Una perforación en todo el espesor de 3 km de la capa de hielo de Groenlandia hacia el centro norte nos permite tener una visión sin precedentes, rica y precisa, de la aparición de la edad de hielo más reciente, hace unos 120.000 años. Y es en esta ubicación, la región del Atlántico Norte, donde los rápidos cambios climáticos han sido más importantes en el pasado. Esta perforación ha sido el resultado de los esfuerzos de las multinacionales del Proyecto de Cilindros de Hielo del Norte de Groenlandia (NGRIP – North Greenland Ice Core Project). Cabe destacar que en los cilindros de hielo de esta perforación se pueden distinguir individualmente cada uno de los años, que se remontan en el pasado hasta 123.000 años. Hace unos años se pensaba que tal resolución que era inalcanzable.
La perforación NGRIP está localizada en 75.10 ° N y 42.32 ° W, a una altura de de 2.957 m, y el espesor del hielo es de 3.085 m. La perforación NGRIP comenzó en 1996, y la base se alcanzó en julio de 2003.
En la década de 1990, dos perforaciones de hielo profundo realizadas en el centro de Groenlandia permitieron ver una historia detallada del medio ambiente que se extendía 100.000 años atrás en el tiempo. Estas muestras permitieron ver que el clima era terriblemente inestable. En el espacio de pocas décadas, la región del Atlántico Norte podría calentarse en unos 10 º C, a la vez que cambios menores de temperatura y humedad se producían en amplias zonas del planeta.
Por desgracia, las perturbaciones estructurales de los cilindros más profundos impidieron que se pudieran tener datos, ya sea el inicio del último período glacial, ya sea de lo que aconteció durante el anterior período de calentamiento interglaciar, conocido como el Eemiense, hace aproximadamente entre 130.000 y 120.000 años. Los primeros informes sobre este período ponían de relieve una aparente inestabilidad del clima en el Eemiense, se equivocaron con claridad. La perforación NGRIP permitió constatar una estabilidad del clima durante el Eemiense. Esta información es de gran interés: el Eemiense fue ligeramente más caliente que el período interglaciar actual, lo que permite suponer como será un clima posible futuro calentado por los gases de efecto invernadero.
Podemos ver en la figura los datos del isótopo 18 del oxígeno obtenidos en la perforación NGRIP, en valores medios de 50 años. En rojo, los eventos Dansgaard-Oeschger, numerados del 1 al 25, y los eventos Heinrich de H0 a H6. Estos datos se pueden encontrar
aquí.
Si tomamos los datos anuales de temperatura que engloban desde al año 35.000 hasta el año 80.000 antes de ahora, podemos observar que la correspondencia entre las temperaturas y el isótopo 18 O son muy notables. Estas temperaturas han sido calculadas usando el isótopo 15 N, y se pueden encontrar aquí.
Si queremos observar en detalle un evento Dansgaard-Oeschger, por ejemplo, el nº 12, sólo hemos de ampliar el zoom que nos facilitan los datos anuales individualizados del NGRIP. En la figura podemos observar como durante este evento, la temperatura subió 13 ºC en menos de 200 años, es decir, a un ritmo de 0,7ºC por década, muy superior a la que está ocurriendo el cambio climático actual.
A lo largo de la Ultima Glaciación hubo 6 episodios, denominados eventos Heinrich (llamados por su descubridor, que hizo su publicación en 1988), en los que se depositaron en el fondo del Atlántico, en una zona comprendida entre los 40º N y los 55º N, cantidades anormalmente grandes de detritos rocosos transportados por icebergs (ice rafted debris). Los témpanos de hielo que venían del norte, al llegar a aguas más cálidas, se derretían y los materiales rocosos, que habían arrancado del sustrato continental antes de su caída al mar y que habían luego transportado consigo, se soltaban, se hundían y se depositaban en el fondo del Atlántico (las figuras que siguen y parte del texto están sacados del libro Historia del Clima de la Tierra, del profesor Antón Uriarte, que explica muy bien estos eventos)
Los eventos Heinrich son unas fluctuaciones globales del clima que coinciden con la destrucción de grandes capas de hielo del hemisferio norte, y la consiguiente liberación de un volumen enorme de hielo que dio lugar a la formación de numerosos icebergs. Estos eventos fueron rápidos: duraron alrededor de 750 años, y su aparición repentina pudo ocurrir en un período de sólo algunos años. Se observan eventos Heinrich durante el último período glacial, ya que la resolución del registro sedimentario antes de este período es demasiado baja, lo que hace que sea imposible deducir si se produjeron durante otros períodos glaciales anteriores.
Las observaciones originales de Heinrich fueron seis capas en los núcleos de sedimentos oceánicos que contenían proporciones muy altas de rocas de origen continental, "fragmentos líticos", cuyo tamaño se encontraba entre las 180 micras y los 3 mm. Las fracciones de mayor tamaño no pueden ser transportados por las corrientes oceánicas, y por lo tanto se puede deducir que han sido transportadas por témpanos de hielo que se desprendieron de la capa de hielo de gran Laurentino, que cubría entonces Norte América, y que se hundieron en el fondo del mar cuando los témpanos de hielo se derretían.
Algunos, pero no todos, de los eventos Heinrich ocurrieron durante de los períodos que precedieron a la eventos de calentamiento rápido Dansgaard-Oeschger (D-O):
H0 se produjo hace unos 12.000 años, y se identifica con el Young Dryass.
H1 se produjo hace unos 16.800 años.
H2 se produjo hace unos 24.000 años.
H3 se produjo hace unos 31.000 años.
H4 se produjo hace unos 38.000 años.
H5 se produjo hace unos 45.000 años.
H6 se produjo hace unos 60.000 años.
La causa de estos eventos glaciales sigue siendo objeto de debate. En la actualidad, la hipótesis más aceptada implica una desaceleración de la circulación termohalina del océano. Durante el período glacial, las capas de hielo del hemisferio norte fueron aumentando. En ciertos momentos, estas capas de hielo liberaron grandes cantidades de agua dulce en el Atlántico Norte. Los eventos Heinrich son un ejemplo extremo, cuando la capa de hielo Laurentino liberó cantidades excesivamente grandes de agua dulce en el mar de Labrador, en forma de icebergs.
Se supone que estos depósitos de agua dulce redujeron suficientemente la salinidad del océano para frenar la formación de aguas profundas y, por consiguiente, la circulación termohalina. Puesto que la circulación termohalina juega un papel importante en el transporte de calor hacia el norte, su disminución puede causar que el Atlántico Norte se enfríe. Más tarde, al disminuir la adición de agua dulce, la salinidad del océano y la formación de aguas profundas vuelve a aumentar y se recuperaron las condiciones climáticas.
Esta hipótesis de una liberación de agua dulce en el océano Atlántico Norte, se apoya de la evidencia de que se produjeron cambios en la formación de aguas profundas. Las mediciones de sedimentos de aguas profundas en el Atlántico Norte indican que la formación de aguas profundas se redujo fuertemente durante los eventos Heinrich.
En el Atlántico, con una circulación termohalina muy debilitada, la Corriente del Golfo, no llegaba a las latitudes altas y se producía en superficie un avance hacia el sur de las masas de agua polares, que llegaba hasta las costas del sur de Portugal. En el episodio Heinrich-1, al comienzo de la última deglaciación, entre hace 18.000 y 16.000 años, los sondeos frente a la costa del sur de Portugal indican unas temperaturas más frías incluso que las del Ultimo Máximo Glacial.
El disparador inicial para la liberación de agua dulce todavía no se ha identificado. Una sugerencia es que los cambios pequeños y graduales en la radiación solar podrían haber influido en el momento de los cambios bruscos. Otras ideas hablan de oscilaciones naturales de las capas de hielo o de los procesos oceánicos.
La teoría más apoyada es que el manto de hielo Laurentino, al crecer demasiado, se desequilibraba y se producían enormes derrumbes de hielo (surges), que en el Atlántico formaban grandes flotillas de témpanos a la deriva. Estos colapsos podían estar también provocados por la fusión de la base del hielo, causada por el calor del subsuelo rocoso. Se ha indicado también la posibilidad de que la propia masa de hielo del manto Laurentino, al aumentar de peso, acabase provocando pequeños seísmos que hacían que el hielo se derrumbara (Antón Uriarte).
A pesar de que los eventos Heinrich parece que se iniciaron en el Atlántico Norte, dejaron una huella global. Algunas de las mejores pruebas fuera del Atlántico Norte para estos eventos provienen de núcleos de sedimentos en el Caribe y el Mar Arábigo y en espeleotemas de la cueva Hulu en China. Estos sitios, junto con otros, se muestran en la figura. Las anomalías del clima son coherentes con una desaceleración de la circulación termohalina y la reducción del transporte de calor del océano en las altas latitudes del norte. Durante las fases frías en el Atlántico norte, grandes regiones de América del Norte y Eurasia se volvieron más frías y más secas. Un desplazamiento hacia el sur del cinturón tropical hizo que muchas zonas del hemisferio sur se volvieran más húmedas. Los cilindros de hielo de la Antártida muestran un cierto calentamiento, en consonancia con una reducción del transporte de calor hacia el norte desde el hemisferio sur.
La explicación de las causas de los eventos D-O todavía es menos clara. Reproducimos las explicaciones del profesor Antón Uriarte sobre estas causas:
Cuando acababan los eventos Heinrich se producía de nuevo una salinización de las aguas del Atlántico Norte, que era clave en la reanudación de la circulación termohalina. Ocurría que, tras las descargas de icebergs, menguaba en muchas partes la masa de hielo de las lenguas glaciares que desaguaban en la costa. Disminuía el aporte de agua dulce al mar y, en consecuencia, aumentaba de nuevo la salinidad del Atlántico Norte. Entonces se reanudaba con rapidez la circulación de la cinta transportadora oceánica (el conveyor belt) y se intensificaba la Corriente del Golfo. Se producía una brusca subida de las temperaturas en las latitudes medias-altas y se entraba en un cálido interestadial.
Otro de los motivos posibles de la salinización de las aguas del Atlántico Norte que sucedía al evento Heinrich podía provenir de la modificación de la circulación atmosférica, al reducirse la altura del manto Laurentino tras el colapso de hielo. Durante el período frío anterior al evento, la altura y volumen que iba ganando el manto Laurentino era responsable del incremento de los vientos septentrionales y muy fríos que llegaban al Atlántico canalizados por el valle que separaba el propio manto Laurentino de Groenlandia (lo que es hoy el mar de Baffin y Labrador). Estos vientos gélidos del Ártico iban enfriando cada vez más las aguas superficiales oceánicas del noroeste del Atlántico. Luego, después del evento, la reducción de la altura del manto Laurentino provocaba un retorno a condiciones más parecidas a las actuales, es decir, a vientos del oeste no tan fríos. El mayor efecto de evaporación de estos vientos del oeste ayudaba a la salinización de las aguas superficiales del Atlántico Norte, a su densificación y a la reinstalación más o menos intensa de las corrientes termohalinas y, en consecuencia, de la cálida Corriente del Golfo.
El Ártico tenía una extensión menor que la actual y estaba menos comunicado que hoy en día con los océanos circundantes. Era menos profundo que actualmente, y sus aguas eran más dulces y mucho más cálidas. El agua del mar estaba varios grados más caliente que la actual, tanto en superficie como en profundidad. Debido a las abundantes lluvias, el océano Ártico recibía mucho agua dulce de los ríos de las regiones que lo circundaban y, al estar mal comunicado con los otros océanos, su salinidad fue disminuyendo.
Las estimaciones realizadas con ejemplares modernos de Azolla sugieren que esta planta es capaz de absorber hasta 2.500 kg de nitrógeno y 15.000 kg de carbono por hectárea y por año. Como el evento Azolla duró 800.000 años y pueden haber cubierto un área de un millón de km2, podemos pensar que esta capa de Azolla podría haber tomado de la atmósfera (1 km2 = 100 hectáreas), 15 x 100 x 1.000.000 = 1.500 millones de toneladas de carbono por año, lo que hace 5.500 millones de toneladas anuales de CO2. Esta cantidad de CO2 equivale a una disminución de 0,6 ppm de su concentración en la atmósfera.
