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Las Glaciaciones:

 

 Por Ricardo Pasquali. Universidad CAECE. Departamento de Biología. Universidad Tecnológica Nacional. Facultad Regional Haedo. Departamento de Materias Básicas.  Publicado en Paleolatina (www.paleolatina.com.ar)

 

Un glaciar es una gran masa de hielo, formada sobre los continentes, que se desplaza por acción de la gravedad. El movimiento de los glaciares generalmente no se evidencia en cortos períodos de tiempo. Sin embargo, a pesar de su lento movimiento, van modificando el paisaje por erosión de los valles. Los glaciares de Alaska y Suiza son de montaña y están confinados en valles que generalmente poseen pendientes pronunciadas. Estos glaciares se llaman alpinos o de montaña. Pero no todos los glaciares están contenidos en valles; algunos consisten de enormes mantos de hielo sobre grandes extensiones continentales, como ocurre en Groenlandia. Estos glaciares se mueven mucho más lentamente que los alpinos. Un glaciar alpino puede avanzar más de 5 metros por día, mientras que los continentales se mueven apenas 2 ó 3 centímetros diarios. Ocasionalmente, un glaciar alpino desarrolla un rápido movimiento, del orden del metro por hora, durante unos meses, produciendo un avance de varios kilómetros en el año.

Los glaciares de montaña se clasifican de la siguiente manera:

  • Glaciares de circo u olla. Ocupan la depresión, en forma de olla, de un circo de montaña. El circo es una depresión de forma semicircular y pendientes pronunciadas.
  • Glaciares de valle. Ocupan un valle previamente existente, formado normalmente por la acción de un río, que es modificado significativamente por el glaciar.
  • Glaciares de pie de monte. Ser forman por la unión de varios glaciares de valle que desembocan al pie de la montaña.

    Los mantos de hielo, como los de Groenlandia y Antártida, cubren enormes extensiones. El de Groenlandia tienen un área de más de 1,7 millones de kilómetros cuadrados y un espesor máximo del hielo de 3000 metros. El manto de hielo de la Antártida cubre unos 13,5 millones de kilómetros cuadrados, con un espesor máximo de 4000 metros en la zona conocida como Polo de la Inaccesibilidad.

    Formación de glaciares

    A elevadas latitudes o a grandes alturas, la precipitación se realiza en forma de nieve, debido a las bajas temperaturas, que se recoge en los neveros por encima de la línea o nivel de nieves perpetuas. En el ecuador el nivel de nieves perpetuas se encuentra a 5500 metros sobre el nivel del mar, mientras que a una latitud de 20 grados sur o norte alcanza su máxima altura a 6000 metros sobre el nivel del mar aproximadamente y luego va descendiendo hacia los polos. Dependiendo de las condiciones meteorológicas locales, la línea de las nieves perpetuas puede alcanzar el nivel del mar a las latitudes de 60 grados sur o norte (para tener una referencia, los círculos polares antártico y ártico se encuentran a latitudes de 66,5 grados sur y norte respectivamente).

    Con adecuadas nevadas y bajas temperaturas veraniegas, los neveros crecen gradualmente en espesor y la nieve experimenta una serie de cambios. La nieve cae en forma de copos, que cambia gradualmente a un agregado de hielo granular redondeado. El tamaño de estos granos es de aproximadamente 1 milímetro y tanto el tamaño como la densidad aumentan con la profundidad en el glaciar. El agua, proporcionada por los cambios diarios de temperatura y por la fusión debida a la presión de la masa de nieve situada encima, se cuela y cristaliza, cementando los granos.

    El espesor de esta capa, donde se forma el hielo granular, es de unos 30 metros. Por debajo de ese nivel la masa se transforma, por compactación y recristalización, en hielo glaciar, que es compacto y de color azul grisáceo.

    A medida que la nieve se acumula en el nevero, su peso comienza a empujar hacia el exterior al hielo en exceso. En las regiones montañosas este excedente se desplaza hacia abajo, a lo largo de los valles formando glaciares en forma de lengua, que avanzan hasta que el aporte de hielo se iguala a las pérdidas por fusión. En las latitudes altas, el hielo puede llegar hasta el mar, llegando a desprenderse icebergs que siguen flotando a la deriva.

    Erosión de los glaciares de valle

    A medida que la lengua de hielo se desplaza hacia el valle se produce la erosión. Entre la base del glaciar y la roca subyacente existe material pétreo formado por granos relativamente pequeños que ejerce una acción abrasiva sobre la roca subyacente, quedando ésta arañada o pulida. A estos arañazos se los conoce como estrías glaciales. Estas estrías permiten conocer la dirección de desplazamiento de glaciares en el pasado.

    Ciertas rocas de baja dureza, como las calizas, pueden recibir un pulimento muy fino por la acción abrasiva de los glaciares, con estrías muy nítidas sobre la superficie pulida. Por posterior erosión, estas estrías pueden desaparecer. En cambio en las rocas duras, como las vetas de cuarzo, se conservan las estrías.

    La primitiva forma de "V" del valle abierto por el río, queda modificada por acción del glacial y toma la forma de "U", con el fondo ancho, típico de los valles erosionados por los costados del glacial.

    La roca quebrantada por el glacial es removida durante su desplazamiento, formándose cuencas pétreas que en ocasiones son ocupadas por lagos, como sucede en la Patagonia.

Glaciares del pasado

Desde hace unos 700 000 años o más, el clima mundial está determinado principalmente por ciclos glaciales. Durante los períodos glaciales el clima fue particularmente riguroso y durante los períodos interglaciales las condiciones fueron más cálidas que en la actualidad.

Durante la parte final del último ciclo glacial, hace unos 20 000 años, los hielos cubrían una tercera parte de la superficie de los continentes, alcanzando un espesor de varios kilómetros en gran parte de América del Norte y de Europa. Además, el nivel de nieves eternas descendió notablemente en cadenas montañosas tales como los Alpes y los Andes. Fue tan grande la transformación de agua en hielo que el nivel del mar bajó más de 100 metros con respecto al actual.

La sucesión de épocas glaciales e interglaciales aparentemente seguiría desarrollándose en el futuro y, por lo tanto, en este momento nos encontraríamos en una época interglacial que se inició hace más de 10 000 años.

Existen evidencias, principalmente geológicas, de glaciaciones a principios del Proterozoico (unos 2200 millones de años atrás en lo que hoy es Canadá) y a fines del mismo, unos 700 a 800 millones antes del presente, que afectó a varios continentes. Hay pruebas en Sudamérica glaciaciones que ocurrieron a fines del Devónico y durante el Carbonífero, períodos de la Era Paleozoica que se extendieron desde hace 410 a 355 millones de años y desde 355 a 290 millones de años respectivamente.

Las causas de los ciclos glaciales

La existencia de las glaciaciones fue deducida por primera vez en 1837 por el biólogo suizo-norteamericano Louis Agassiz, quien descubrió que las glaciaciones de los Alpes se habían expandido en otros tiempos sobre las tierras bajas de los alrededores. Esto lo llevó a sugerir que en un tiempo geológico no muy lejano el clima fue mucho más riguroso que hoy, hipótesis que se vio reforzada por sus estudios en Escocia y los Estados Unidos.

Durante la década de 1860 el escocés James Croll, un científico autodidacto que se desempeñaba como conserje del Andersonian College and Museum de Glasgow, presentó una novedosa teoría para explicar las glaciaciones. Croll resumió el trabajo de toda esa década en su libro El clima y las épocas, y se basó en los cálculos que había realizado el astrónomo francés Urbain Leverrier para predecir las variaciones de la excentricidad de la órbita terrestre.

De acuerdo a Croll, las complicadas interacciones de las fuerzas gravitacionales en el Sistema Solar hacen que la forma de la órbita terrestre cambie en forma regular y previsible, pasando de una forma casi circular a una elipse algo estirada. Para este científico, la órbita circular corresponde a las condiciones cálidas de un período interglacial, mientras que la órbita a un período glacial. Sostenía que si los inviernos eran fríos, la nieve puede acumularse con mayor facilidad y de este modo reflejará la radiación solar incidente y mantendrá a la Tierra fría. Croll pensaba que si durante los inviernos del hemisferio norte la Tierra estaba lejos del Sol –lo que sucede cuando la órbita tiene forma alargada- debería producirse una glaciación.

Entre las décadas de 1920 y 1930, el astrónomo yugoslavo Milutin Milankovitch calculó laboriosamente las variaciones de insolación resultantes de cambios en los movimientos de traslación y de rotación de la Tierra y propuso un mecanismo astronómico para explicar los ciclos glaciales que constaba de tres factores.

El primer factor es la inclinación del eje de rotación terrestre. Actualmente está desviado unos 23,44 grados respecto a la vertical y fluctúa desde 21,5 grados hasta 24,5 grados con un período de 41 000 años. Al aumentar la inclinación resultan más extremas las estaciones en ambos hemisferios, los veranos se hacen más cálidos y los inviernos más duros.

Un segundo factor que acentúa las variaciones estacionales, aunque con menor intensidad, es la forma de la órbita terrestre. Con un período de aproximadamente 100 000 años, la órbita se elonga y acorta, provocando que su elipse sea más excéntrica y luego retorne a una forma más circular. La excentricidad de la órbita terrestre varía desde el 0,5 %, correspondiente a una órbita prácticamente circular, al 6 % en su máxima elongación. Cuando la elipse alcanza su excentricidad máxima se intensifican las estaciones en un hemisferio y se moderan en el otro.

La tercera fluctuación astronómica es la precesión o bamboleo del eje de rotación de la Tierra, que describe una circunferencia completa aproximadamente cada 23 000 años. La precesión determina si el verano en un hemisferio dado cae en un punto de la órbita cercano o lejano al Sol. El efecto que produce es un refuerzo de las estaciones cuando la máxima inclinación del eje terrestre coincide con la máxima distancia al Sol. Cuando esos dos factores se apoyan entre sí en un hemisferio se contraponen en el hemisferio opuesto.

La variación de la excentricidad de la órbita terrestre ejerce un efecto mucho más débil sobre la intensidad de radiación solar que incide en la superficie del planeta que los ciclos cortos, ya que se estima que su contribución directa al cambio de irradiación sobre la Tierra es menor que el 0,1 %, pero sin embargo parecería establecer la frecuencia de las últimas glaciaciones, que es cercana a 100 000 años.

Los ciclos más cortos generalmente se manifiestan en menores oscilaciones de la temperatura, aunque el registro de paleotemperaturas del último millón de años obtenido por Cesare Emiliani sugiere que estos ciclos pudieron modular las glaciaciones en ciertos momentos del Cuaternario.

La contribución clave de Milankovitch fue incorporar una idea del climatólogo alemán Wladimir Köppen en la teoría astronómica, que sugería que lo que conduce a una glaciación es una reducción de la insolación en verano, y no una sucesión de inviernos rigurosos como pensaba Croll, ya que una baja insolación en verano reduciría la fusión de los hielos formados en el invierno.

Los ciclos predichos por la teoría de Milankovitch fueron confirmados experimentalmente en la década de 1960 por Cesare Emiliani, quien estimó paleotemperaturas a partir de la composición isotópica del oxígeno presente en el caparazón de microfósiles del fondo oceánico, en forma de carbonato de calcio.

El método usado por Emiliani se basa en la dependencia de la composición isotópica del oxígeno con la temperatura. El oxígeno se presenta en la naturaleza como una mezcla de tres isótopos, llamados oxígeno 16 (99,762 %), oxígeno 17 (0,038 %) y oxígeno 18 (0,200 %).

El hidrógeno y el carbono naturales también son mezclas de isótopos. El hidrógeno está formado por hidrógeno 1 (99,985 %) e hidrógeno 2 ó deuterio (0,015 %). Un tercer isótopo, el hidrógeno 3 ó tritio, es radiactivo y está presente en una proporción extremadamente baja. Por su parte, el carbono está constituido principalmente por carbono 12 (98,90 %) y carbono 13 (1,10 %). El carbono 14 es radiactivo y su proporción es despreciable, sobre todo en muestras muy antiguas.

La molécula de agua está formada por un átomo de oxígeno y dos de hidrógeno. Como los átomos de los distintos isótopos de un mismo elemento químico tienen diferentes masas, habrá distintos tipos de moléculas de agua; la más liviana estará formada por un átomo de oxígeno 16 y dos átomos de hidrógeno 1, mientras que la más pesada tendrá un átomo de oxígeno 18 y dos átomos de hidrógeno 2. Las moléculas más livianas son las más veloces para una cierta temperatura y son las que más fácilmente escaparán del líquido para formar parte del vapor. Por lo tanto, cuando se evapora el agua de mar, por ejemplo, el vapor se enriquece en los isótopos de oxígeno y de hidrógeno más livianos, mientras que el líquido lo hace con los isótopos más pesados. Algo similar sucede con el dióxido de carbono, cuya molécula contiene un átomo de carbono y dos de oxígeno.

Si aumenta la temperatura aumenta la evaporación y por lo tanto se incrementa la proporción de los isótopos más pesados en el agua líquida. Debido a que los átomos de oxígeno pueden pasar del agua al dióxido de carbono y a los bicarbonatos disueltos, estos últimos también se enriquecerán en los isótopos más pesados a medida que se incrementa la temperatura. Por lo tanto, si se determina la composición isotópica del oxígeno en muestras originadas en el pasado, se puede conocer la temperatura existente en el momento de su formación. Esto se logra empleando una técnica llamada espectrometría de masa. Emiliani determinó la composición isotópica del oxígeno presente en el carbonato de calcio del caparazón de microfósiles planctónicos y por lo tanto, pudo conocer la temperatura del agua de mar hasta unos 400 mil años atrás.

Hace unos años, un grupo franco-ruso pudo identificar la composición atmosférica durante los períodos de expansión y retroceso de los glaciales en un testigo de hielo antártico en las cercanías de la base Vostok. Este testigo, que medía unos 2000 metros de largo, brindó información que se remonta a los últimos 160 000 años. Investigaciones similares se realizaron en Groenlandia.

Los primeros resultados indican fluctuaciones de temperaturas de hasta 10 grados. En 1997, el equipo de investigadores anunció los nuevos resultados obtenidos al estudiar los testigos de hielo de la base Vostok, que extendieron la información paleoclimática a más de 400 000 años atrás. En el gráfico publicado por estos científicos se observan claramente los ciclos de 23 000, 41 000 y 100 000 años, que corresponden a cuatro ciclos glaciales.

Ciclos de actividad solar

Las manchas solares son zonas oscuras sobre la superficie del Sol, cuyos tamaños pueden superar varias veces al de la Tierra.

En 1843 Heinrich Schwabe, un aficionado a la astronomía, publicó un informe sobre sus observaciones de las manchas solares entre 1826 y 1843. Schwabe advirtió que el número de manchas registradas no era, ni siquiera en promedio, constante a lo largo del tiempo, sino que aumentaba y disminuía de una manera cíclica, siendo máximo aproximadamente cada once años.

En dos publicaciones aparecidas en 1887 y 1889, el astrónomo alemán Gustav Spoerer llamó la atención sobre un período de 70 años, que finalizó aproximadamente en 1716, en el cual hubo una interrupción de los ciclos de manchas solares.

En 1894, Walter Maunder, superintendente de la División Solar del Observatorio Real de Greenwich, realizó una paciente búsqueda de antiguos registros astronómicos que le permitieron confirmar la conclusión a la que había llegado Spoerer. En reconocimiento al esfuerzo que realizó Maunder durante toda su vida por establecer la realidad del período de déficit de manchas solares, a éste se lo conoce actualmente como el Mínimo de Maunder. Se estima que durante este período, conocido también como la Pequeña Edad de Hielo, las temperaturas eran unos 0,5 grados menores que el promedio en los últimos tres siglos.

Este, y otros estudios más recientes, indican que la energía irradiada por el Sol, y por lo tanto la temperatura de la superficie terrestre, se intensifica en los períodos de máxima actividad, manifestada por la aparición de una mayor cantidad de mancas solares.

Factores no astronómicos

Las variaciones climáticas están determinadas, además de los factores astronómicos, por fluctuaciones de la concentración en el aire de gases responsables del efecto invernadero, la actividad volcánica, cambios en las corrientes oceánicas y en la configuración de los continentes.

Estos cambios de los climas produjeron modificaciones en las poblaciones animales y vegetales, a través de la extinción, adaptación y migración de especies. En el estudio de estas modificaciones se basan los métodos biológicos de estimación de las condiciones climáticas y ambientales del pasado.

 

LECTURAS SUGERIDAS

H. J. DE BLIJ AND PETER O. MULLER. Physical Geography of the Global Environment. John Wiley and Sons, Inc, 1993, páginas 442 a 471.

Wallace Broecker y George Denton. ¿Qué mecanismos gobierna los ciclos glaciales? Investigación y Ciencia, número 162, marzo de 1990, páginas 49 a 57.

Curt Covey. Órbita terrestre y períodos glaciales. Investigación y Ciencia, número 91, abril de 1984, páginas 30 a 39.

John Eddy. The Maunder Minimum. Science, volumen 192, número 4245, 18 de junio de 1976, páginas 1189 a 1202.

Peter Foukal. The Variable Sun. Scientific American, volumen 262, número 2, febrero de 1990, páginas 26 a 33.

Richard Houghton y George Woodwell. Cambio climático global. Investigación y Ciencia, número 153, junio de 1989, páginas 8 a 17.

H. H. Read y Janet Watson. Introducción a la Geología. Editorial Alhambra, 1973, España.

Humberto Ricciardi. Cambio Global. Academia Nacional de Geografía. Publicación especial Nº 10. Buenos Aires, 1995.

George Woodwell. La cuestión del dióxido de carbono. Investigación y Ciencia, número 18, marzo de 1978, páginas 16 a 26.

 

 

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