Corrientes oceánicas y circulación termohalina
Mecanismos de hundimiento: la importancia de la salinidad y de la temperatura
¿Está variando la circulación atlántica?
Debilitamiento durante las glaciaciones
Los casos preocupantes del Younger Dryas y del episodio de enfriamiento del 8.200 BP
Desde hace unas cuantas décadas se sabe que la estructura de las corrientes marinas a escala global es tridimensional, con movimientos horizontales en los que el viento juega un importante papel y con movimientos verticales, en los que la salinidad y las temperaturas son las fuerzas impulsoras. Las corrientes superficiales, observadas y estudiadas desde hace siglos, están por lo tanto ligadas, por movimientos convectivos de agua, a corrientes profundas de características mucho menos conocidas pero cuyo estudio en los últimos años ha recibido un fuerte impulso debido a su importancia oceánica y climática.
Figura 1. Corrientes superficiales en el Atlántico Norte
Hasta hace poco tiempo, los libros de texto escolares solían simplificar el tema de las corrientes marinas y solamente tenían en cuenta el estudio de las corrientes superficiales. De esta forma se ha solido enseñar que en el Atlántico Norte las corrientes principales forman circuitos de aguas cálidas y frías, cuyo principal giro, que bordea al anticiclón de las Bermudas/Azores, está compuesto por el trío de la corriente del Golfo (Gulf Stream), la corriente de Portugal y Canarias, y la deriva Norecuatorial, que lo cierra al llegar al Caribe. Sin embargo, si añadimos al sistema de corrientes superficiales del Atlántico Norte el caudal aportado por la corriente del Norte de Brasil nos encontramos con una primera complicación, ya que no existe una corriente semejante en superficie que devuelva todo ese caudal al Atlántico Sur. Existe así un transporte neto superficial de agua desde el Atlántico Sur al Atlántico Norte que indica que esos circuitos cerrados superficiales son insuficientes para explicar el sistema.
La corriente del Norte de Brasil, alimentada por la corriente surecuatorial, es una corriente importante, que no ha recibido en la explicación de las corrientes marinas la consideración que se merece. Los anillos de giro anticiclónico que se forman en ella y que cruzan el Ecuador frente al nordeste brasileño, aportan un considerable caudal neto al Atlántico Norte, de unos 15 Sv aproximadamente (estas mediciones son muy aproximadas; algunas medidas dan un caudal superior: 9 Sv en Marzo y 36 Sv en Julio), es decir, el equivalente a unas 100 veces o más el caudal del Amazonas en su desembocadura (1 Sverdrup es un caudal de 1 millón de metros cúbicos por segundo). Este flujo llegado del hemisferio sur al hemisferio norte se junta con un flujo tropical difuso de otros 15 Sv que llega al Caribe proveniente del este y del nordeste, alimentado en parte por la corriente de Canarias, con lo que el caudal total de la Corriente del Golfo que inicia su recorrido al norte de Cuba suma unos 30 Svnota: no consideramos en el balance la ganancia de agua que entra al Artico desde el Pacífico a través del estrecho de Bering y que luego pasa al Atántico a través del estrecho de Fram (entre Groenlandia y las Svalbard) y por los estrechos del archipiélago canadiense (estrecho de Nares, entre la isla de Ellesmere y Groenlandia, especialmente). Tampoco tenemos en cuenta la pérdida de agua por el exceso de la evaporación sobre la precipitación y la escorrentía de los ríos en el Atlántico Norte. Estos flujos, de ganacia y pérdida respectivamente, son inferiores a 1 Sv anual y más o menos se compensan.
Figura 2. Esquema aproximado de la circulación termohalina en el Atlántico. No se representa en la figura el hundimiento de agua en algunas zonas próximas a la Antártida (Mar de Wedell y Ross). Tampoco se tiene en cuenta aquí la entrada de agua del Pacífico al Atlántico, vía el Artico, y que puede ser de aproximadamente de 1 Sv. Tampoco la pérdida neta, inferior a 1 Sv, de agua evaporada que supera en el Atlántico Norte al aporte de la precipitación y de los ríos. (1 Sv= 1 millón de metrso cúbicos por segundo).
¿Pero qué ocurre con el agua excedentaria que ha llegado del sur al Atlántico Norte? Pues que la Corriente del Golfo la transporta hacia el nordeste, y al llegar al extremo septentrional del Atlántico, a los Mares Nórdicos, aumenta su densidad por enfriamiento y se hunde. Desde allí, por niveles profundos e intermedios, vuelve hacia el hemisferio sur. Se forma así en el Atlántico una especie de cinta rodante (conveyor belt), con un flujo neto positivo hacia el norte en superficie y con un flujo neto positivo hacia el sur en las profundidades.
Esta circulación (llamada también MOC, meridional overturning circulation, circulación meridiana volteante) funciona de forma continua. Su rodillo impulsor se encuentra en los Mares Nórdicos y en el Mar de Labrador. Los Mares Nórdicos —nombre de reciente acuñación (a no confundir con el Mar del Norte)— se encuentran en la zona subpolar del Atlántico, al norte del paralelo que pasa por Groenlandia-Islandia-Noruega. Por eso a veces se les llama también (con un poco de humor etílico) mares GIN (Greenland- Iceland- Norway). Por otra parte, el Mar de Labrador, que es también una zona de hundimiento, se ubica al sur de Groenlandia y al este de la Península de Labrador.
Figura 3. Los Mares Nórdicos
Mecanismos de hundimiento: la importancia de la salinidad y de la temperatura
La salinidad y la temperatura del agua juegan un papel crucial en el funcionamiento de esta cinta rodante. Cuando las aguas transportadas por la Corriente del Golfo llegan a los Mares Nórdicos, su temperatura media, que era de 10 ºC en el paralelo 50 ºN, pasa a ser solamente de unos 3ºC en el paralelo 65 ºN. Por enfriamiento y contracción térmica, adquieren una densidad alta y acaban hundiéndose, dejando espacio para la llegada desde el sur de nuevas masas de agua.
El fenómeno de hundimiento por convección que se produce en aquellos mares septentrionales se intensifica al comienzo del invierno por el aumento de la salinidad. Ocurre que cada otoño-invierno, durante la formación de los hielos marinos en áreas subárticas, hay una suelta de sal y se forma, bajo la banquisa de hielo, una masa de agua fría y muy salada que se hunde y contribuye a la formación del agua profunda del Atlántico Norte.
Figura 4. Formación de agua profunda en los mares subpolares
¿Por qué el fenómeno es especialmente significativo en el Atlántico? Ocurre que el Atlántico Norte es bastante más cálido y salado que el Pacífico Norte. Así, en la franja latitudinal 45 ºN – 60 ºN, el Atlántico Norte tiene una temperatura media superficial de 10 ºC y una salinidad de 34,9‰, mientras que el Pacífico Norte tiene una temperatura de 6,7ºC y una salinidad de 32,8 ‰.
Figura 5. Salinidad oceánica en superficie (en gramos de sal por kg de agua)
La alta salinidad del Atlántico se explica porque el volumen de agua evaporada supera ampliamente al volumen de agua aportado por las precipitaciones y las escorrentías de los ríos que desembocan en ese océano. Por el contrario, en el Pacífico, los sistemas montañosos del oeste americano provocan lluvias abundantes y hacen de barrera a la penetración de la humedad en el continente. El agua evaporada del Pacífico que los vientos del oeste llevan hacia Norteamérica, produce copiosas lluvias costeras y vuelve a ese océano sin apenas penetrar en el continente americano. Por el contrario, en Europa no existen esas barreras topográficas y gran parte de la humedad atlántica acarreada por vientos del oeste pasa de largo y se aleja hacia Asia, sin ser recuperada por el océano Atlántico.
Además, otro motivo de la mayor salinidad del Atlántico Norte es que el agua evaporada en la región anticiclónica subtropical, que se extiende de las Bermudas a las Azores, es traspasado en gran medida al Pacífico, llevado por los vientos alisios tropicales que atraviesan el istmo de Panamá. La evaporación en el Atlántico y el trasvase atmosférico del vapor hacia el Pacífico, hace que aumente la salinidad de las aguas tropicales atlánticas.
Las corrientes marinas —en especial la Corriente del Golfo (Gulf Stream) juegan un papel muy importante en la distribución latitudinal del calor. Gran parte del calor excedentario que se recibe en el Trópico —radiación solar entrante menos radiación infrarroja saliente— es transportado hacia otras latitudes deficitarias. Gracias a la corriente marina, el aire seco y frío que sale del continente americano impulsado por los vientos del oeste se carga de humedad y calor a su paso por el Atlántico Norte y llega templado y húmedo a las tierras de Europa.
En 1991, un modelo climático de Manabe y colaboradores, en el que se jugaba con un sistema acoplado atmósfera-océano, predijo que un cambio en la circulación oceánica del Atlántico Norte podía provocar un enfriamiento de Europa (Manabe, 1991). La hipótesis original, retomada más tarde por otros modelistas, era que por un feedback negativo, consistente esencialmente en un frenado de la Corriente del Golfo, se produciría el enfriamiento en el continente. Esto ocurriría porque el calentamiento provocado por el efecto invernadero haría que aumentase el transporte aéreo de agua desde las latitudes tropicales a las latitudes medias y altas. Así, aumentarían las precipitaciones septentrionales y la escorrentía de los ríos que desembocan en el Atlántico Norte, con lo cual, los aportes fluviales de agua dulce harían perder salinidad a las aguas marinas y harían menos eficiente el proceso de hundimiento del agua superficial que tiene lugar en los Mares Nórdicos. Finalmente, el sistema termohalino de corrientes se debilitaría, disminuiría la fuerza de la Corriente del Golfo y serían más fríos los inviernos en las latitudes medias y altas del continente euroasiático.
Figura 6. Transferencia media anual de calor en el Atlántico Norte del mar a la atmósfera (en watios/metros cuadrado)
Pero es aún difícil cuantificar y comparar este calor transportado hacia Europa vía marítima con el calor que transportan las corrientes de aire. Aunque es cierto que el clima europeo, especialmente en invierno, sería más frío sin la Corriente del Golfo, no hay que exagerar, pues las corrientes de aire que llegan a la costa de Europa lo hacen predominantemente desde el suroeste, tras cruzar el Atlántico por latitudes bastante bajas, y por esta razón llegan bastante templadas. Esta dirección del suroeste es debida a la onda que las Montañas Rocosas imprimen en los vientos del oeste antes de que crucen el Atlántico. El profesor Richard Seager, de la Universidad de Columbia, ha llamado la atención recientemente sobre la importancia de este meandro producido por las Rocosas en el clima europeo y ha criticado la exageración de considerar a la corriente del Golfo como la única responsable del clima benigno del noroeste de Europa (en comparación, por ejemplo, con el clima muy frío de Alaska) (Seager, 2003).
Todavía es motivo de discusión y de incertidumbre las proporciones en que se reparte ese calor que llega a las costas de Europa, vía aérea o vía marítima. Según el profesor Harry Bryden una tercera parte correspondería a la Corriente del Golfo, otra tercera parte al calor sensible del aire transportado por los vientos del suroeste —que soplan sobre todo en la parte oriental de las borrascas atlánticas— y otra tercera y última parte sería debida al calor latente que libera el vapor de agua al condensarse y que es es también transportado hacia el norte por esos vientos del suroeste. Para Wunsch el océano solamente acarrea hacia el norte al atravesar las latitudes templadas un 10% del calor neto transportado (lo que representa de todas maneras, un forzamiento dradiativo de 9 W/m2, es decir, mayor que el que se produciría de duplicarse la concentración de CO2 (Drijfhout, 2006)).Hay que señalar aquí la importancia secundaria climática de este vapor procedente de la región subtropical atlántica, que no sólo es fuente de calor, sino también de nieve y que, además, va a aportar agua dulce al norte del Atlántico, rebajando la salinidad de la superficie marina y repercutiendo así en la intensidad del hundimiento del agua en los Mares Nórdicos (Bryden et al. 2001).
El volumen de la masa de agua profunda que se produce en el Mar de Labrador y en los Mares Nórdicos, que suele ser denominada con el acrónimo NADW (North Atlantic Deep Water, agua profunda del Atlántico Norte) es enorme. Su caudal, o ritmo de producción, es de unos 15 Sv (Ganachaud, 2000). Dentro de la NADW puede distinguirse una NADW inferior, más profunda, originada esencialmente en los Mares Nórdicos e inicialmente muy fría, y otra superior, en aguas intermedias, proveniente del Mar de Labrador y sur de Groenlandia, algo más cálida (Orsi, 2001).
El caudal principal de esta corriente profunda avanza hacia el sur por la zona occidental del océano Atlántico y cruza el Ecuador hasta llegar a la Antártida. Desde allí penetra en el Indico y posteriormente se extiende por las profundidades del inmenso Pacífico. Para una molécula de agua que realice el viaje completo antes de aflorar en superficie la travesía puede durar mil años.
Figura 7. Corte vertical esquematico de las aguas y corrientes profundas en el Atlantico en la actualidad.
También se forma agua profunda, más fría que la del hemisferio norte, en los mares de la plataforma de la Antártida, especialmente bajo las banquisas del mar de Wedell y del mar de Ross. Todos los inviernos, los fuertes vientos catabáticos que salen del continente empujan mar adentro a los hielos que se van formando en la costa. De esta manera, en las zonas costeras que quedan temporalmente libres de hielo, llamadas polynyas, se renueva continuamente un proceso de congelación, lo que permite que al final de cada temporada la suma del hielo formado en esos lugares haya sido superior a los 10 metros, frente a solamente 1 metro mar adentro (Grigg, 2001). La sal rechazada saliniza el agua muy fría de la costa, la densifica, y forma una masa de agua profunda todavía más densa que la NADW. Es la llamada AABW (Antarctic Bottom Water), agua de fondo de la Antártida, que en su traslación por las profundidades hacia el norte llega hasta una latitud de unos 40 ºN, y lo hace metiéndose en cuña por debajo de la NADW, procedente del norte
Figura 8. Polynias en la Antártida
Las estimaciones del caudal de la AABW varían entre 2 Sv y 9 Sv, si bien en épocas más frías podía llegar hasta los 15 Sv. Según Broecker existe una conexión entre la producción de NADW en los Mares Nórdicos y la producción de AABW en la Antártida, de tal forma que cuando una aumenta, la otra disminuye, y viceversa. De todas formas este esquema de la circulación oceánica es aún más complicado, porque, aparte de estas masas de aguas, NADW y AABW, existen otras corrientes de aguas intermedias que también pueden formar sus propios circuitos y jugar un papel importante en los cambios climáticos. Tal es el caso de la AAIW (Agua Intermedia Antártica) que se forma especialmente frente a la costa occidental de América del Sur y que parece jugar un papel relevante en la distribución de calor y sal en el Pacífico. Sus variaciones parecen estar ligadas además, en escalas multiseculares, a las variaciones bien estudiadas del Atlántico Norte (Pahnke, 2005).
Así como existen zonas en donde el agua superficial se hunde, existen también, aunque se localizan de forma más difusa, zonas de afloramiento (upwelling) de aguas profundas. Estas se situan en zonas de divergencia de aguas superficiales, que suelen ser reemplazadas por aguas ascendentes más profundas. Una extensa zona de upwelling es la franja ecuatorial del Pacífico Oriental, en donde el agua superficial, movida por los alisios, tiende a diverger hacia el norte y hacia el sur, dejando un hueco que es rellenado por aguas ascendentes. También se producen afloramientos en las costas en donde las aguas superficiales, por efecto de los vientos y de la rotación terrestre, tienden a alejarse mar adentro. Ocurre esto especialmente en los cuatro márgenes orientales de las cuencas océanicas del Atlántico (norte y sur) y del Pacífico (norte y sur). A lo largo de estas costas los afloramientos dan lugar a la aparicion de corrientes de aguas frías (Canarias y Benguela, en el Atlántico; California y Humboldt, en el Pacífico).
Afloramiento de agua fría profunda entre Canarias y el Sahara
Algunos análisis de sedimentos oceánicos muestran que estos afloramientos se intensificaron a comienzos del Pleistoceno, cuando el cierre del istmo de Panamá reorganizó las corrientes oceánicas, lo que quizás tuvo influencia en el enfriamiento cuaternario (Marlow, 2001).
¿Está variando la circulación atlántica?
Así como los ciclos de ocurrencia del Niño afectan, sobre todo, a la parte superior del océano, es también posible que existan ciclos seculares o milenarios que afecten a las corrientes profundas, especialmente a las del Atlántico.
El oceanógrafo Wallace Broecker cree que la formación del agua profunda atlántica, que se produce en los Mares Nórdicos y en los mares meridionales que circundan la Antártida, particularmente en el mar de Wedell, varía cíclicamente, aumentando alternativamente el caudal de una u otra fuente (norte o sur). Broecker cree que durante el siglo XX la producción de agua profunda en los Mares del Sur ha disminuído considerablemente, lo que históricamente debe corresponderse con un aumento de la producción de agua profunda en el norte del Atlántico. Esto provocaría un mayor empuje de la Corriente del Golfo y, por lo tanto, un calentamiento del Atlántico Norte. De confirmarse el fenómeno, el calentamiento del hemisferio norte se explicaría más por este ciclo oceánico que por el aumento de los gases invernadero (Broecker, 1999).
Recientemente, sin embargo, se ha barajado la hipótesis contraria, que la circulación termohalina ha perdido fuerza (Bryden, 2005), que casa bien con la disminución de la salinidad de las zonas septentrionales del Atlántico Norte (Rhines, 2006). Quizás el signo positivo del índice atmosférico NAO (North Atlantic Oscillation) durante la década de los 90 y principios de este siglo haya contribuido a una dulcificación de las aguas profundas del mar de Labrador y de los Mares Nórdicos. Ocurre que un índice NAO o AO positivo se corresponde con unos vientos del oeste más intensos, que a su vez causan una mayor exportación de hielo desde el Artico hacia los Mares Nórdicos a través del estrecho de Fram. Como el hielo es agua dulce, su fusión ocasiona una desalinización del agua superficial marina y un debilitamiento del hundimiento y de la circulación termohalina. Algunas estimaciones indican que entre 1965 y 1995 un flujo extra equivalente a 19.000 kilómetros cúbicos de agua dulce llegó a los Mares Nórdicos procedente del hielo del Artico (Curry, R. and C. Mauritzen, 2005).
Aunque algunos autores recientemente lo han puesto en duda, también parece existir un ciclo térmico de calentamiento y enfriamiento en las aguas superficiales del Atlántico Norte, entre 0 y 70ºN, denominado AMO (Atlantic Multidecadal Oscillation), con un período de 65/80 años y una amplitud de unos 0,5ºC. Esta oscilación parece estar relacionada con las variaciones en la intensidad de la circulación termohalina (Kerr, 2000; Knight, 2005). También hay estudios estadísticos que muestran que las temperaturas del norte del Atlántico están correlacionadas con la intensidad de los vientos alisios que recorren el Atlántico tropical. Estudios detallados de las varvas sedimentarias de la cuenca de Cariaco, en Venezuela, que permiten determinar los años en los que los alisios son más intensos (mayor upwelling y abundancia de Globigerina bulloides), indican una alta correlación con las anomalías térmicas en el Atlántico Norte. Cuando los vientos alisios en Atlántico tropical son más intensos, las temperaturas marinas en el norte del Atlántico decrecen. Existe así, probablemente, una relación entre lo que ocurre en el Atlántico Tropical y la variabilidad climática en el Atlántico Norte (Black,1999).
Hay que considerar también la posibilidad de que el propio sistema de corrientes termohalinas presente inestabilidades internas, y que responda a un cierto comportamiento caótico. Por ejemplo imaginemos un estado inicial en el que la corriente termohalina del Atlantico Norte funciona normalmente. El agua salada superficial avanza hacia el norte, se enfría al estancarse en los Mares Nórdicos y se hunde. Pues bien, en un momento posterior, podría ocurrir que, si la cinta alcanzase demasiada velocidad, el intervalo de tiempo que la masa de agua superficial tiene para evaporar agua sería menor. Disminuiría el total evaporado y, en consecuencia, disminuiría también la salinidad y densidad de la Corriente del Golfo, con lo que ya no sería tan eficiente el motor de hundimiento de agua en los Mares Nórdicos. La cinta transportadora atlántica perdería fuerza: quizás el agua superficial no llegase tan al norte y la zona de hundimiento se desplazase más al sur; o, quizás, no se llegase a formar agua profunda, sino únicamente intermedia. Sea como fuese, el sistema, por sí mismo, pasaría a funcionar de forma diferente, hasta que de nuevo, por un proceso inverso, se restableciese el movimiento inicial de las corrientes.
Debilitamiento durante las glaciaciones
El debilitamiento de la Corriente del Golfo, provocado a su vez por un debilitamiento de todo el sistema de corrientes termohalino, provocaba durante las glaciaciones un enfriamiento en todo el Atlántico, y probablemente en todo el globo (Clark, 2002)
Parece probable que durante las glaciaciones y los períodos más fríos del Pleistoceno la circulación termohalina perdía fuerza al fallar el mecanismo de hundimiento del agua en los Mares Nórdicos, motivado por la disminución de la salinidad de las aguas superficiales (Broecker, 1985). Al norte del paralelo 50ºN, la cinta transportadora se trababa y no funcionaba, o bien lo hacía con menor intensidad. De todas formas, incluso en los períodos más fríos de las glaciaciones, la formación de hielo invernal permitía que se mantuviese siempre en el Atlántico Norte una cierta producción de agua profunda (Dokken, 1999).
Figura 9. Ultima Glaciación. Diferencias de la circulación termohalina (conveyor belt) en el Atlántico en los estadiales fríos (izquierda) y en los interestadiales cálidos o episodios Dansgaard-Oeschger(derecha) (trazo rojo: circulación superficial; trazo morado: circulación profunda; trazo blanco: frente polar oceánico).
En los interestadiales cálidos (episodios Dansgaard-Oeschger) y, sobre todo, en los interglaciares, la circulación se recuperaba temporalmente con toda su fuerza. Por lo tanto, en un ciclo oscilante se pasaba de una vigorosa producción de agua profunda durante los interglaciares, tal y como ocurre en la actualidad, a una mucho más débil producción durante los períodos fríos de las glaciaciones. En estas épocas frías probablemente fallaba sobre todo la producción de NADW inferior, la que tiene su origen en los Mares Nórdicos, pero más al sur seguiría produciéndose NADW superior, que no circulaba por el fondo sino por un nivel intermedio (Bond, 1995). Por el contrario, en los interglaciares muy cálidos, como el interglacial Eemiense, hace 120.000 años —que fue más cálido que el actual Holoceno—, toda la producción de NADW se localizaba en los Mares Nórdicos y fallaba la del Mar de Labrador (Hillaire-Marcel, 2001).
Por otra parte, en compensación por la baja producción de agua profunda en el Atlántico Norte, la corriente de agua procedente de la Antártida, AABW, llegaba en los momentos álgidos de la Ultima Glaciación bastante más al norte que hoy día. Los modelos informáticos sobre la circulación en el Atlántico se acomodan bien a las pruebas empíricas de este oscilante comportamiento de las corrientes termohalinas NADW y AABW (Fichefet, 1994). Este desfase hemisférico puede estar en el origen del desfase existente en ciertos ciclos milenarios de la Ultima Glaciación, como el de los eventos Dangaard-Oescheger y eventos Heinrich. De todas formas, esta teoría oscilatoria no deja de tener sus problemas. Uno de ellos es que las aguas tropicales, según la última termometría de los corales, también se enfriaron bastante, unos 5ºC grados, en el Ultimo Máximo Glacial, lo cual no casa bien con el parón de las corrientes superficiales en el Atlántico. Si durante la glaciación el intercambio latitudinal de calor por parte de las corrientes marinas hubiese sido menos intenso, las aguas tropicales deberían haber conservado todo su calor y no deberían haberse enfriado tanto. A no ser que el enfriamiento de superficie se produjese por un mayor afloramiento de aguas profundas frías, motivado por unos alisios más intensos.
Los casos preocupantes del Younger Dryas y del episodio de enfriamiento del 8.200 BP
En los últimos años a la preocupación por el calentamiento global se ha añadido el temor de que un parón abrupto de la Corriente del Golfo pudiese ocasionar un brusco enfriamiento de Europa semejante al que ocurrió durante el Younger Dryas, hacia el 13.000 BP. La glaciación parecía ya haber acabado cuando bastante súbitamente el clima del Atlántico se enfrió, repercutiendo luego el enfriamiento a escala casi global.
Las causas iniciales del brusco enfriamiento del Younger Dryas siguen siendo bastante inciertas. En aquella época, hace 13.000 años, la insolación estival en el hemisferio norte era mayor que la actual y continuaba aumentando (al máximo se llegaría en el 11.000 BP). Por lo tanto, no había un motivo astronómico, derivado de los ciclos de Milankovitch, para tal enfriamiento. Probablemente, la clave del evento estuvo en el Atlántico. Se sabe que el sistema de corrientes del Atlántico de nuevo se debilitó y las aguas superficiales polares avanzaron hacia el sur, hasta la latitud de la Península Ibérica. La microfauna fósil de los sedimentos marinos frente a las costas de Lisboa indica un enfriamiento de unos 10ºC en la temperatura del agua superficial. La aparición en los sedimentos oceánicos de las latitudes medias del Atlántico Norte de foraminíferos de aguas polares, como la Neogloboquadrina Pachyderma de cola levógira, y de derrubios terrígenos transportados por icebergs y depositados en el fondo del mar, son muestra del enfriamiento agudo que se produjo durante el Younger Dryas, entre el 13.000 BP y el 11.500 BP aproximadamente.
Una hipótesis sobre lo que pudo ocurrir en el Atlántico Norte, ideada por el oceanógrafo Wallace Broecker, es la siguiente. Al comienzo de la desglaciación, en el período cálido Bølling-Allerød, la progresiva fusión de los hielos del manto Laurentino había ido formando en su borde meridional un gran lago de agua dulce, el lago Agassiz, al oeste de la región que hoy ocupan los grandes lagos americanos. Este lago tenía una salida de aguas hacia el sur, a través del río Mississippi, que acababa desembocando en el Golfo de México (Broecker, 1989).
Pero rápidamente, cuando se derritió una barrera de hielo del borde oriental del lago, que cortaba hasta entonces su comunicación con el Atlántico Norte, las aguas dulces comenzaron a desagüar allí a través del canal de San Lorenzo, en Quebec (Colman, 2002). Este aporte, cuyo caudal fue durante unas decenas de años superior al caudal actual del Amazonas, produjo una brusca disminución de la salinidad y densidad del agua superficial del Atlántico Norte, lo que frenó el mecanismo de hundimiento y producción de agua profunda (NADW). En consecuencia, se debilitó el sistema termohalino y, con él, la Corriente del Golfo. De esta forma, el Atlántico Norte se vió sometido a un largo período de vuelta al frío, que duró más de mil años, el Younger Dryas.
Figura 10. Younger Dryas. Hipótesis según la cual el retroceso del frente del Manto Laurentino hizo que el agua dulce del Lago Agassiz fuera a parar a través del Río San Lorenzo al norte del Atlántico, en vez de al Golfo de México, disminuyendo la densidad del agua superficial y frenando de esta manera la circulación termohalina (o circulación meridiana volteante, MOC).
La hipótesis de Broecker ha ido posteriormente ganando consistencia, matizándose y aplicándose también a otras oscilaciones térmicas ocurridas durante el transcurso de la desglaciación y de comienzos del Holoceno. La desviación de la ruta de las aguas de deshielo del manto Laurentino, unas veces hacia el este y otras hacia el sur, acarrearía y desproveería sucesivamente de masas de agua dulce al norte del Atlántico. Con la ruta hacia el este (desembocadura en el norte del Atlántico), la circulación termohalina oceánica se debilitaría, y en el segundo caso, cuando el desagüe principal fuese hacia el sur (desembocadura en el Golfo de México), la circulación termohalina se intensificaría. Existiría un efecto oscilatorio entre las dos situaciones, ya que el retroceso del hielo en tiempos cálidos, cuando el desagüe era hacia el sur, abriría en un momento determinado el desagüe hacia el este, que debilitaría el conveyor belt y enfriaría de nuevo el agua del Atlántico Norte. Cuando, con el frío, el manto de hielo avanzase de nuevo hacia latitudes más bajas, se cortaría la comunicación del San Lorenzo y se produciría otra vez un mayor desagüe hacia el sur, volviéndose a la situación inicial (Clark, 2001).
De todas maneras, recientes estudios geológicos en la zona del lago Superior y de la Bahía de Hudson no han logrado encontrar pruebas a favor de este desvío catastrófico de las aguas del lago Agassiz (Lowell, 2005). Por eso una nueva hipótesis que puede ganar fuerza es que el incremento de agua dulce en la región más septentrional del Atlántico fuera causado por un mayor desagüe de agua dulce desde el Artico a traves del estrecho de Fram, entre Spitzbergen y Groenlandia. En la actualidad, a través de este estrecho circula hacia el sur, sobre todo en invierno, una fuerte corriente con hielo marino que procede del Artico. Es posible que durante el Younger Dryas, el Artico recibiese agua dulce de deshielo desde el sector occidental del manto de hielo norteamericano, en la región de Keewatin, y que también hubiese un desague importante del deshielo a traves de la Bahía de Hudson. Este exceso de agua dulce era luego exportado hacia el Atlántico Norte a través del estrecho de Fram y frenaba la circulación termohalina (o MOC, circulación meridiana volteante) (Tarasov, 2005).
Figura 11. Younger Dryas. Existían también desagües que iban directos al Artico y que procedían de los lagos del noroeste y del domo de hielo que aún resistía en Keewatin. Es muy posible que fueran estas aguas dulces de deshielo las que, tras atravesar el estrecho de Fram, salieran del Artico y frenaran la formación de agua profunda y la circulación termohalina, por el endulzamiento de las aguas, en los Mares Nórdicos de Groenlandia, Islandia y Noruega (mares GIN)
Ya durante el Holoceno, hace 8.200 años, se produjo otro episodio abrupto de enfriamiento, que duró unos 400 años y que no fue tan agudo como el del Younger Dryas, aunque su existencia es constatable en numerosos yacimientos oceánicos y terrestres (Barber, 1999). Afectó especialmente a Groenlandia y a Europa, pero hay indicios de ese enfriamiento en otras regiones lejanas, como China o Africa tropical, en donde provocó también episodios secos y ventosos (Rohling, 2005; Morrill, 2005). Por el contrario, los sondeos en el hielo de la estación Vostok, en la Antártida, señalan que allí coincidió más bien con un episodio de calentamiento (Petit, 1999).
Probablemente, una invasión de agua dulce en el Atlántico Norte, procedente de aguas de fusión del manto Laurentino retenidas en lo que quedaba de los lagos Agassiz y Ojibway (situado al sur de lo que es hoy la Bahía de Hudson), ralentizó la circulación termohalina, en un fenómeno parecido al del Younger Dryas, aunque de mucha menor intensidad (Clarke, 2003). La Corriente del Golfo se debilitó y durante unos siglos las temperaturas disminuyeron varios grados en Groenlandia y en el norte del Atlántico. El fenómeno repercutió probablemente incluso en las aguas del Trópico. La temperatura descendió en la costa del noroeste de Africa hasta un nivel casi semejante al de la glaciación.
Posteriormente, en poco tiempo, agotado el aporte de agua dulce, las corrientes recuperaron su flujo normal y las temperaturas volvieron a ascender.
Barber D.C. et al. 1999, Forcing of the cold event of 8,200 years ago by catastrophic drainage of Laurentide lakes, Nature, 400, 344-348
Black D. et al. 1999, Eight centuries of North Atlantic Ocean Atmosphere Variability, Science, 286, 1709-1713
Bond G.C. 1995, Climate and the conveyor, Nature, 377, 383-384
Broecker W. et al. 1985, Does the ocean-atmosphere system have more than one stable mode of operation ?, Nature, 315,21-26
Broecker W.S. et al. 1989, Routing of meltwater from the Laurentide Ice Sheet during the Younger Dryas cold episode, Nature, 341, 318-321
Broecker W. et al. 1999, A possible 20th-Century slowdown of southern ocean deep water formation, Science, 286, 1132-1135
Bryden H et al. 2001, Ocean heat transport. In: Ocean Circulation and Climate, Siedler et al. (Eds.) Academic Press, pp. 455-474
Bryden H et al. 2005, Slowing of the Atlantic meridionaloverturning at 25N, Nature, 438, 655-657
Clark P. et al., 2001, Freshwater forcing of abrupt climate change during the Last Glaciation, Science, 293, 283-287
Clark P. et al., 2002, Sea-level fingerprinting as a dircet test for the source of global meltwater pulse IA, Science, 295, 2438-2441
Clarke G. et al., 2003, Superlakes, Megafloods, and abrupt climate change, Science, 301, 922-923
Colman S.,2002,Paleoclimate:A fresh look atglacial floods, Science, 296, 1251-1253
Curry R. and C. Mauritzen, 2005, Dilution ofthe Northern North Atlantic Ocean in recent decades, Science, 308, 1772- 1774
Dokken T. & Jansen E. 1999, Rapid changes in the mechanism of ocean convection during the last glacial period, Nature, 401, 458-461
Drijfhout S. et al., 2006, Changes in MOC and gyre-induced Atlantic Ocean heat transport, Geophysical research Letters, 33, L07707
Fichefet T. et al. 1994, A model study of the Atlantic thermohaline circulation during the last glacial maximum, Nature, 372, 252-255
Ganachaud A. & Wunsch C., 2000, Improved estimates of global ocean circulation, heat transport and mixing from hydrographic data, Nature, 408, 453-457
Grigg S. & Holbrook N., 2001, The impact of polynyas on the stability of the thermohaline circulation as similated in a coupled ocean-atmosphere-sea ice box model, Geophysical Research Letters, 28, 5, 767-770
Hillaire-Marcel C. et al., 2001,Absence of deep-water fromation in the Labrados Sea during the last interglacial period, Nature, 410, 1073-1077
Kerr R., 2000, A North Atlantic climate pacemaker for the centuries, Science, 288, 1984-1986
Knight J. et al., 2005, A signature of persistent natural thermohaline circulation cycles in observed climate, Geophysical Research Letters, 32, L20708
Manabe S. et al. 1991, Transient responses of a coupled ocean-atmosphere model to gradual changes of atmospheric CO2, J.Climate , 4, 785-818
Marlow J.R. et al., 2001, Upwelling intensification as part of the Pliocene-Pleistocene climate transition, Science, 290, 2288-2291
Morrill C. & R. Jacobsen, 2005, How widespread were climate anomalies 8200 years ago?, Geophysical Research Letters, 32, L19701
Orsi A. Et al., 2001, Cooling and ventilating the Abyssal ocean, Geophysical Research Letters, 28, 15, 2923-2926
Pahnke K. & Zahn R., 2005, Southern Hemisphere water mass conversion linked with North Atlantic climate variability, Science, 307, 1741-1746
Petit J.R. et al. 1999, Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica, Nature, 399, 429-436
Rhines P. 2006, Sub-Arctic oceans and global climate, Weather, 61, 109-118
Rohling E. & Pälke H. 2005, Centennial-scale climate cooling with a sudden cold event around 8,200 years ago, Nature, 434, 975-979
Seager R, 2003, Gulf Stream, el fin de un mito, Mundo Científico, 244, 52-57
Tarasov L. & W.R.Peltier, 2005, Arctic freshwater forcing of the Younger Dryas cold reversal, Nature, 435, 662-665
