio sur, pues se ha constatado que en eltranscurso de varios interestadiales el calentamiento de la Antártida antecedió al de Groenlandia. También parece que en los Andes tropicales la última deglaciación se produjo varios miles de años antes que en el hemisferio norte (Seltzer, 2002).
De todas formas todavía la teoría preferida es que la deglaciación comenzó en el hemisferio norte y que los cambios ocurridos en el Atlántico Norteantecedieron en unas cuantas décadas al calentamiento global (Jouzel, 1999). Si así fue, una sucesión de causas y efectos de la deglaciación pudo ser la siguiente:
La causa astronómica.
Veranos más cálidos. El factor que disparó el proceso, según la teoría clásica, fue de índole astronómica.
Fig. Radiación solar media entre el 21 de junio y 20 de julio en las latitudes 45ºN y 65ºN en el tope dela atmósfera entre el 50.000 y el 10.000 (Clark, 2009)
Durante los veranos, la radiación solar en las latitudes altas del hemisferio norte —que, según los ciclos de Milankovitch, comenzó a aumentar en el 22.000 antes del presente — incrementó la fusión estival de los hielos. Y durante los inviernos, al permanecer todavía frío el Atlántico Norte, empezó a producirse un suministro insuficiente deagua evaporada, con lo que la acumulación de nieve invernal en los mantos continentales Laurentino y Finoescandinavo comenzó a ser menor que la ablación veraniega.
Disminución del albedo.
Una vez iniciado el retroceso de los hielos en los bordes meridionales de los mantos, se produjo un efecto de retroalimentación decisivo: en las altas latitudes de Norteamérica y de Eurasia, el bosqueboreal, que iba recuperando terreno a la tundra, hizo disminuir el albedo del paisaje —sobre todo durante la primavera y el verano—, por lo que aumentó aún más la insolación durante la mitad iluminada del año.
Disminución de la banquisa marina.
El aumento de calor estival en las regiones subárticas hizo que disminuyese la extensión de la banquisa ártica, que durante la glaciación actuabacomo un aislante térmico entre el mar y el aire. Además, disminuía el albedo allí donde desaparecía el hielo.
Cambios en la circulación de vientos.
La pérdida de altura del enorme manto Laurentino modificó las corrientes de vientos, especialmente los de las latitudes medias. El flujo del aire que desde el Pacífico entra en Norteamérica aumentó su componente zonal (oeste-este). También en elnorte de Europa, la disminución durante el invierno de los anticiclones de bloqueo, que antes intensificaba el manto Finoescandinavo, contribuyó a una penetración más fácil y profunda en el continente de las masas de aire templadas llegadas del Atlántico. En definitiva, la mayor zonalidad oeste-este de los westerlies ayudó a que tanto Norteamérica como Eurasia tuviesen unos inviernos menos crudos...
1. Las causas
2. La subida del nivel del mar
3. Fases y desfases entre el Artico y la Antártida
4. El Younger Dryas
1. Las causas
La fusión de la mayor parte de los casquetes de hielo en el hemisferio norte se inició entre hace 20.000 años y 19.000 años (Clark, 2009) y finalizó por completo hace 8.000 años, cuando se alcanzó un volumen y extensiónbastante semejante al actual. Es probable, sin embargo, que parte del hielo de la Antártida Occidental haya seguido fusionándose hasta muy recientemente. Quizás el retroceso de las plataformas de hielo costero que se manifiesta en algunos lugares de ese continente sería una continuación de la desglaciación comenzada hace veinte mil años (Conway, 1999).
El inicio de la última deglaciación(denominada Terminación I) todavía guarda muchas incógnitas. Los sondeos en los hielos de los dos extremos de la Tierra indican que lo que ocurría en Groenlandia a veces no estaba en fase con lo que ocurría en la Antártida. Ni siquiera está perfectamente clara la teoría clásica de que la deglaciación comenzó antes en el hemisferio norte que en el hemisferio sur, pues se ha constatado que en eltranscurso de varios interestadiales el calentamiento de la Antártida antecedió al de Groenlandia. También parece que en los Andes tropicales la última deglaciación se produjo varios miles de años antes que en el hemisferio norte (Seltzer, 2002).
De todas formas todavía la teoría preferida es que la deglaciación comenzó en el hemisferio norte y que los cambios ocurridos en el Atlántico Norteantecedieron en unas cuantas décadas al calentamiento global (Jouzel, 1999). Si así fue, una sucesión de causas y efectos de la deglaciación pudo ser la siguiente:
La causa astronómica.
Veranos más cálidos. El factor que disparó el proceso, según la teoría clásica, fue de índole astronómica.
Fig. Radiación solar media entre el 21 de junio y 20 de julio en las latitudes 45ºN y 65ºN en el tope dela atmósfera entre el 50.000 y el 10.000 (Clark, 2009)
Durante los veranos, la radiación solar en las latitudes altas del hemisferio norte —que, según los ciclos de Milankovitch, comenzó a aumentar en el 22.000 antes del presente — incrementó la fusión estival de los hielos. Y durante los inviernos, al permanecer todavía frío el Atlántico Norte, empezó a producirse un suministro insuficiente deagua evaporada, con lo que la acumulación de nieve invernal en los mantos continentales Laurentino y Finoescandinavo comenzó a ser menor que la ablación veraniega.
Disminución del albedo.
Una vez iniciado el retroceso de los hielos en los bordes meridionales de los mantos, se produjo un efecto de retroalimentación decisivo: en las altas latitudes de Norteamérica y de Eurasia, el bosqueboreal, que iba recuperando terreno a la tundra, hizo disminuir el albedo del paisaje —sobre todo durante la primavera y el verano—, por lo que aumentó aún más la insolación durante la mitad iluminada del año.
Disminución de la banquisa marina.
El aumento de calor estival en las regiones subárticas hizo que disminuyese la extensión de la banquisa ártica, que durante la glaciación actuabacomo un aislante térmico entre el mar y el aire. Además, disminuía el albedo allí donde desaparecía el hielo.
Cambios en la circulación de vientos.
La pérdida de altura del enorme manto Laurentino modificó las corrientes de vientos, especialmente los de las latitudes medias. El flujo del aire que desde el Pacífico entra en Norteamérica aumentó su componente zonal (oeste-este). También en elnorte de Europa, la disminución durante el invierno de los anticiclones de bloqueo, que antes intensificaba el manto Finoescandinavo, contribuyó a una penetración más fácil y profunda en el continente de las masas de aire templadas llegadas del Atlántico. En definitiva, la mayor zonalidad oeste-este de los westerlies ayudó a que tanto Norteamérica como Eurasia tuviesen unos inviernos menos crudos...
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