M7 Deglaciación

Tópico

El modo de deglaciación agrupa todos los procesos por los cuales la criosfera pierde masa de forma sostenida, junto con la manera en que el propio sistema responde a esa pérdida sostenida. En los glaciares de montaña, la deglaciación se manifiesta sobre todo como un retroceso del frente del glaciar, que reduce su longitud total, y como un adelgazamiento de la superficie de ese mismo glaciar.

El retroceso del frente de un glaciar no avanza en proporción directa al cambio climático que lo provoca: la geometría propia de cada glaciar, la pendiente del terreno que ocupa y la presencia o ausencia de un lago proglaciar frente a su frente modulan, de forma muy poco lineal, la velocidad a la que ese glaciar retrocede. Un glaciar que termina dentro de un lago o directamente en el mar retrocede mucho más rápido que un glaciar que termina sobre tierra firme, porque el desprendimiento de icebergs y la fusión bajo el agua son procesos mucho más eficientes para quitarle masa a un glaciar que la simple fusión al aire libre.

El adelgazamiento de un glaciar no se queda localizado donde ocurre, sino que se propaga aguas arriba mediante un mecanismo de ondas cinemáticas: un cambio en el balance de masa del glaciar produce una anomalía de espesor que viaja aguas abajo a una velocidad que resulta varias veces mayor que la propia velocidad de flujo del hielo, típicamente entre tres y cinco veces mayor. Esta propagación dinámica hace que la respuesta completa de un glaciar frente a un cambio climático llegue retrasada en el tiempo y distribuida de forma desigual en el espacio, y la distancia sobre la que esa perturbación de espesor termina difundiéndose y amortiguándose por completo es lo que se conoce como la longitud de respuesta de ese glaciar.

El rebote isostático postglacial es la respuesta que la litosfera y el manto terrestre dan a la retirada de la carga de hielo que antes los presionaba. Al retirarse el hielo, la corteza terrestre se eleva primero de forma elástica, a lo largo de décadas o siglos, y después se sigue elevando de forma viscoelástica durante miles de años más, a medida que el manto terrestre fluye lentamente de vuelta hacia la zona que quedó descargada de peso. En Escandinavia, el rebote isostático postglacial que comenzó tras el Último Máximo Glacial, hace unos veintiún mil años, todavía no ha terminado: la corteza de esa región sigue elevándose hoy a un ritmo de entre cinco y diez milímetros por año.

Este mismo rebote isostático postglacial afecta a los glaciares que todavía quedan sobre las regiones que se están elevando, porque al levantarse el lecho rocoso cambia también la posición de la línea de base flotante de esos glaciares, y afecta además a las mediciones del nivel del mar, porque los mareógrafos registran un nivel del mar relativo al terreno sobre el que están instalados, un nivel que ya incluye el propio movimiento de ese terreno, cerrando así el vínculo entre la pérdida de masa de la criosfera con la que empezó esta descripción y la respuesta que la propia Tierra sigue dando a esa pérdida miles de años después.

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