E11 Escalas, Acoplamientos y Dinámica Global

Tópico

La criosfera opera al mismo tiempo en un espectro enorme de escalas temporales: desde procesos que ocurren en apenas unas horas, como la formación de hielo marino o el desprendimiento de una avalancha, hasta procesos que se extienden por millones de años, como los ciclos glaciales o el ajuste lento de la corteza terrestre bajo el peso del hielo.

En el extremo más lento de ese espectro, los ciclos glaciales e interglaciares que impulsa el forzamiento orbital de la Tierra son el modo de variabilidad de mayor amplitud que la criosfera experimenta: durante los últimos ochocientos mil años, esos ciclos se han repetido con un período dominante cercano a los cien mil años, y a lo largo de cada ciclo el volumen de hielo global ha oscilado entre cerca de cincuenta millones de kilómetros cúbicos durante el máximo glacial y cerca de veinticinco millones de kilómetros cúbicos durante cada interglaciar, produciendo variaciones de temperatura global de entre cuatro y ocho grados y variaciones del nivel del mar de hasta ciento veinte metros. El forzamiento orbital por sí solo actúa apenas como un marcapasos que da el ritmo de estos ciclos, pero es la amplificación que producen las retroalimentaciones del dióxido de carbono, del albedo y de la circulación oceánica la que transforma ese ritmo orbital modesto en oscilaciones de hielo, temperatura y nivel del mar tan enormes.

En el extremo opuesto de ese mismo espectro, existen puntos de inflexión dentro de la criosfera: umbrales de calentamiento más allá de los cuales ciertos elementos de la criosfera pueden colapsar de forma irreversible en escalas de tiempo humanas, mucho más rápidas que los ciclos glaciales descritos antes. Los puntos de inflexión más críticos identificados hasta ahora son el manto de hielo de Groenlandia, con un umbral cercano a entre uno coma cinco y dos grados de calentamiento global, el manto de hielo de la Antártida Occidental, con un umbral similar, y el permafrost ártico, cuya degradación acelerada ya está en curso. Una vez que el calentamiento global cruza cualquiera de estos umbrales, la retroalimentación interna del propio sistema criosférico impulsa el cambio de estado por sí sola, independientemente de que el forzamiento externo que originó ese cruce siga actuando o no.

El rebote isostático glacial es la respuesta que la corteza y el manto terrestre dan a los cambios en la carga de hielo que soportan, y esta respuesta también ocurre en escalas de tiempo largas: cuando el hielo se retira de una región, la corteza terrestre de esa región se eleva lentamente, porque el manto viscoso que tiene debajo va fluyendo poco a poco de vuelta hacia el espacio que el hielo dejó libre. En Escandinavia y en Canadá, este rebote posterior al último período glacial todavía alcanza hoy tasas de entre cinco y diez milímetros por año, y ese mismo rebote isostático glacial afecta las mediciones del nivel del mar que se toman con mareógrafos, afecta la estabilidad de los mantos de hielo que todavía quedan sobre esas regiones, porque al subir el lecho rocoso la línea de base flotante de esos mantos de hielo también se desplaza, y puede incluso reactivar fallas geológicas que llevaban mucho tiempo inactivas, cerrando así el círculo entre las escalas de horas y las escalas de millones de años con las que empezó esta descripción de la criosfera.

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