En Arévalo tienen su encuentro el río Adaja y su afluente el Arevalillo. Entre ambos drenan un área de casi 2.000 km2, pero sin la interacción con el subsuelo acabarían totalmente secos tras apenas dos días sin precipitaciones. La participación de las aguas subterráneas, la Geología, la evapotranspiración de las plantas o la presencia de embalses y lagunas condicionan el volumen de agua que acaba saliendo por el río y a qué ritmo lo hace.
Los Modelos Digitales del Terreno (MDT) son archivos que contienen datos de elevación de la superficie en un mapa de píxeles, estos nos permiten hacer una radiografía completa de estas cuencas de drenaje gracias a las diferencias de altitud entre píxeles. En la figura 1 vemos cómo cada punto de la red se ha coloreado en función del área drenada, es decir, en función del número de píxeles que llegan a él desde una altitud mayor. El Adaja recibe la mayor parte de sus aportes aguas arriba de la ciudad de Ávila, además en sus cursos altos las precipitaciones son mucho mayores, así que la mayor parte del caudal proviene de estas zonas.
Si cada gota de lluvia que cayese sus cuencas de drenaje acabase en los ríos, en Arévalo el Arevalillo llevaría un caudal medio de 9 m3/s y el Adaja de 25 m3/s ¡El caudal medio del Tormes en Salamanca!. Sin embargo, sin la interacción con el subsuelo estos caudales serían muy irregulares, muy elevados los días de lluvia, y con los cauces secos los días sin lluvia. La evaporación y evapotranspiración reduce el caudal del Adaja en un 75%. En el Arevalillo esta reducción es mucho más acusada, y es que es una cuenca muy particular, con zonas donde la red de drenaje no se ha organizado y existen cuencas endorreicas desconectadas del río, como es el caso de la Laguna de El Oso.
Las modelizaciones combinando los MDTs con la información climática, como la precipitación máxima diaria, nos permite, por ejemplo, calcular el peligro de inundación simulando lluvias torrenciales sobre este terreno. Como vemos en el mapa de la figura 2, en Arévalo este peligro no se traduce en un riesgo importante para la población, ya que las zonas expuestas al peligro no están pobladas ni forman cuentan con actividad económica.
Colmatación de presas y erosión de deltas, la amenaza de un problema invisible
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Buscar lo diferente es observar; buscar lo común es comprender. Encontrar detalles diferentes es reunir datos, encontrar esencias comunes es crear conocimiento.
El gozo intelectual. Jorge Wagensberg, 2007
¿Qué es un río?
Según la Real Academia Española, un río es una corriente de agua continua y más o menos caudalosa que va a desembocar en otra, en un lago o en el mar.
Si nos ceñimos a esta definición debemos asumir que la mayoría de nuestros ríos en realidad no lo son, pues el agua no discurre libremente y de forma continua por sus cauces. Esto es lo que afirman los datos recopilados por el proyecto AMBER (acrónimo en inglés de gestión adaptativa de barreras en ríos europeos).
El número de obstáculos censados en ríos españoles alcanza ya los 30.000, una cifra que según los expertos podría multiplicarse por seis cuando el conteo esté terminado. Sabiendo que nuestro país tiene unos 187.000 kilómetros de río, estaríamos hablando de algún tipo de barrera a cada kilómetro.
Así pues los ríos españoles avanzan hacia el mar, pero lo hacen a trompicones.
El río Arevalillo a su paso por Arévalo (Ávila). Como podemos ver, el cauce está intervenido a cada pocos metros por diferentes infraestructuras. En primer término el molino de Valdeláguilas (también llamado de Valencia o Quemado), el Puente de los Barros y al fondo el Puente de Medina. Foto: Gabriel Castilla.
¿Por qué tantos obstáculos?
España es el país de Europa con mayor número de presas cuya pared supera los 15 metros de altura. Y si bien estas obras son las que tienen un mayor impacto sobre el cauce y el territorio circundante de un río, la gran mayoría de las barreras son pequeñas obras ya en desuso: rampas, presas, azudes (donde a diferencia de las presas el agua rebosa por encima), pequeños puentes, molinos harineros o antiguas centrales hidroeléctricas que interrumpen la circulación natural del agua, de los sedimentos y de las especies que viven en el cauce y la rivera.
Las razones por las que se han construido este tipo de barreras son diversas. Las grandes presas, por ejemplo, cumplen varias funciones:
Sirven como almacén de agua potable.
Ayudan a controlar las crecidas de los ríos, evitando inundaciones en los valles y las llanuras.
Permiten obtener energía hidroeléctrica.
Vista general del Molino de Valencia. Tradicionalmente la fuerza del agua se ha usado para mover norias, molinos y turbinas. Para ello suele ser necesario represar el agua y hacerla caer por un canal estrecho que aumenta la presión, como cuando taponamos parcialmente la boca de un grifo o de una manguera con un dedo. Foto: Gabriel Castilla.
Una trampa para el sedimento
Como acabamos de ver, las presas que encontramos en los cauces tienen o tuvieron una utilidad, pero su ejecución y permanencia implican unas consecuencias que no siempre son evidentes.
Una presa es una barrera (normalmente) artificial que frena, impide o regula el paso de una corriente de agua.
Cuando un río se frena, pierde energía cinética bruscamente y con ello su capacidad de transportar sedimentos, tanto en el fondo de la corriente (los materiales más pesados, principalmente arena, grava y cantos) como en suspensión (fundamentalmente arena fina, arcilla y limo).
El resultado es una alteración de la pendiente longitudinal del cauce, lo que afecta a la dinámica geomorfológica del río hasta la desembocadura.
Una de las consecuencias del estancamiento del agua en un entorno rico en nutrientes es la eutrofización, como en este caso junto al Molino de Valencia. Al disponer de gran cantidad de alimento, las algas crecen sin control, consumiendo el oxígeno del medio e impidiendo la entrada de radiación ultravioleta en el agua. El resultado es la muerte de organismos aerobios (peces, crustáceos, anfibios, etc.) por anoxia, un incremento de bacterias anaerobias y la concentración de gases nocivos (como óxidos de nitrógeno y metano). Foto: Gabriel Castilla.
Desde el punto de vista ecológico esta barrera supone una modificación del transporte de nutrientes y de la materia orgánica, afectando a la calidad del agua y favoreciendo la eutrofización.
Y desde un punto de vista geológico, la zona embalsada se transforma en una trampa que captura sedimento. Esto tiene dos consecuencias:
La primera es que aguas arriba el cauce se hace más estrecho y la vegetación coloniza zonas que anteriormente estaban activas.
Y la segunda es que el vaso de la presa poco a poco se va rellenando de sedimentos hasta que queda colmatado de barro en vez de agua.
La presa del molino hace de barrera para el sedimento, que queda atrapado aguas arriba. En consecuencia el cauce del río Arevalillo se estrecha y es ocupado por la vegetación. Foto: Gabriel Castilla.
La colmatación de presas es un problema poco conocido pero que tiene graves consecuencias en un país como España, que padece sequías recurrentes y es vulnerable a la desertización.
Según los datos disponibles, la tasa de aterramiento (acumulación de tierras, lodo o arena en el fondo de una depresión por acarreo natural o voluntario) en los embalses españoles ronda los 100 hm3 al año, lo que se traduce en que cada 50 años perdemos unos 5.000 hm3 de capacidad de almacenamiento de agua dulce. Esta cantidad equivale al consumo de agua potable de toda la población de nuestro país durante 3 años.
Mapa digital del terreno donde se aprecia como la presa del Molino de Valencia hace de barrera que modifica el cauce. Aguas arriba el relieve es menos acusado (color verde) porque está relleno de sedimentos, mientras que aguas abajo el río ha erosionado el cauce (color azul) precisamente por la falta de sedimentos. Autor: Javier Pérez Tarruella.
Las principales modificaciones que sufren los cauces situados aguas abajo de los embalses pueden ser tanto de incisión como de sedimentación. La erosión se produce porque la presa retiene la mayor parte del sedimento que circulaba por el río en condiciones naturales. El agua que la presa libera durante crecidas erosiona el lecho aguas abajo pero no aporta nuevos sedimentos, por lo que el balance sedimentario del río entra en una fase de desequilibrio.
¿Sabías que la cantidad de sedimento que queda atrapado en los embalses españoles cada 50 años equivale a unas 4 toneladas de arena y arcilla por cada español al año?
Rompiendo el equilibrio
La desembocadura es el lugar donde un río pierde de manera natural su capacidad de carga. Es aquí, normalmente ya cerca del mar, donde deposita tanto los sedimentos más finos como los nutrientes que ha transportado durante todo su viaje. Si la cantidad de sedimentos que llegan a la costa es alta y tanto las corrientes como el oleaje no los dispersan, entonces se forma un delta.
Los deltas se caracterizan por ser lugares húmedos muy ricos en nutrientes, lo que los convierte en “edenes de biodiversidad”. Además, históricamente han destacado por ser terrenos muy fértiles de gran interés agrícola. En el caso del delta del Nilo, probablemente el ejemplo mejor conocido, la evidencia arqueológica señala que se lleva explotando agrícolamente de forma ininterrumpida desde hace al menos 7.000 años.
El delta del Ebro antes (15 de enero, izquierda) y después (21 de enero, derecha) del paso de la Borrasca Gloria en el año 2020. El delta no desapareció pero durante unos días buena parte de su superficie quedó cubierta por una lámina de agua (color azul) como consecuencia de las fuertes lluvias y del oleaje. La borrasca causó importantes daños en una zona de gran valor ecológico, social y económico. La falta de aporte de sedimento hace que el delta sea una región especialmente vulnerable a las fuertes tormentas. Imagen: satélite SENTINEL HUB-01.
En España el caso más emblemático es el delta del río Ebro, actualmente en retroceso y en grave riesgo de desaparecer.
El principal motivo es la falta de aporte de sedimentos, pues de los 20 millones de toneladas que alcanzaban la meta del curso fluvial antes de los pantanos de Mequinenza, Riba-roja d’Ebre y Flix han quedado reducidos a 90.000 toneladas. O dicho de otro modo: el 99% del sedimento fino que debería alimentar el delta queda atrapado en los vasos de las presas y en las modificaciones del cauce que éstas provocan.
Bibliografía
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Vericat. D. y Batalla, R.J. (2004). Efectos de las presas en la dinámica fluvial del curso bajo del río Ebro. Revista C & G, No 18 (1-2), pp. 37-50.
Sin embargo, la concentración de metano se mide en ppb «partes por billón», mientras que el dióxido de carbono se mide en ppm «partes por millón», pues la concentración de este último es cientos de veces superior. ¿Cómo es posible que gases tan marginales en nuestra atmósfera puedan tener un papel tan importante en el clima?
Habitualmente los «gases de efecto invernadero» envuelven el discurso en torno al cambio climático, pero sin entrar en qué tienen de especial estos gases para provocar el calentamiento.
Vamos a ver cómo los gases de efecto invernadero calientan el planeta, cuánto lo hacen, y por qué unos lo hacen más que otros.
¿Qué hace especial a un gas para captar calor o dejar de hacerlo?
Un vaso de agua es casi totalmente transparente a nuestra vista. Esto no es casualidad, nuestros ojos evolucionaron en el agua y sólo pudieron hacerlo captando el espectro de ondas que el agua dejaba pasar. Radiaciones con una longitud de onda más larga que el color rojo o más cortas que el violeta son absorbidas por el agua, así que de nada nos hubiese servido ser capaces de verlas en ese medio.
Igual que el agua, cada sustancia tiene su propio espectro de absorción, captan energía de determinadas frecuencias de la radiación, y son invisibles o dejan pasar al resto. Como una copa de cristal que se pone a vibrar si se somete a una nota musical concreta, con la que incluso puede llegar a romperse, pero que ni se inmutaría con un sonido más potente de una nota (frecuencia) diferente.
La radiación infrarroja de onda larga es la que emiten las superficies al calentarse, y, al igual que la luz, es una onda electromagnética (el sonido es una onda también, pero de presión).
En función de la temperatura de la superficie, la longitud de onda de la radiación emitida será diferente, con ondas más cortas (frecuencias más altas) cuanto mayor sea la temperatura, y viceversa. Así es como detectan la fiebre los termómetros sin contacto o las cámaras de los aeropuertos.
Algunos gases, igual que la copa de cristal sometida al sonido, pueden vibrar y calentarse al absorber radiación infrarroja, pero sólo producirán efecto invernadero si su espectro de absorción coincide con la frecuencia («las notas») del calor de nuestro planeta.
Las frecuencias de la Tierra y de los gases
Nuestro planeta es calentado por la radiación solar con el espectro propio de nuestra estrella, principalmente en forma de luz. Parte de la radiación es frenada antes de llegar a la Tierra. Por ejemplo, la capa de Ozono absorbe parte de la radiación ultravioleta en la estratosfera.
La radiación solar que llega calienta la superficie, y después ese calor es emitido en forma de radiación infrarroja de onda larga, una onda mucho más larga que la de la luz solar. De la misma forma que pasa con el ozono y los rayos UV del sol, también hay frecuencias de la radiación que emite nuestro planeta que son absorbidas antes de poder escapar al espacio.
Figura 1. Flujos de energía globales entre la atmósfera, la superficie terrestre y el espacio exterior. Las flechas amarillas representan la radiación solar de onda corta (luz, rayos UV, etc.), las flechas naranjas representan la radiación infrarroja de onda larga (Calor). Su explicación se desarrolla más adelante.
Otro proceso por el cual la radiación solar no llega por completo a la superficie es la dispersión de Raileigh. Parte de la luz visible es atrapada y reemitida por las moléculas de la atmósfera, y las frecuencias altas, como el azul, son mucho más sensibles a este proceso. ¡Por eso el cielo es azul! En realidad, el azul del cielo es la parte azul de la luz solar que se queda «rebotando» por la atmósfera. También es el motivo de que los atardeceres sean rojos: cuando el sol está a baja altura, su luz debe atravesar mucha más atmósfera y las únicas frecuencias que consiguen sobrevivir hasta nuestros ojos son las bajas, los colores naranjas y rojos.
El vapor de agua (H2O), por ejemplo, tiene un espectro de absorción de calor muy amplio. De hecho es el principal agente del efecto invernadero en nuestro planeta, responsable de impedir que salgan al espacio unos 77 W(vatios)/m2. Algunas frecuencias del calor de la Tierra son totalmente absorbidas por este gas y hay otras frecuencias a las que deja escapar.
El CO2 tiene un espectro de absorción de calor mucho más estrecho, pero coincide con frecuencias que el agua dejaba pasar, y además sus frecuencias de absorción son las que con más intensidad emite nuestro planeta, así que tiene mucho calor disponible para absorber (ver gráfica 1). Por esta razón el dióxido de carbono tiene un papel tan importante en el efecto invernadero, impidiendo que escapen al espacio unos 39 W/m2 de calor.
Algunas frecuencias del calor de nuestro planeta no son absorbidas por ningún gas de la atmósfera y escapan directamente desde la superficie al espacio. Estas frecuencias son lo que llamamos Ventana atmosférica. Los gases de efecto invernadero son para este calor como el vidrio de una ventana para la luz: el calor los atraviesa.
Gráfica 1: La curva roja representa la radiación en forma de calor emitida por la superficie terrestre, y el área en negro la que escapa de la atmósfera al espacio. El área encerrada entre estas dos curvas representa el calor que ha sido retenido por los diferentes gases de efecto invernadero en la atmósfera. El vapor de agua (H2O) absorbe mucha radiación en los laterales del espectro, el CO2 absorbe en unas frecuencias muy concretas en el centro de la curva, y el metano (CH4), en una longitud de onda más corta. En la ventana atmosférica el calor no es absorbido por ningún gas y por lo tanto escapa casi por completo al espacio (hay poca diferencia entre el área negra y la curva roja). Imagen: Javier P. T. Datos de Zhong & Haigh (2013)
Los primeros en llegar se reparten el pastel
Es la hora del temido metano (CH4) . Su espectro de absorción no está cerca de la emisión principal de nuestro planeta, sólo absorbe unos 2 W/m2 y la molécula en sí no tiene ninguna propiedad especial que la haga mucho más eficiente a la hora de absorber calor. Si el CO2 tiene unas condiciones tan óptimas para ser gas de efecto invernadero… ¿Cómo es posible que emitir metano provoque 30 veces más efecto invernadero?
Una de las claves es que un gas de efecto invernadero no absorbe calor en una proporción lineal a su concentración. Es decir, aumentar al doble la concentración de un gas de efecto invernadero no va a causar el doble de efecto invernadero. De ser así estaríamos en un aprieto mucho mayor, ya que el CO2 captura una gran cantidad de calor y hemos aumentado su concentración en un 50%.
Así, las primeras moléculas del gas en entrar en la atmósfera ya absorben una gran cantidad de calor (ver gráfica 2). Este es el secreto del metano: que aún hay poco, y cada molécula que se añade tiene calor disponible en su frecuencia de absorción. No hay muchos comensales en su mesa y tendrá una buena ración de pastel. Mientras en la mesa del CO2, aunque hay mucho más pastel, ya hay muchos más comensales.
En otro momento de la Historia de la Tierra podría ser al revés: Si el metano tuviese una concentración mucho mayor y el CO2 mucho menor, añadir una molécula de CO2 contribuiría mucho más al efecto invernadero que una de metano. Es decir, que la importancia de la emisión de los diferentes gases de efecto invernadero es circunstancial.
Gráfica 2: Modelo de la cantidad de radiación absorbida por el CO2 atmosférico en función de su concentración en la atmósfera. Con bajas concentraciones ya se absorbe una gran cantidad de calor, y por cada pequeña cantidad de gas añadida, la contribución al efecto invernadero es muy grande. El metano se encuentra en esa fase de elevada pendiente de su curva. Modificado de Zhong & Haigh (2013)
Sabiendo esto, lo más peligroso para el cambio climático sería añadir gases nuevos que absorben en la ventana atmosférica: una mesa vacía, con el pastel sin tocar, y cada molécula que llegase podría coger calor hasta empacharse. En cambio, añadir un gas de efecto invernadero, pero que absorbe en una frecuencia en la que otros gases ya están absorbiendo casi toda la radiación disponible, no tendría un efecto significativo en el clima. La situación del CO2 es intermedia, sin contar con nuestra aportación ya absorbía una gran cantidad de calor, pero aún tiene bastante disponible.
La declaración de energía en el planeta: Nos sale a devolver
Al planeta llegan de media 341 W/m2 de radiación solar. Un 30% de esta es reflejada por nubes, hielo o desiertos, y devuelta al espacio sin ser absorbida (albedo), quedando un aporte de 239 W/m2 al sistema climático. La atmósfera absorbe parte de la radiación solar antes de que llegue al suelo, manteniendo el cielo azul o protegiéndonos de los rayos UVA. Al final, a la superficie llegan aproximadamente 161 W/m2 de radiación solar (ver figura abajo).
El calor contenido en la atmósfera y sus gases de efecto invernadero devuelven mucho calor al suelo, este se calienta y lo envía de nuevo a la atmósfera, de forma que la energía total que emite la superficie terrestre es 396 W/m2, mucha más de la que entra del sol al sistema climático. Esos 157 W/m2 extra permiten que la temperatura media de nuestro planeta sea de 15ºC en lugar de -18ºC, la que tendría si no existiesen los gases de efecto invernadero ni la atmósfera.
Figura 1 (bis). Flujos de energía globales entre la atmósfera, la superficie terrestre y el espacio exterior. Las flechas amarillas representan la radiación solar de onda corta (luz, rayos UV, etc.), las flechas naranjas representan la radiación infrarroja de onda larga (Calor). Otros colores indican otras transferencias de energía como el movimiento de masas de aire (negro), o el calor latente en forma de vapor (azul). Datos de Trenberth y Fasullo (2012). Cuando el el clima se está calentando la cantidad de calor saliente disminuye, ese calor se acumula en las capas bajas de la atmósfera mientras las capas altas se enfrían.
Según las estimaciones, el aumento en la concentración de gases de efecto invernadero está ampliando ese calor extra en casi 3 W/m2. Calor que está siendo absorbido principalmente por el CO2 y en menor medida por el metano y otros gases, cada uno en sus frecuencias concretas.
Otras actividades humanas, en cambio, están enfriando el planeta compensando más de 0,5 W/m2. Por ejemplo, el humo contribuye a enfriar el planeta (sí), ya que los aerosoles y cenizas ayudan a formar neblinas que impiden que la radiación solar llegue al suelo. También la deforestación (sí), pues las zonas deforestadas tienen mayor albedo. Esto deja el balance en aprox. + 2 W/m2. (IPCC, 2021)
Para ponerlo en contexto, en el último máximo glacial se estima un balance de -8 W/m2 con respecto al actual. Más de la mitad era debido a la mayor cantidad de hielo y el polvo atmosférico, que reflejaban la radiación solar entrante, y el resto debido a la menor concentración de gases de efecto invernadero. En este periodo la temperatura era nada menos que 8ºC inferior a la actual (Osman et al., 2021). Según la media de las estimaciones, la magnitud del balance de radiación que ya hemos cambiado es un 30% del que acabó con la última glaciación. Una cosa está clara: La cantidad de calor que se queda en nuestro planeta sigue aumentando de forma constante, y los efectos se espera que sean cada vez más notables.
La ubicación del final de las glaciaciones está controlada por factores astronómicos externos, conocidos como «Ciclos de Milankovitch«. Estos factores no alteran la cantidad total de radiación que llega al planeta, sólo cambian la distribución de la radiación entre ambos hemisferios y a lo largo del año. Esto da lugar a cambios en los balances de energía que hemos desarrollado en este artículo, modificando los valores de albedo o la concentración de gases de efecto invernadero, que son los que realmente controlan la mayoría de cambios climáticos del planeta cuando se retroalimentan entre sí. Los factores externos habitualmente controlan cuándo se producen los cambios, pero no son capaces de llevarlos a cabo por sí mismos.
Referencias
IPCC. (2021). Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S.L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M.I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T.K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press. In Press.
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Maslin, M. (2014). Climate change: a very short introduction. OUP Oxford.
Osman, M.B., Tierney, J.E., Zhu, J. et al. (2021). Globally resolved surface temperatures since the Last Glacial Maximum. Nature599, 239–244 https://doi.org/10.1038/s41586-021-03984-4
Sabemos que el clima de la Tierra ha cambiado constantemente. En el Mesozoico (la era de los dinosaurios, hace entre 252 y 66 millones de años) apenas había hielo en los polos. Aragón o Castilla y León tenían playa, en una península ibérica que no era tal sino una isla tropical. Hace solo unos miles de años, ya con nuestra especie extendida por todos los continentes, el planeta se encontraba en una intensa glaciación.
Saber si algún momento del pasado ha sido más frío más que en la actualidad es relativamente sencillo: los glaciares esculpen valles en forma de U y dejan en ellos unos depósitos sedimentarios característicos, o pulen la roca (rocas aborregadas) y dejan arañazos en ella (estrías glaciares). A día de hoy encontramos muchos de estos valles y morfologías sin hielo. Podemos deducir entonces, que si en el pasado había más hielo en ese lugar, es probable que las temperaturas fuesen más bajas.
Vista del valle en U desde la laguna glacial de El Duque, cerca de El Barco de Ávila, provincia de Ávila (España). Imagen de Gabriel Castilla.
Pero… ¿Cómo saber cuáles eran las temperaturas o qué cantidad total de hielo había en el planeta? ¿Cómo podemos conocer el clima de hace millones de años?
De esto se encarga la ciencia de la Paleoclimatología, que utiliza indicadores o «Datos Proxy« que pueden ser de lo más variados. Y en esta entrada veremos un par de ejemplos: isótopos y foraminíferos.
Un dato «Proxy» es un dato indirecto. Como no es posible medir directamente la temperatura o la precipitación del pasado, se utilizan registros de otras variables a partir de las cuales se pueden deducir las primeras, igual que en el ejemplo de los glaciares. La interpretación de estos datos «Proxy» está basada siempre en principios físicos, químicos o biológicos.
El registro paleoclimático más completo que existe abarca los últimos 65 Millones de años, y utiliza como Proxy los isótopos de Oxígeno (Zachos et al., 2001).
1. Los isótopos de Oxígeno y el hielo
La mayoría de átomos de oxígeno están formados por 8 protones y 8 neutrones en su núcleo, lo que conocemos como el isótopo «Oxígeno 16». Sin embargo, existe una pequeña proporción de estos átomos que tiene 8 protones y 10 neutrones: el isótopo «Oxigeno 18».
Dos isótopos de un mismo elemento, en este caso Oxígeno 16 y 18 tienen idénticas propiedades químicas al tener el mismo número de protones y electrones. Pero su diferente masa les hace tener comportamientos diferentes frente a procesos como la evaporación o la condensación.
Así, existen moléculas de agua (H2O) con Oxígeno 16 y otras con Oxígeno 18, y la proporción entre ellas nos permite deducir cambios climáticos gracias a una serie de procesos que denominamos «fraccionamiento isotópico»:
Las moléculas con O-16 se evaporarán con mayor facilidad por su menor masa. Así, las nubes tienen más O-16 que el agua del océano que las formó. Y el océano se verá enriquecido en O-18 por la pérdida de O-16.
Las moléculas de agua con O-18 se condensan con mayor facilidad (tienen mayor masa), por lo que el agua de lluvia tiene más O-18 que la nube que la formó.
Las nubes van perdiendo agua al enfriarse hacia los polos, por formación de lluvia y por la disminución de la evaporación en estas zonas. Por ello, cuanto más cerca de los polos nos encontremos y cuanto menor sea la temperatura, menor será la cantidad de O-18 en las precipitaciones.
La nieve que cae sobre los polos y forma el hielo del casquete glaciar tiene mucho O-16, pero esta señal isotópica cambia con los cambios en la temperatura a lo largo del tiempo en la zona. Por esto la señal isotópica de los hielos de Groenlandia o la Antártida nos permite reconstruir temperaturas para los últimos cientos de miles de años.
Fraccionamiento de los isótopos de oxígeno en el planeta. Distintos procesos hacen que cambie la proporción de átomos de Oxígeno-18/Oxígeno-16. Gracias a los registros marinos de conchas de microorganismos como los foraminíferos, y a los registros del hielo de los casquetes polares, podemos conocer estos cambios isotópicos que reflejan el clima del pasado. Gráfico: Javier Pérez Tarruella.
Como el hielo de los casquetes polares y glaciares acumula isótopos ligeros O-16 y el océano se enriquece en isótopospesados O-18 durante las glaciaciones, los sedimentos de fondos oceánicos nos permiten conocer en qué momentos ha habido más o menos hielo en el planeta.
2. Foraminíferos, pequeños historiadores del clima
Los minerales que componen las partes duras de los organismos (especialmente conchas de organismos acuáticos) contienen oxígeno, y su proporción O-18/O-16 nos puede aproximar a la temperatura a la que se formaron. Cuando la temperatura es baja, las conchas asimilan más O-18 y viceversa.
Algunos de los organismos con concha más abundantes del planeta son los foraminíferos (imagen de portada). Son unicelulares y pertenecen al reino Protista. Muchos tienen aspecto de palomitas de maíz, miden menos de 1mm y fosilizan con facilidad, por lo que podemos encontrarlos en casi cualquier roca sedimentaria de origen marino.
El indicador que se utiliza para conocer los cambios de temperatura GLOBALES del pasado es la señal isotópica de la concha de foraminíferos que habitan en los sedimentos de los fondos profundos de los océanos (organismos bentónicos), pues la temperatura de las aguas profundas cambia muy lentamente y es un buen reflejo del clima global.
Otros foraminíferos, los planctónicos, viven en las aguas superficiales. Las especies de este grupo llevan sin cambios desde hace unos 500.000 años, así que podemos estudiar en qué condiciones de temperatura vive cada especie actualmente y qué agrupaciones de especies hay a diferentes temperaturas.
De esta forma, conociendo las diferentes especies que se encuentran en un sedimento antiguo y sus proporciones (cuáles son más abundantes), podemos conocer la temperatura del agua superficial en el momento en que vivieron gracias a los datos del mundo actual. Esto es un buen ejemplo de la aplicación del Actualismo.
Sabías que… Para conseguir los preciados foraminíferos se utilizan grandes buques científicos especiales, equipados con una torre de perforación muy similar a la que se emplea en el mundo del petróleo. Así se obtienen sondeos del fondo marino donde se han ido enterrando los foraminíferos bentónicos que allí vivían. Los planctónicos que vivían en el agua superficial cayeron y se depositaron una vez muertos. Cuanto mayor haya sido esta acumulación y durante más tiempo se haya producido de forma continua, mejor será el registro climático que se podrá obtener.
Otros indicadores Proxy
Aunque sólo hemos hablado de hielo y organismos marinos, el clima del pasado se puede conocer a través de muchos otros indicadores Proxy: depósitos en lagos, espeleotemas en cuevas, estudios de pólenes en sedimentos, depósitos de turberas, estudios geoquímicos e isotópicos en dientes de mamíferos o incluso a través de los anillos de los árboles (Dendrocronología).
Descubre más sobre otros indicadores paleoclimáticos:
Hace 18.000 años nuestro planeta se encontraba inmerso en el último máximo glacial. La nieve caída sobre los continentes no llegaba a fundirse en verano, formándose grandes acumulaciones de hielo. Y como el agua de precipitación no retornaba al océano el nivel del mar descendió hasta 125 metros por debajo del actual.
18.000 años es un parpadeo en términos geológicos. Y es que el periodo en el que le ha tocado vivir a nuestra especie (el Cuaternario) se caracteriza por un clima que cambia rápidamente (fig. 1).
Figura 1. Variación climática en los últimos 500.000 años. A grandes rasgos se diferencian 5 glaciaciones y 5 periodos interglaciales, en el último de los cuales nos encontramos ahora. En este artículo nos centraremos en la transición de la última glaciación al presente Interglacial (la ¨Última Terminación»). Datos de Lisiecki & Raymo (2005).
Estos cambios climáticos, que a grandes rasgos dan lugar a una glaciación y un periodo interglacial cada 100.000 años aproximadamente, son debidos a:
Cambios en la cobertura de hielo y las concentraciones de gases de efecto invernadero, que amplifican mucho los cambios disparados por los factores anteriores.
Estos factores astronómicos siempre han existido, pero el hecho de que hayamos llegado a tener casquetes de hielo en ambos polos (algo rarísimo en la Historia de la Tierra) ha hecho mucho más vulnerable y cambiante al sistema climático.
El enfriamiento súbito del Younger Dryas
Estos cambios no siempre son graduales. Si estudiamos en detalle la última glaciación vemos que hay decenas de cambios bruscos en las temperaturas. Cuando parecía que la glaciación se retiraba definitivamente en el hemisferio Norte, dio un último coletazo hace unos 12.800 años con el llamado Younger Dryas (también conocido como Dryas Reciente o Joven Dryas).
Este enfriamiento súbito del clima fue el responsable de la aparición del mar de dunas de La Moraña, y es que la precipitación en Ávila disminuyó, al reducirse la evaporación del Atlántico Norte por las bajas temperaturas. Seguramente este sistema dunar estuvo también activo en varios momentos de la última glaciación, coincidiendo con los eventos Heinrich (hace 16.000, 24.000, 30.000, 39.000, 48.000 y 62.000 años)
La hipótesis más aceptada durante mucho tiempo sobre el origen de este cambio climático fue la del vaciado del Lago Agassiz. Este lago se formó por el deshielo del casquete glaciar de Norteamérica, cerca de los Grandes Lagos, alcanzando un tamaño similar al de la Península Ibérica (figura 2). En un determinado momento este lago vertió sus aguas al Atlántico, deteniendo las corrientes oceánicas y enfriando especialmente el Atlántico Norte.
Figura 2. El Lago Agassiz y las posibles vías de vertido de sus aguas al océano.
¿Sabías que…? La película Ice Age 2 está basada en la hipótesis del Lago Agassiz. Los protagonistas viven junto a una presa de hielo que retiene el agua del deshielo acumulada en el Lago Agassiz y deben escapar antes de que se rompa y el lago se vacíe de golpe, es decir: ¡antes de que comience el Younger Dryas!
El final del Younger Dryas y el inicio de la agricultura
Como se observa en la figura 3, a pesar de que los factores astronómicos aumentaban la insolación de verano sobre el hemisferio norte, la temperatura disminuyó, y con ella la precipitación.
Sin embargo, más destacable que el enfriamiento del Younger Dyas fue su final. Y es que ese calentamiento y deshielo que se habían visto frustrados remontaron rápidamente, con una subida del nivel del mar de más de 40 mm/año durante unos siglos y un calentamiento de más de 7ºC en Groenlandia para ese periodo.
Figura 3. Gráfica que muestra 5.000 años de evolución climática, incluyendo el Younger Dryas. La temperatura y la precipitación en el Atlántico Norte disminuyeron en este periodo, a pesar del aumento de la insolación. El enfriamiento finalizó de golpe, provocando la fusión masiva de glaciares y un aumento brusco del nivel del mar.
Los registros arqueológicos muestran que el inicio de la agricultura y las civilizaciones complejas (el Neolítico) coincide con el final del Younger Dryas, el calentamiento que dio paso al presente Interglacial. Ahora, gracias a unos sondeos en el Mar Muerto, en el entorno de Mesopotamia o “Cuna de la Civilización” sabemos que esta coincidencia es exacta. Estos sondeos indican que el espesor de las capas de sedimento en la cuenca del Mar Muerto se incrementa a partir del fin del Younger Dryas. La incipiente actividad agrícola y el pastoreo provocarían un aumento de la erosión y por tanto el incremento de la sedimentación observado en la zona.
Por una parte, parece que un cambio ambiental tan brusco obligó a modificar el modo en que obteníamos el alimento; y por otra parte, la relativa estabilidad climática del presente periodo Interglacial (Holoceno) nos permitió perfeccionar la técnica hasta llegar a los tractores que hoy aran La Moraña.
Quizá sin el Younger Dryas no habría surgido este nuevo paradigma de vida de nuestra especie, o quizá hubiese aparecido 2.000 años antes. En cualquier caso, fue un evento que nos invita a preguntarnos cuánto han condicionado los cambios climáticos la historia de la Humanidad.
¿Sabías que…? Otra de las hipótesis utilizadas para explicar el cambio climático del Younger Dryas es el impacto de un meteorito en Groenlandia. Esta hipótesis se lanzó en 2007 y en 2018 se descubrió bajo el casquete glaciar de Groenlandia un enorme cráter de impacto de 30 km de diámetro. Los cálculos sugieren que un meteorito de 1 km impactó contra la Tierra hace entre 10.000 y 2 millones de años, de momento es el único sospechoso que tenemos como culpable cósmico del Younger Dryas. Además, se han encontrado evidencias de impacto en más de 60 yacimientos de todo el planeta. Sin embargo, estos cambios tan abruptos son habituales en el transcurso de los periodos glaciales, y en su mayoría son explicados por la propia dinámica del sistema climático sometido a la vulnerabilidad de los glaciares y del hielo de la banquisa.
Geología desde Ávila 