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En el fondo del Atlántico —en alta mar y en latitudes medias—, se han encontrado, de diferentes épocas y con diferentes espesores, un tipo de sedimentos que por su tamaño (>150mm) sólo han podido ser transportados hasta allá por icebergs, y no por el viento. Probablemente, las lenguas de hielo del domo Laurentino y Finoescandinavo http://www.meteored.com/ram/numero9/mantosdehielo.asp que bajaban hacia el mar, antes de romperse en icebergs, erosionaban el lecho rocoso y atrapaban trozos de piedra que arrastraban consigo. Cuando los icebergs a la deriva llegaban a aguas suficientemente calientes como para provocar su fusión, estos sedimentos rocosos incrustados en el hielo se desprendían y caían al fondo del mar en donde quedaban depositados. Una vez datadas las capas sedimentarias, la mayor abundancia de estos detritos marca para cada época climática la zona de máximo avance y fusión de los icebergs.
Figura 1. Las lenguas y mantos glaciares arrancan trozos de la roca madre que acarrean hasta el mar.
A lo largo de la Ultima Glaciación hubo 6 episodios, denominados eventos Heinrich (Heinrich, 1988), en los que se depositaron en los fondos del Atlántico, en una zona comprendida entre los 40ºN y los 55ºN, cantidades anormalmente grandes de detritos rocosos transportados por icebergs (ice rafted debris).
El investigador Harmut Heinrich observó que estos niveles de sedimentos, que se formaron hace 17,5 ka, 22 ka, 30 ka, 38 ka, 45 ka y 65 ka contienen fragmentos de rocas provenientes de las costas de Europa del Norte, pero la mayor parte provienen de Norteamérica y en especial de la Bahía de Hudson. La trayectoria de los icebergs, marcada por la presencia y el diferente espesor de los materiales sedimentados, indica que alcanzaron distancias alejadas más de 3.000 kilómetros de su lugar de origen. Los espesores de los detritos encontrados disminuyen por lo general de oeste a este, de un grosor de varios metros a sólo unos centímetros.
Figura 2. Trayectoria de los icebergs en el Atlántico durante las épocas más frías de la glaciación.
Normalmente los eventos Heinrich coincidían, pero no siempre, con el final de fases de progresivo enfriamiento de unos 10 ka de duración (Bond, 1992).
Figura 3.Inestabilidad climática durante la Ultima Glaciación según el sondeo GISP II de Groenlandia. Interestadiales cálidos señalados con números y episodios Heinrich (suelta masiva de icebergs en el Atlántico Norte) con barras azules. Se señala también la compartimentación temporal en estadios isotópicos marinos (mis). YD es el último período frío: el Younger Dryas.
La teoría más aceptada es que los mantos de hielo americanos, al crecer demasiado, se desequilibraban 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 en la base del hielo, causada por el calor del subsuelo rocoso, el cual iba quedando atrapado debajo del domo de hielo a medida que este iba creciendo. 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 derrumbarse al hielo.
Señales del enfriamiento coincidente con los eventos Heinrich se manifiestan en el análisis de sedimentos —alquenonas, foraminíferos, sedimentos lacustres— en lugares muy alejados de la propia zona por la que se movían los icebergs: las costas de Portugal, el Mediterráneo Occidental, el nordeste de Brasil, el Golfo de Guinea, la península de Florida (Broecker, 2001). Incluso parecen afectar, por complejas teleconexiones oceánicas y atmosféricas, a la intensidad de los monzones en el este de Asia (Wang, 2001).
La influencia de los eventos Heinrich en el clima global, o al menos en el del hemisferio norte, se hacía sentir porque al derretirse los icebergs de agua dulce disminuía la salinidad de las aguas superficiales del Atlántico Norte. Disminuía, por lo tanto, la densidad del agua y se debilitaba el movimiento convectivo de hundimiento en los Mares Nórdicos.
Figura 4. Corte vertical esquemático de las aguas y corrientes profundas en el Atlántico en la actualidad. En el circuito termohalino el agua superficial se hunde en las latitudes altas. En las cercanías del Artico se forma la masa de agua denominada NADW (North Atlantic Deep Water) y en las cercanías de la Antártida la masa de agua, aún más densa, denominada AABW (Antarctic Bottom Water).
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 la costas del sur de Portugal (Bard, 2000). De esta forma aumentaba el gradiente térmico latitudinal entre las zonas tropicales y las latitudes medias y altas, provocando cambios en los transportes atmosféricos de humedad (zonales y meridianos), que afectaban al clima no sólo del Atlántico sino también del Pacífico.
Los eventos Heinrich daban paso posteriormente a 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.
Figura 5. Circulación termohalina en el Atlántico en la actualidad (conveyor belt). La corriente superficial más importante circula hacia el norte (en rojo). El agua se hunde en los Mares Nórdicos y en el Mar de Labrador. Desde allí, el flujo en niveles intermedios y profundos transporta agua hacia el sur (en azul). Los caudales son enormes. Vienen dados en sverdrups (1 sverdrup = 1 millón de metros cúbicos por segundo). No se representa en la figura el hundimiento de agua en algunas zonas próximas a la Antártida (Mar de Wedell y Ross).
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, 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 Labrador). Estos vientos gélidos del Artico iban enfriando cada vez más las aguas superficiales oceánicas del noroeste del Atlántico. Luego, 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 de la Corriente del Golfo (Paillard, 1994).
Es posible que los colapsos de hielo del manto Laurentino y su repercusión en el enfriamiento del Atlántico Norte influyesen también en el comportamiento de los otros mantos de hielo (Groenlandés, Finoescandinavo, Islandés y Británico), cuyos avances y retrocesos a su vez inducirían otros cambios menores en la circulación y en el clima del Atlántico (Marshall McCabe, 1998).
Referencias:
Bard E. et al., 2000, Hydrological impact of Heinrich events in the subtropical Northeast Atlantic, Science, 289, 1321- 1324
Bond G et al. 1992, Evidence for massive discharges of icebergs into the North Atlantic ocean during the last glacial period, Nature, 360, 245-249
Broecker W. & Hemming S., 2001, Climate swings come into focus, Science, 294, 2308-2309
Heinrich H. 1988, Origin and consequences of cyclic ice rafting in the Northeast Atlantic Ocean during the past 130.000 years, Quaternary Research, 29, 142-152
Marshall McCabe A & Clark P. 1998, Ice-sheet variability around the North Atlantic Ocean during the last deglaciation, Nature, 392, 373-377
Paillard D & L.Labeyrie 1994, Role of the thermohaline circulation in the abrupt warming after Heinrich events, Nature, 372, 162-164
Wang Y. et al., 2001, A high-resolution absolute-dated late Pleistocene monsoon record from Hulu Cave, China, Science, 294, 2345-2348
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