¿Qué
ocurriría si se derritieran los casquetes polares? ¿El progresivo deshielo es
achacable a la acción humana?
(Por
Emilio García Ladona y Joaquim Ballabrera Poy)
Capítulo 29 de CIENCIA, y además lo entiendo!!!
Recurrentemente
oímos noticias sobre el aumento del nivel del mar y la amenaza que ello supone
para una población mundial cada vez más localizada en las zonas litorales, especialmente para
los doscientos millones de humanos que viven a menos de 5 m de altura respecto
el nivel del mar. ¿Pero qué procesos influencian en el nivel del mar? ¿Y qué
sabemos hoy en día sobre la tendencia futura?
Los procesos que determinan el nivel
del mar en cada región son múltiples y actúan en diferentes escalas de tiempo.
El agua está repartida alrededor de diferentes compartimentos. En la atmósfera
en forma de gas y pequeñas gotas en las nubes; en la litosfera en aguas
freáticas, ríos, lagos, acuíferos incluyendo reservorios artificiales de origen
antropogénico; en la criosfera, en las capas de hielo de la Antártida, del
Ártico y Groenlandia y glaciares continentales. Sin embargo los reservorios de agua
por excelencia son los mares y océanos. Así en gran medida la cantidad de agua
en las cuencas oceánicas determina el nivel medio del mar. Hay dos formas de
medir el nivel del mar. Una consistiría en la medición del grosor de la columna
de agua en un punto, tal y como se ha realizado históricamente con ayuda de
mareógrafos en las zonas costeras. Sin embargo, a partir del lanzamiento de los
primeros satélites dotados de altímetros (i.e. TOPEX-Poseidon) se puede medir
la variación de la superficie del mar en referencia a un nivel de equilibrio
asociado al campo gravitatorio terrestre. Es decir aquella superficie cuyos
puntos tienen la misma energía potencial gravitatoria. Si la Tierra fuera
perfectamente redonda esta superficie sería también una esfera alrededor de la
Tierra. Imaginemos una cebolla esférica, una superficie equipotencial sería una
capa de esa cebolla a una distancia determinada del centro. Cada capa de la
cebolla sería una superficie equipotencial y el nivel del mar tendría la misma
forma. Sin embargo, la Tierra ni es redonda, ni su composición de materiales es
homogénea y rota alrededor de su eje, por lo que las superficies
equipotenciales distan mucho de ser esféricas. Las reconstrucciones más
precisas que se han realizado hasta ahora se han obtenido a través de la misión
GOCE de la Agencia Espacial Europea en 2011 (ver figura 1). Se pueden apreciar
separaciones de hasta 200 m de altura entre diferentes áreas del globo. Para
entendernos, un objeto colocado al Sur de Ceilán tiene la misma energía
potencial que un objeto situado al Oeste de Irlanda, pero entre ellos hay una
diferencia de altura de unos 150 m. El nivel del mar como respuesta a este
campo gravitatorio debiera tener una forma aproximada al geoide. Sin embargo
hay muchos otros factores que hacen que el nivel del mar instantáneo se separe
del geoide. Y estos procesos tienen una variabilidad característica que produce
variaciones apreciables del nivel del mar a escalas de tiempo que abarcan desde
las pocas horas hasta los millones de
años.
Uno de los factores más evidentes que
contribuyen a la variación del nivel del mar es el aporte de agua a las cuencas
oceánicas que tiene que ver básicamente con la conexión de los diferentes
reservorios de agua: descargas de ríos proveniente de precipitaciones y
deshielo, precipitaciones directas sobre el mar y deshielo de casquetes polares
de hielo. Sin embargo, las aportaciones más relevantes son los glaciares
continentales que abocan masas de hielo directamente al mar y las capas de
hielo continental en la Antártida y Groenlandia básicamente. A menudo, todavía
hay gente que asocia el deshielo del Ártico con las variaciones del nivel del
mar, pero eso es rotundamente erróneo. Una masa de hielo en agua retiene el
mismo volumen total de agua debido al principio de Arquímedes. Así solamente
casquetes de hielo sobre tierra firme tienen una contribución neta a ello.
El último informe de IPCC Panel (AR5)
completado en el 2014 es un buen texto de referencia para conocer el estado del
arte del conocimiento que tenemos sobre el nivel del mar y de los distintos
procesos causantes de su evolución. Las reconstrucciones que disponemos indican
un aumento relativamente "rápido" del nivel del mar desde el último
máximo glacial (~20.000 a.c), unos 125 m hasta el valor actual que se establece
alrededor de 2000 a.c. Al final del periodo conocido como Pequeña Edad de
Hielo, ("Little Ice Age") entre mitad del siglo XIV y mediados del
XIX, durante el cual el nivel del mar había bajado unos 15-18 cm, el nivel del
mar empezó a aumentar progresivamente hasta nuestros días, unos 18-20 cm por
encima del periodo pre-industrial (ver figura 1). Las últimas reconstrucciones
estiman que la contribución de los hielos en Groenlandia y Antártida es del
orden de 0.6 mm/año durante el periodo 1993-2010 que es un periodo donde se
tiene mejores medidas gracias a una mejora de los programas de observación.
Figura 1: Izquierda:
Reconstrucción del geoide terrestre a partir de los datos del satélite GOCE de
la ESA (© ESA).
Derecha: Reconstrucción del nivel del mar entre 1807-2009 a
partir de mareógrafos (reproducido a partir de Jevrejeva et al., 2014).
La dinámica del hielo de los casquetes
polares es muy compleja y depende del balance entre la acumulación de nieve, el
deshielo (mayormente superficial) y el flujo de hielo saliente sobre el mar o
directamente por desprendimiento directo y brusco de icebergs (“ice calving”).
En el caso de Groenlandia las pérdidas de masa de hielo se redistribuyen
aproximadamente por igual entre el deshielo en superficie y el desprendimiento
sobre el mar. En el caso de la Antártida las temperaturas son muy bajas y
básicamente el hielo se pierde fluyendo hacia la plataforma continental donde
forma una cobertura de hielo que posteriormente va desprendiéndose en sus
partes más externas y se va fundiendo por debajo en contacto con el agua. Estas
plataformas de hielo apenas contribuyen al nivel del mar ya que están flotando
sobre el agua sin embargo pueden indirectamente acelerar o frenar el flujo de
hielo desde las zonas de acumulación como intentaremos ilustrar más adelante.
Para la cobertura de hielo en
Groenlandia se da la paradoja que ha habido un aumento de acumulación de nieve
en la zona interior pero también ha aumentado el deshielo superficial y el desprendimiento
de manera que el balance neto indica una pérdida de la masa de hielo. En este
último caso parece que el responsable sería un cambio regional de la
circulación alrededor de Groenlandia, que permite la intrusión de agua más
caliente favoreciendo este proceso. No está claro si estos cambios de
circulación están relacionados con la variabilidad interdecadal de la
Oscilación del Atlántico Norte (NAO por sus siglas en inglés) o una tendencia
asociada con el calentamiento asociado a los gases de efecto invernadero. Las
proyecciones de los modelos a lo largo de este siglo indican que el descuadre
entre acumulación y pérdida podría continuar a lo largo del siglo XXI. Hay que
notar, sin embargo, que la recongelación del agua deshelada en las capas más altas
de la capa de hielo es un mecanismo que podría reducir la pérdida de masa,
mientras que por el contrario un incremento del deshielo superficial podría
facilitar la lubricación de la base del hielo favoreciendo un aumento de la
pérdida de masa. Así, las proyecciones sobre el aumento del nivel del mar por
la contribución del hielo polar varían entre los 2 cm y 23 cm a finales de
siglo.
La dinámica de estos mecanismos no
parece estar afectada por transiciones bruscas que hicieran pensar en un
colapso de la masa de hielo de Groenlandia que diera lugar a cambios
importantes y bruscos del nivel del mar. Sin embargo, los modelos conceptuales
parecen indicar la existencia de un barrera para la temperatura que si se
sobrepasara durante suficiente tiempo (miles de años) la pérdida de hielo sería
irreversible en estas escalas de tiempo incluso aunque el clima reestableciera
su estado entretanto. En ese caso la contribución sería equivalente a un
aumento del nivel del mar de 7 m. Intentos de modelar el Plioceno (5-6 millones
de años a.c.), cuando se daban temperaturas y niveles de CO2 similares a los actuales,
indican que temperaturas de 2-3.5ºC superiores a los niveles pre-industriales
producen una desaparición casi completa de la capa de hielo (IPCC, 2013, a
partir del trabajo de Hill et al. 2010). Sin embargo estos valores deben
tomarse con precaución dado que la situación climática del Plioceno a escala
regional no es comparable según un estudio reciente de los propios autores
(Hill, 2014).
En el caso del hielo Antártico la
situación es diferente. Al igual que en Groenlandia la cantidad de masa de
hielo responde a un balance entre la acumulación de nieve y el flujo de hielo
hacia zonas más periféricas en contacto con el mar circundante en escalas
milenarias. A diferencia de Groenlandia, la Antártida tiene temperaturas
superficiales más frías que no inciden en el deshielo superficial y las
pérdidas se producen mayormente por desprendimiento de icebergs sobre el mar
(ice calving) y por mezcla submarina.
Como ya hemos avanzado anteriormente
en varias zonas de la Antártida la capa de hielo se prolonga de forma continua
como una plataforma por encima del mar. En esas áreas, esporádicamente la
cobertura de hielo puede romperse liberando placas enormes que se separan de la
masa de hielo principal como ocurrió en 2002 con la plataforma Larsen B. Por
debajo de esta placa, el hielo se derrite en contacto con el agua de mar. En
esas áreas la placa de hielo se sitúa sobre un fondo de roca que puede estar
sumergido hasta 2000 y 3000 m de profundidad, bastante por debajo de la
profundidad del mar adyacente (véase el esquema de la figura 2).
Figura 2: Esquema sintético de la
Inestabilidad de la Capa de Hielo Marina (MIS). En el diagrama d_e y Q_e son los valores del flujo de hielo y
grosor en la posición de equilibrio. Si este punto retrocediera un poco por un
aumento de la temperatura de las aguas submarinas por debajo de la plataforma
de hielo flotante, la nueva posición de equilibrio sería tal que Q’> Q dado
que d’>d en ciertas regiones de la Antártida.
A mediados de los 70, se propuso que
el balance del flujo de hielo dependía de la posición de la línea donde
empezaba la plataforma de hielo flotante, es decir el límite máximo donde el
agua marina estaba en contacto con el hielo continental. Si en ese punto el
grosor de la capa de hielo aumentaba, el flujo de hielo aumentaba. Análisis
recientes más rigurosos a partir de las leyes mecánicas que rigen la dinámica
del flujo de las capas de hielo han podido corroborar este hecho y determinar,
bajo ciertas aproximaciones, la ley de escala entre el grosor de hielo y el
flujo en ese punto (existe una discusión más detallada en IPCC, 2013). Si dicha
línea se retira a una posición de mayor profundidad del substrato rocoso,
entonces el flujo de salida debe aumentar, dado que en esa nueva posición la
capa de hielo resulta ser más gruesa, y así sucesivamente en lo que se denomina
Hipótesis de Inestabilidad de la Capa de Hielo Marina (MIS acrónimo en inglés).
Este proceso podría verse desencadenado por un mayor deshielo asociado al
calentamiento de las aguas justo debajo de la plataforma de hielo o también por
la aparición en la superficie de puntos de fusión que indujeran fracturas
verticales de la masa de hielo separando la plataforma. Medidas tras el colapso
de la plataforma Larsen B han corroborado ésta sutil conexión entre la
plataforma de hielo y su conexión con la masa continental.
En definitiva la evolución de la capa
de hielo Antártica es compleja y las variaciones del balance entre acumulación
de nieve y flujo saliente, dependen a su vez de las condiciones de la
circulación atmosférica y oceánica circundantes así como de las diferentes
características de las diferentes áreas geográficas de la Antártida. En cuanto
a los registros de medidas disponibles, los datos a partir de radar desde
satélite indican que la caída de nieve ha aumentado en la región más hacia el
Este (aunque medidas derivadas del cambio de la gravedad no señalan un aumento
significativo), que ha habido un aumento de flujo saliente en áreas localizadas
y un aumento bien documentado de colapso de la capa en la región al Norte. Así
el balance neto entre las diferentes regiones de la Antártida indica una
contribución neta del ritmo de variación del nivel del mar de 0.27 mm/año
durante el período 1993-2010. Sin embargo, las proyecciones previstas para el
siglo XXI, indican una contribución negativa en tanto en cuanto se observa un
aumento significativo de nieve acumulada. La explicación sería que un
calentamiento atmosférico favorecería en esta región un aumento del aire húmedo
induciendo un aumento notable de la acumulación de nieve. Estas proyecciones
deben tomarse con cautela en vista de que, a día de hoy, los intrincados
procesos asociados a la MIS son difíciles de ser integrados en los modelos de
clima.
Pero volvamos a las cuestiones que han
motivado este breve y muy somero repaso acerca de lo que sabemos de la
evolución de los casquetes polares. Las consecuencias más evidentes del
deshielo de los casquetes es sin duda su contribución a la subida del nivel del
mar medio. Sin embargo, no parecen haber razones que dieran a pensar en un
cambio brusco del mismo al menos proveniente del deshielo de Groenlandia pero
quizás sí en el caso de la Antártida asociado a la MIS. Además debemos ser
conscientes que el nivel del mar varía de forma regional e incluso local por
otros factores por lo que el impacto sería muy diferente según las diferentes
regiones del planeta. Recordemos que hoy por hoy la mayor contribución al nivel
del mar es el efecto termostérico (dilatación térmica) por el calentamiento de
la masa oceánica. Frente a un cambio brusco, que no nos atrevemos a cuantificar
dadas las incertidumbres que tenemos tanto en término de medidas como de
conocimiento preciso de los procesos involucrados, probablemente el impacto
sobrepasaría sobradamente el efecto termostérico. Además, el deshielo en
general también produce una retroalimentación positiva en relación al albedo,
es decir esa porción de la radiación solar que se refleja hacia el espacio en
las superficies con hielo y nieve, lo cual incidiría en una aceleración del
calentamiento global. Un tercer efecto del deshielo tendría que ver con
modificaciones de la circulación general del océano afectada por un aporte
importante de agua dulce. En el caso de Groenlandia entre sus posibles efectos
estaría la modificación de las condiciones de formación de agua densa en el
Atlántico Norte, una de las componentes esenciales del ciclo natural del océano
para disipar el exceso de calor del Ecuador. Sin embargo, como hemos visto los
datos y el conocimiento que disponemos por ahora indican que un deshielo brusco
masivo en Groenlandia no es una cuestión que se prevea pueda ocurrir a corto
plazo.
Ya para acabar queda por ver qué parte
de este deshielo es achacable a la acción humana. La respuesta es difícil de
contestar cuantitativamente. Cómo hemos visto en los procesos anteriores no
solo interviene una acción directa del balance radiativo en forma de aumento de
temperatura sino que hay implicaciones de la variabilidad de la circulación
atmosférica y oceánica regional. La acción humana se traduce en una mayor concentración de gases de efecto
invernadero que contribuyen en gran medida al calentamiento y por tanto pueden
influir en términos de un calentamiento de las aguas y aire circundantes de
estas regiones. Sin embargo hemos visto que los procesos de deshielo tienen
mucho que ver con el ciclo del agua que aunque bien conocido cualitativamente
puede modificar en gran medida los balances de acumulación y flujo saliente de
hielo en ambos hemisferios de manera no equivalente. Aunque hoy en día se puede
asegurar que el calentamiento en el hemisferio Norte favorece el deshielo
superficial tanto del Ártico como de la capa sobre Groenlandia, dicho
calentamiento no parece ser tan relevante en el hemisferio Sur. Allí el
deshielo neto observado parece venir más por un progresivo calentamiento de las
aguas del hemisferio sur y cambios de la circulación atmosférica que, al menos
en los estudios revisados, no permiten discernir en qué medida la acción humana
contribuye o ha contribuido.
Referencias:
Hill D.J., 2015: The non-analogue nature of
Pliocene temperature gradients. Earth and Planetary Science Letters, 425, 1,
232–241
Hill D.J., Dolan A.M. Dolan, Haywood A.M.,
Hunter S.J. and Stoll D.K, 2010: Sensitivity of the Greenland Ice Sheet to
Pliocene sea surface temperatures. Stratigraphy, vol. 7, nos. 2-3, pp. 111-122,
Jevrejeva S., Moore J.C., Grinsteda A., Matthews
A.P. and Spada G., 2014: Trends and acceleration in global and regional sea
levels since 1807. Global and Planetary Change, 113, 11-22.
IPCC, 2013: Climate Change 2013: The Physical
Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report
of the Intergovernmental. Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K.
Plattner, M. Tignor, S.K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and
P.M. Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and
New York, NY, USA, 1535 pp.
Emilio García Ladona Joaquim Ballabrera Poy
Doctores
en Ciencias Físicas
Dept.
de Oceanografía Física y Tecnológica
Instituto de Ciencias del Mar
(ICM-CSIC)
Muy interesante
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