Hoy, 5 de junio, Día Mundial del Medio Ambiente, y en pleno impulso de la transición ecológica, solemos imaginar un futuro limpio: aerogeneradores girando en el horizonte, paneles solares captando la luz del sol o ciudades solo con coches eléctricos. Es una imagen optimista… pero incompleta. Porque detrás de ese mundo más sostenible hay algo que rara vez se menciona: la necesidad de una enorme cantidad de recursos minerales para que sea posible.
La realidad es sencilla, aunque a veces sorprendente: para producir energía limpia, necesitamos materiales. Y no pocos. Porque la transición energética no empieza en un enchufe ni en un aerogenerador. Empieza mucho antes. Empieza en los minerales que hacen posibles todas esas tecnologías.
Cambiar de energía es también cambiar de materiales
Durante más de un siglo, nuestra sociedad ha dependido sobre todo de los combustibles fósiles. Carbón, petróleo y gas han sido la base del crecimiento industrial. Pero la transición ecológica nos obliga a cambiar ese modelo. La tendencia actual apunta hacia la descarbonización, es decir hacia la reducción progresiva de las emisiones de carbono procedentes de la combustión de combustibles fósiles, como camino necesario para construir un futuro más sostenible. Sin embargo, este cambio no significa dejar de depender de los recursos naturales, significa cambiar unos por otros.
Hoy el protagonismo lo tienen elementos como el litio, el cobre, las tierras raras o el silicio; los cuales los encontramos en la naturaleza formando parte de distintos minerales. Estos elementos, y los minerales donde se encuentran, son los componentes necesarios de la transición ecológica.
EL LITIO
El litio es un elemento que apenas se ha utilizado a lo largo de la historia, pero que ahora es fundamental para almacenar la energía en baterías. El litio aparece principalmente en dos grandes contextos geológicos: depósitos sedimentarios evaporíticos (salares) y rocas ígneas muy evolucionadas. En los salares, propios de cuencas sin salida al mar (cuencas endorreicas) en zonas áridas, el litio se concentra en salmueras por la evaporación progresiva del agua. Por otro lado, en ambientes ígneos, el litio se encuentra en rocas graníticas muy evolucionadas donde cristalizan minerales ricos en litio como la espodumena o la lepidolita (Figura 1).
Figura 1: Muestra con cristales de lepidolita (morado), uno de los principales minerales de los que se obtiene el litio procedente de Belvis de Monroy (Cáceres). Fuente: Museo Geominero (CN IGME-CSIC).
EL COBRE
El cobre es una de las materias primas más utilizadas a lo largo de la historia. Su importancia se debe a su alta conductividad eléctrica y térmica, su maleabilidad y su resistencia a la corrosión, cualidades que lo hacen fundamental para el cableado eléctrico, las redes energéticas, la electrónica y las energías renovables.
Sin cobre no hay electrificación
Desde el punto de vista geológico, el cobre se concentra principalmente en yacimientos asociados a procesos magmáticos e hidrotermales. Puede aparecer como cobre metálico muy puro llamado cobre nativo (Figura 2), en sulfuros como la calcopirita o la calcosina, y también en minerales secundarios formados por alteración, como la malaquita y la azurita.
Uno de los ejemplos más importantes en España es la mina de Riotinto, en Huelva, situada dentro de la Faja Pirítica Ibérica. Esta zona ha sido explotada desde la Antigüedad, incluso antes de época romana, y constituye uno de los distritos mineros históricos más relevantes de Europa.
Las tierras raras son un grupo de 17 elementos esenciales para muchas tecnologías actuales, como los teléfonos móviles, los aerogeneradores, los vehículos eléctricos o algunos sistemas electrónicos avanzados.
Su nombre puede resultar confuso, ya que no son “tierras” en sentido geológico ni necesariamente elementos muy escasos. De hecho, algunos de ellos son más abundantes en la corteza terrestre que metales como el oro. El término procede del siglo XVIII, cuando se denominaba “tierras” a ciertos óxidos metálicos, que fue la forma en la que se identificaron inicialmente.
Tierras raras: ni son tierras ni siempre son raras
Su verdadera rareza no está tanto en su abundancia, sino en la dificultad para encontrarlas concentradas en yacimientos explotables y para separarlas unas de otras.
Desde el punto de vista geológico, las tierras raras se concentran principalmente en determinados minerales, como la monacita, la bastnasita o la parisita (figura 3) asociados a rocas ígneas muy evolucionadas, carbonatitas, depósitos aluviales y otros ambientes donde estos elementos pueden acumularse de forma significativa. La parisita, por ejemplo, es un carbonato de calcio y fluor además y cantidades variables de lantano, cerio o neodimio que puede encontrarse en algunas arenas minerales pesadas y en ciertos contextos magmáticos y metamórficos.
El silicio es uno de los elementos más abundantes de la corteza terrestre, pero su importancia tecnológica actual es enorme. Es fundamental en la fabricación de paneles solares, componentes electrónicos, semiconductores y otros dispositivos relacionados con la transición energética y digital.
Silicio: del cuarzo al corazón de la tecnología
Desde el punto de vista geológico, el silicio se obtiene principalmente a partir del cuarzo (figura 4), un mineral formado por dióxido de silicio que aparece en muchas rocas, como granitos, areniscas y vetas hidrotermales. Sin embargo, para su uso industrial y tecnológico no sirve cualquier cuarzo, sino que se necesitan materiales de gran pureza. A partir de este cuarzo seleccionado se produce silicio metalúrgico y, mediante procesos posteriores de purificación, silicio de alta pureza para aplicaciones como las células fotovoltaicas de los paneles solares.
El litio, el cobre, las tierras raras y el silicio muestran que la transición energética no depende solo de nuevas tecnologías, sino también de los materiales que las hacen posibles. Todos estos elementos hay que obtenerlos de minerales, podemos deducir que, en el fondo, esta transición conlleva una transformación material: pasamos de consumir energía fósil a consumir minerales.
La escala del reto: más grande de lo que parece
A veces pensamos que las energías renovables son ligeras, casi inmateriales. Pero la realidad es muy distinta. La construcción de infraestructuras renovables requiere mover enormes cantidades de materiales.
Un parque eólico o solar, a gran escala, implica toneladas y toneladas de minerales extraídos, procesados y transportados.
Para hacernos una idea, para generar energía limpia para una población comparable a una ciudad como Ávila, de unos 60.000 habitantes (20.00 familias), necesitaríamos más de 100.000 paneles fotovoltaicos de 400W que necesitarían casi 1000 toneladas de materias primas como Aluminio, Plata, Cobre y Silicio. O bien necesitaríamos 15 aerogeneradores de 3 MW que necesitarían casi 300 toneladas de níquel, aluminio, manganeso, cobre, disprosio y neodimio entre otros (Figura 5).
Para descarbonizar una ciudad, primero hay que “construirla” de nuevo en forma de materiales energéticos
Figura 5. Cantidades de elementos necesarios para abastecer de energía a unas 20.000 familias mediante energía fotovoltaica o eólica. Fuente: Minerales para la transición energética y digital en España: demanda, reciclaje y medidas de ahorro 2023. Modificado de Amigos de la Tierra.
Las nuevas tecnologías verdes
Si pensamos en las nuevas tecnologías verdes que se están desarrollando seguro que rápido se nos vienen tres de ellas a la mente y ahora vamos a descubrir como detrás de cada una de estas tecnologías de las denominadas limpias se esconde una historia geológica.
Cada tecnología limpia esconde una cadena mineral
Un coche eléctrico está compuesto por una gran cantidad de materias primas, entre ellos podemos destacar el cobre y el litio, algunos de los elementos que hemos explicado anteriormente y que forman parte de sus tan codiciadas baterías eléctricas. Pero para la construcción de un coche eléctrico se utilizan además otros elementos como el níquel,el manganeso, el cobalto y cantidades más pequeñas de tierras raras y zinc, entre otros (Figura 6).
Figura 6.: Materias primas que existen en un coche eléctrico, en kilogramos. Fuente: Agencia Internacional de la Energía, 2023
Otro de los grandes exponentes de las energías limpias son los aerogeneradores, muchos de ellos están funcionando en la provincia de Ávila. Un aerogenerador (figura 7) depende de minerales como la parisita de la que hemos hablado previamente, y que es una de las posibles fuentes de tierras raras. Pero además, un aerogenerador contiene muchas otras materias primas en cada una de sus partes:
Hierro en las palas de sus rotores.
Cromo, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en los engranajes que hacen girar esas palas.
Boro, cobalto, cobre, hierro y tierras raras como hemos indicado previamente, en este caso en los generadores que están formados por grandes imanes permanentes.
Aluminio, cromo, cobre, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en la góndola del aerogenerador, que es lo que recubre a toda esa sala de máquinas que contienen los engranages y los generadores de energía.
Aluminio, cromo, cobre, hierro, manganeso, molibdeno y níquel en la torre.
Hierro y cemento para su cimentación.
Cobre y plomo para los cables que transmiten toda la energía que se genera.
Finalmente, también podemos destacar los paneles solares (figura 8). Un panel solar requiere una gran cantidad de materias primas, entre las que podemos destacar el silicio, del cual hemos comentado su procedencia previamente, para la creación de los vidrios fotovoltaicos. Pero además, para la construcción de los paneles solares necesitaremos selenio, indio, galio y, de nuevo, aluminio y cobre.
Con estos tres ejemplos podemos ver que cada una de estas nuevas tecnologías esconde una gran cantidad de materias primas, cada una de las cuales tiene una historia geológica de millones de años para su formación.
La tabla periódica en el bolsillo
Pero no hace falta mirar solo a las nuevas tecnologías limpias, que quizá nos resulten algo más alejadas de nuestro día a día. Seguro que la mayoría de la ciudadanía tiene un smartphone en su bolsillo, y cada uno de estos smartphones modernos contiene más de 70 elementos químicos diferentes.
Estos van desde los metales más comunes, como el aluminio y el cobre, hasta elementos más complejos y menos conocidos, incluidos el litio, el cobalto, el grafito y las tierras raras como el neodimio y el disprosio.
Cada smartphone moderno contiene más de 70 elementos químicos diferentes
Figura 9. Materias primas utilizadas en la fabricación de un smartphone. Aunque un teléfono móvil parezca un objeto pequeño y cotidiano, su fabricación depende de una gran diversidad de minerales y elementos químicos empleados en la pantalla, la batería, los circuitos electrónicos, los altavoces, el micrófono y el sistema de vibración. Composición realizada por A.I. Casado.
Como te puedes imaginar el suministro de todos estos minerales es un reto para la sociedad actual porque hay algunos países que concentran la mayoría de su producción.
Pero explicar este problema es algo que trataremos en un futuro post.
Dedicamos esta abecevida a Josefina Castellví i Piulachs (Barcelona, 1935-2026), una de las figuras más relevantes de la investigación polar española. Su trayectoria combinó la investigación básica, la gestión científica y la divulgación del valor ecológico y climático de los ecosistemas polares. Como otros años, con este retrato alfabéticoqueremos participaren la iniciativa de escritura creativa del mes de febrero 2026 de Café Hypatia: mujer y ciencia. #PVmujerciencia26 #11F #Polivulgadoras
Amaba Barcelona, la ciudad donde nació y desarrolló su formación científica inicial.
Base Antártica Española Juan Carlos I es la estación científica que dirigió entre 1989 y 1993, participando posteriormente en la consolidación del programa antártico español.
En 1988 participó junto con Antoni Ballester en la instalación de la Base Antártica Española Juan Carlos I, que dirigió entre 1989 y 1993. Entre 1989 y 1995 fue Directora del Programa Nacional de Investigación Antártica. Créditos: ICM-CSIC.
Ciencias del Mar es el nombre del instituto del CSIC donde desarrolló más de cuatro décadas de investigación en oceanografía biológica y microbiología marina.
Durante décadas se dedicó a reivindicar la conservación de la Antártida por ser un lugar clave para entender el clima y la vida a escala planetaria.
Estudió Biología en la Universidad de Barcelona, donde se doctoró en 1969 con una tesis considerada pionera en la oceanografía biológica española.
Josefina Castellví i Piulachs comenzó a trabajar en el Instituto de Ciencias del Mar en 1960 (entonces conocido como Instituto de Investigaciones Pesqueras) el cual llegó a dirigir entre los años 1994 y 1995. Créditos: ICM-CSIC.
Hizo estudios con microorganismos extremófilos, anticipando aspectos de la astrobiología moderna.
Isla Livingston fue el lugar donde el 27 de diciembre de 1986 ayudó a montar la primera base científica polar española.
Primera instalación científica española en la isla Livingston durante el verano austral 1986-1987. Créditos: ICM-CSIC.
Junto con Marta Estrada Miyares, fue en 1984 la primera española en participar en una expedición internacional en la Antártida.
Katabatic Wind es como se llama el viento frío extremo que barre la Antártida condicionando las operaciones científicas y logísticas, pero que no amedrentó su determinación exploradora.
Medicina es la primera carrera que intentó estudiar, siguiendo los pasos de su padre, pero perdió la vocación. Para compensar el tiempo perdido completó dos cursos de Biología en un solo año antes de licenciarse en 1957.
Placa conmemorativa del primer campamento español en Isla Livingston. Créditos: ICM-CSIC.
Naturalista en el más amplio sentido de la palabra, además de estudiar el microbioma polar, se interesó por el estudio del paleoclima y los ciclos biogeoquímicos.
Observaba la naturaleza con curiosidad y respeto. Se abstraía contemplando los icebergs y la encantaban los pingüinos.
Josefina Castellví trabajando en la Antártida. Créditos: ICM-CSIC.
Participó en más de 30 campañas oceanográficas y fue la primera mujer en dirigir una base científica en la Antártida.
Se enamoró del mar cuando siendo niña sus padres la llevaron a la playa de Castelldefels.
Trabajó con Ramón Margalef, primer catedrático de Ecología en España, quien estimuló su vocación por la investigación científica.
Una montaña de la Isla Livingston se llama Pico Castellví en su honor.
El pico Castellvi se eleva a 350 m en la península Hurd, Isla Livingston. Fuente: Wikipedia Commons.
Volvió a la Antártida con casi 80 años de edad para rodar el documental Los recuerdos del hielo, con el equipo del cineasta Albert Solé.
Women in Science: su trabajo abrió camino a generaciones de investigadoras de todo el mundo, rompiendo el techo de cristal en un entorno históricamente masculino.
Xenófila por vocación, su amplitud de miras y capacidad de trabajo fueron claves para integrar a España en el Tratado Antártico.
Yo he vivido en la Antártidaes el libro que escribió junto a la ilustradora Yolanda González en 2023, donde reflexiona: “Me pregunto si esta experiencia de vida en la Antártida, por lo menos la que yo he vivido, no puede considerarse como un experimento sobre un modelo de sociedad, deseable para el futuro de la humanidad, que estuviera basado en la paz, la tolerancia, la comprensión y el respeto a la vida natural”.
Zonas heladas con vientos extremos forjaron la personalidad antártica de Pepita Castellví.
Mapas de situación de Isla Livingtone, la Base Antártica Española Juan Carlos I y el Pico Castellví. Fuente: Wikipedia Commons y Manfred Wörner Foundation, 2017
AUTORES- Gabriel Castilla Cañamero y Javier Pérez Tarruella
No discerní ningún color en las montañas, tan solo manchas apagadas negras y grises. No había vegetación ni vida, solo rocas, nieve y hielo. Al contemplar todo ese escarpado territorio virgen, no tuve más remedio que reírme de la arrogancia de cualquiera al que se le hubiera ocurrido que los seres humanos habían conquistado la Tierra.
Nando Parrado. Milagro en los Andes, 2006.
La última subdivisión de la escala de tiempo geológico es el Periodo Cuaternario y abarca los últimos 2.580.000 años de la historia de la Tierra. Este intervalo de tiempo es especial porque señala la aparición del género Homo en África y el comienzo de la glaciación en la que aún estamos inmersos. Así pues, el hilo conductor de la evolución humana son los 52 cambios ambientales cíclicos que han tenido lugar en el marco de esta glaciación (Figura 1), durante la cual se han venido alternando periodos de tiempo intensamente frío en los que las masas de hielo glaciar crecen, con periodos cálidos interglaciares en los que las masas de hielo retroceden o desaparecen de los continentes, tal y como está sucediendo en la actualidad.
Figura 1. Los estadios isotópicos marinos del Cuaternario, conocidos en la jerga científica como MIS (siglas de Marine Isotopes Stages), son periodos cíclicos de clima frío y cálido que han sido establecidos mediante relaciones isotópicas de oxígeno medidas en los caparazones de microorganismos (foraminíferos) marinos. Empiezan a numerarse (1 rojo) desde el comienzo del actual periodo cálido Holoceno (H), y es por ello que todos los números rojos son impares y representan episodios interglaciares, mientras que todos los números azules son pares y representan episodios glaciares. Para no saturar la figura solo se han señalado los 23 primeros y los dos últimos. Basado en Silva et al. (2017).
Vivimos en las postrimerías de un periodo interglaciar que comenzó hace 11.700 años y al que hemos bautizado con el término griego Holoceno (literalmente todo lo reciente). El Holoceno señala el tiempo que ha durado la ventana ambiental de temperaturas relativamente suaves (aún con algunos episodios notablemente fríos, como la Pequeña Edad del Hielo) que nos ha permitido pasar de un mundo de cazadores-recolectores nómadas a crear ciudades, imperios, innovaciones culturales y avances tecnológicos que han desembocado en el mundo tecno-científico globalizado en el que habitamos los seres humanos del siglo XXI.
Parece mucho tiempo porque han pasado muchas cosas importantes, pero en realidad el Holoceno representa menos del 4 % de nuestra historia como especie. Para entenderlo mejor fijémonos en un detalle: la H de Holoceno de la Figura 1 queda justo en el borde porque su representación en la escala gráfico-temporal del Cuaternario (20 cm en la imagen original) ocupa apenas 1 milímetro dado que el 99% de nuestro tiempo en la Tierra ha transcurrido en la prehistoria.
La búsqueda de sentido
Una aclaración contra la creencia popular: llamamos glaciación al intervalo de tiempo de la historia terrestre en la que se forman masas de hielo permanentes en los polos, aunque las masas de hielo continental puedan retroceder hasta desaparecer, o bien todo lo contrario: avanzar y extenderse tal y como sucedió hace entre 30.000 y 20.000 años, durante el Último Máximo Glacial (Figura 2).
Figura 2. Proyección equiárea que permite ver la distribución de las masas de hielo durante el Último Máximo Glacial (MIS 2) en los dos hemisferios. En este tiempo las masas de hielo marino (amarillo) y de hielo terrestre (rojo) avanzaron en ambos hemisferios, lo que supuso un descenso del nivel del mar de hasta 130 metros. Adaptado de Broecker y Denton (1990).
Pudiera parecer que la presencia de masas de hielo permanentes en las regiones polares es un hecho común, pero el registro geológico nos dice que no es así, pues solo ha habido glaciaciones durante el 10% de la historia de la Tierra (Figura 3).
Figura 3. La mayoría de las glaciaciones han tenido lugar en los últimos 900 millones de años, y solo en unas pocas ocasiones el hielo alcanzó la región ecuatorial. Estos episodios extremos se conocen como Tierra Blanca del Período Criogénico (o episodios Snowball Earth). Las glaciaciones más antiguas son las peor conocidas debido al menor registro geológico (vivimos en un planeta que tiende a borrar su historia). La actual glaciación Cuaternaria comenzó a gestarse hace unos 30 millones de años, por eso en la gráfica aparece como Neógena. Actualmente nos encontramos en una de las épocas más frías de los últimos 300 millones de años. Modificado de Anguita (2006).
Un satélite que mida la temperatura de la Tierra desde el espacio registrará una temperatura de -18 ºC en la parte alta de la atmósfera, aunque la temperatura media real de la superficie es de 15 ºC. ¿A qué responde esta diferencia? Llamamos balance radiativo a la relación entre la energía de onda corta procedente del Sol y la radiación de onda larga que sale del sistema climático terrestre. Como podemos ver en la Figura 4, la temperatura en la superficie terrestre depende en esencia del balance que se establece entre los mecanismos que tienden a enfriar el planeta (entre los que destaca el efectoalbedo) y los que tienden a calentarlo (principalmente el efecto invernadero).
Figura 4. De toda la radiación de alta energía procedente del Sol (onda corta en color amarillo) que incide en la parte superior de la atmósfera, un 70% es absorbida por la superficie terrestre y por las nubes, pero el otro 30% es reflejada al espacio por el efecto albedo que ejercen las nubes altas, el polvo atmosférico y los materiales de superficie terrestre. La energía absorbida (onda larga en color rojo) se reemite en forma de calor. Una parte importante de este calor es atrapado por el vapor de agua de las nubes, el metano de origen bacteriano y el dióxido de carbono de los volcanes. Estos gases de efecto invernadero devuelven parte de la radiación a la superficie terrestre calentándola hasta alcanzar los 15 º C de media. Adaptado de Schneider (1989).
Conforme el estudio de la física atmosférica fue avanzando durante el pasado siglo XX, se fueron descubriendo relaciones causa-efecto entre los diversos factores reguladores del clima. La interacción entre ellos hace que el clima terrestre tienda a un equilibrio dinámico, o sea, que cambia según lo hacen las variables que lo controlan. Veamos los dos casos más significativos.
Un bucle para enfriar el planeta…
El principal motor que modula el clima de la Tierra es la radiación que nos llega procedente del Sol, y si por alguna razón disminuye, la consecuencia más probable será una disminución de la temperatura. Un enfriamiento del planeta suele conllevar la formación de nieve y hielo, lo que provoca un mayor albedo de la radiación hacia el espacio. Como podemos ver la Figura 5, el resultado será un bucle de retroalimentación positiva, es decir, una tendencia al enfriamiento.
Figura 5. Relaciones causales (causa-efecto) y el bucle de retroalimentación que tiende a enfriar el planeta. La radiación incidente puede disminuir tanto por cambios en la órbita terrestre como por variaciones en la actividad solar o la presencia de gran cantidad de polvo en la atmósfera (debido a erupciones volcánicas, impactos de asteroides o un aumento de la desertización). La consecuencia es una disminución de la temperatura que favorece la acumulación de hielo y un aumento del albedo, o sea, una disminución aún mayor de la radiación incidente y por tanto un mayor enfriamiento del planeta. Modificado de Calvo, Molina y Salvachúa (2009).
¿Qué procesos enfrían el planeta por cambios en la insolación? Básicamente tres:
1.- Las grandes erupciones volcánicas.
En este caso son las cenizas y los aerosoles de azufre inyectados en las capas altas de la atmósfera los responsables de aumentar el albedo. Se estima que la erupción del monte Tambora (Indonesia) en 1815, enfrió la Tierra entre 0.5 y 0.7ºC durante 3 años.
2.- La disminución de la energía emitida por el Sol.
El ejemplo más reciente es el llamado Mínimo de Maunder, período comprendido entre 1645 y 1715 durante el cual las manchas solares desaparecieron. Este hecho coincide con uno de los episodios más fríos de la Pequeña Edad del Hielo,durante el cual la temperatura media del hemisferio Norte disminuyó hasta en 1 ºC.
3.- Los ciclos astronómicos de entre 23.000 y 100.000 años de duración.
Conocidos como Ciclos de Milankovitch, influyen en la excentricidad de la órbita terrestre, así como en la orientación e inclinación del eje de rotación. Estas perturbaciones apenas cambian la energía solar media anual que llega a la Tierra, pero alteran la distribución geográfica y estacional de la energía solar incidente hasta en un 20%, lo que afecta a la formación y fusión de las capas de hielo, y con ello al albedo.
…Y otro bucle para calentarlo
A largo plazo las erupciones volcánicas tienden a calentar el planeta debido a las emisiones de dióxido de carbono (CO2), el gas responsable del efecto invernadero que más tiempo permanece en la atmósfera. El aumento de la temperatura provoca un incremento de la evaporación, es decir, la formación de nubes de vapor de agua que también retienen el calor por el mismo motivo.
Figura 6. Los bucles de retroalimentación vinculados con el efecto invernadero, tanto por el aumento de la nubosidad (H2O vapor) como por los cambios asociados a la actividad volcánica (CO2) y la actividad biológica, principalmente metano (CH4) y óxidos de nitrógeno (N2O). El aumento de la temperatura provoca más evaporación y nubosidad, y por consiguiente un mayor efecto invernadero. Si bien la nubosidad tiende a calentar rápidamente la superficie terrestre, procesos como la lluvia tienden a retirar el vapor de agua y el CO2 de la atmósfera, estabilizando así el efecto invernadero a corto plazo. Modificado de Calvo, Molina y Salvachúa (2009).
La principal razón por la que la temperatura no se dispara con el efecto invernadero que ejercen las nubes es porque apenas permanecen unos días en la atmósfera. A escalas de tiempo superiores a los 500.000 años el principal modulador del efecto invernadero es el llamado ciclo geológico del carbonato-silicato (Figura 7).
Figura 7. El ciclo geoquímico del carbonato-silicato comienza cuando el CO2 presente en la atmósfera, por acción volcánica o de los seres vivos, se disuelve en el agua de lluvia y reacciona químicamente con rocas que contienen silicatos (como el granito, por ejemplo). Estas reacciones liberan iones de calcio y bicarbonato que los ríos transportan hasta el océano, donde serán usados por los organismos para construir caparazones de carbonato cálcico y la formación de calizas en aguas poco profundas. Los caparazones de muchos organismos pasan a formar parte del sedimento del fondo marino, donde se irán depositando. En el contexto de la tectónica de placas, estos sedimentos terminarán en márgenes continentales donde el vulcanismo asociado a la subducción volverá a liberar el CO2 a la atmósfera.
¿Qué procesos enfrían el planeta por disminución del efecto invernadero?
Básicamente dos:
1.- Por efecto del calentamiento climático. Se da la paradoja de que a largo plazo el aumento de la temperatura media produce también un aumento de la temperatura de los océanos y con ello de la evaporación y de la formación de nubes y las consecuentes precipitaciones. Esto provoca un aumento de la erosión de rocas silíceas y por tanto la eliminación de CO2 dela atmósfera, disminuyendo así el efecto invernadero. En este sentido la erosión de la meseta del Tíbet, cuyos ríos aportan el 25% de los sedimentos que cada año llegan a los océanos, puede haber contribuido notablemente al enfriamiento de la Tierra durante los últimos 20 millones de años.
2. La precipitación de grandes cantidades de carbonato cálcico (CaCO3) inducido biológicamente en las plataformas marinas someras (formando arrecifes coralinos y caparazones), retira una gran cantidad de CO2 de la atmósfera, que se incorpora a la corteza terrestre en forma de roca caliza.
La redistribución del calor
Buena parte del calor que retiene la atmósfera por el efecto invernadero es redistribuido por las corrientes marinas superficiales por todo el planeta. Hace 55 millones de años, durante el Eoceno, la distribución de las masas continentales era muy diferente de la actual (Figura 8). África y el subcontinente indio aún no se habían unido a Eurasia, Norteamérica era un continente independiente y Sudamérica se encontraba más cerca de la Antártida. Esta configuración permitía que las corrientes oceánicas circunvalaran el planeta cerca del ecuador, redistribuyendo el calor de forma tan eficaz que la Antártida estaba poblada por bosques templados.
Figura 8. Disposición de los continentes hace unos 55 millones de años. Las flechas rojas señalan la dirección y sentido de las principales corrientes que redistribuían el calor por todo el planeta, suavizando notablemente las temperaturas. Este período de temperaturas cálidas se conoce como Óptimo Eoceno. Adaptado de Blakey (2020) y Anguita (2005).
El proceso de enfriamiento global que llega hasta la actualidad pudo comenzar hace 55 millones de años, cuando el desplazamiento de África hacia el norte cerró el paso de la corriente ecuatorial. Unos 25 millones de años después la Antártida se separó de Sudamérica y Australia, quedando aislada y rodeada de corrientes que la enfriaron hasta cubrirla de hielo (Figura 9). El proceso de reconfiguración de las corrientes culminó hace casi 3 millones de años, cuando el cierre del istmo de Panamá interrumpió definitivamente la circulación oceánica ecuatorial entre los océanos Atlántico y Pacífico, impidiendo así una redistribución eficaz del calor entre las principales masas de agua del planeta, lo que desencadenó el enfriamiento climático global que caracteriza al actual Periodo Cuaternario.
Figura 9. La Antártida no siempre ha sido el continente blanco que conocemos hoy. Hace 25 millones de años estaba poblada por bosques, pero hace 15 millones de años quedó cubierto por un casquete glaciar permanente parecido al actual. ¿Qué sucedió? Todo parece indicar que un lento pero inexorable deterioro climático avanzó conforme la deriva continental modificaba el patrón de corrientes oceánicas y con ello la redistribución del calor en el planeta. Este proceso culminó hace 3 millones de años con la formación de masas de hielo permanentes también en el hemisferio Norte. Fotografía cedida por Iván Pérez López.
Los cambios abruptos
Una pregunta inquietante: ¿podría sobrevenir un periodo frío como resultado de un aumento de la temperatura media del planeta? Este es el argumento de la película de ciencia ficción neocatastrofista The Day After Tomorrow (El día de mañana, en España), dirigida por Roland Emmerich en 2004. La respuesta es…. (¡Atención, spoiler!)… sí. El argumento científico que se esgrime es que un parón en la circulación oceánica profunda puede desencadenar un reajuste climático que enfríe notablemente el hemisferio norte. ¿Tiene sentido?
Esta hipótesis fue inicialmente planteada por los geólogos Wallace Smith Broecker y George H. Denton, quienes desarrollaron en los años 80 del pasado siglo el modelo de circulación oceánica profunda que transporta agua y energía a través de las cuencas oceánicas del planeta (Figura 10).
Figura 10. La circulación oceánica profunda (flecha blanca) se produce por las variaciones en la densidad del agua y la acción de la gravedad terrestre. Las aguas más frías y densas del Océano Ártico tienden a hundirse y desplazarse bajo las más cálidas y menos densas. La densidad del agua está condicionada por su temperatura (termo-) y por su salinidad (-halina). Es por ello que el conjunto de las corrientes que tienen lugar en la profundidad de los océanos se conoce como Circulación Termohalina. El calor que este proceso cede a la atmósfera afecta tanto al sistema de corrientes cálidas (en rojo) como frías (en azul). Fuente: Instituto de Tecnologías Educativas.
El motor que mantiene la Circulación Termohalina en movimiento se encuentra en el Atlántico Norte, donde cada año las aguas salinas se enfrían bruscamente y se hunden hasta el fondo oceánico. Este proceso implica un caudal de 5 millones de metros cúbicos por segundo (casi 400 veces más que la mayor de las cataratas) desplazándose a 1,4 metros por segundo hasta una profundidad abisal de 3.500 metros. Semejante movimiento libera entre 500 y 700 millones de megawatios, lo que traducido en calentamiento atmosférico de Europa noroccidental equivale a entre 5 y 10 ºC más que si esta corriente no existiera.
Si por algún motivo esta corriente se parara, en pocos años las temperaturas medias para buena parte de Europa caerían en picado hasta vernos inmersos en una nueva Edad del Hielo. Y lo sabemos porque ya ha sucedido.
En 1989 Broecker y Denton propusieron que este fue el proceso que desencadenó el Younger Dryas, un intenso y rápido episodio de enfriamiento climático que tuvo lugar hace 12.800 años y que retrasó en más de 1.000 años la llegada del Holoceno, o sea, el periodo cálido que ha permitido nuestro desarrollo cultural y tecnológico. Pero, ¿cómo sucedió? El aumento de la temperatura del planeta tras la glaciación produjo un calentamiento de los océanos y la fusión de las masas de hielo, que aportaron una gran cantidad de agua dulce al Atlántico Norte. El resultado fue una disminución considerable de la salinidad y, con ello, de la densidad. Esto produjo un parón de las corrientes profundas y el consiguiente desequilibrio en la trasferencia de calor a la atmósfera, desencadenando así un enfriamiento brusco del Hemisferio Norte. Según los autores, este proceso, lejos de ser un episodio puntual, podría haber tenido un papel relevante en los 54 cambios climáticos acontecidos durante el Cuaternario (tal y como vimos en la Figura 1).
Conclusión provisional
Para indagar en los procesos naturales que enfrían la Tierra, además del balance radiativo, el albedo y el efecto invernadero, el ciclo del carbonato-silicato, la deriva continental, la distribución de las corrientes oceánicas superficiales, la corriente termohalina, la dinámica solar, los grandes eventos volcánicos y los Ciclos de Milankovitch; debemos tener en cuenta el papel de otras variables que apenas hemos mencionado, como el papel de la Biosfera y de los impactos de asteroides, por poner dos ejemplos.
Si algo podemos concluir es esto: el sistema climático terrestre es tan complejo, y son tantas las variables involucradas, que resulta imposible tratar de reducir a una única causa el origen de un proceso tan complejo como es una glaciación.
Anguita, F. (2006).Las causas de las glaciaciones. Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, Vol. 13, nº. 3. Pp. 235-241.
Broecker, W.S: y Denton, G.H. (1990). ¿Qué mecanismo gobierna los ciclos glaciares? Investigación y Ciencia nº 162.
Broecker, W.S: y Denton, G.H. (1989). The role of ocean-atmosphere reorganizations in glacial cycles. Geochimica et Cosmochimica Acta, Vol. 53, pp. 2465-2501.
Calvo, D.; Molina, M.T. y Salvachúa, J. (2009). Ciencias de la Tierra y Medioambientales. McGraw-Hill, Madrid.
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Un glaciar (del francés glacier) es una gran masa de hielo comprimido, formada por acumulación, compactación y recristalización de nieve hasta crear hielo glaciar (figura 1); y que necesita de miles de años para que esto suceda.
Figura 1. Cambios en la morfología y en la porosidad del agua sólida con la profundidad, desde nieve granular hasta hielo glaciar
Con esta compactación, el hielo se reorganiza perdiendo el aire que se encuentra entre las partículas sólidas hasta que solo queda el aire del interior de burbujas. El resultado es la formación de hielo glaciar, con su característico color azul.
Los glaciares son dinámicos (se mueven) y generan procesos de erosión, transporte y sedimentación, al igual que sucede con el agua líquida.
Clasificación de los glaciares
La clasificación morfológica de los glaciares se basa en tres factores: su tamaño, su forma y la posición de la masa de hielo (figura 2).
Glaciares de casquete: son de gran escala. Ocupan casi el 10% de la superficie terrestre. Su forma es masiva y fluye en todas direcciones.
Glaciares de meseta: son de mediana escala. Su forma también es masiva. Fluyen en todas direcciones y se encuentran cubriendo zonas elevadas y mesetas.
Glaciares de montaña (o alpinos): son de pequeña escala. Consisten en corrientes de hielo más largas que anchas y se encuentran entre zonas montañosas elevadas, formando valles en U.
GLACIARES DE CASQUETE
GLACIARES DE MESETA
GLACIARES DE MONTAÑA
TAMAÑO
Grande
Mediano
Pequeño
FORMA
Masiva
Masiva
Corriente de hielo más larga que ancha
POSICIÓN
Grandes superficies (>10% de la Tierra)
Zonas elevadas y mesetas
Entre montañas elevadas, con valles en U
Figura 2. Tabla con las características de tamaño, forma y posición de los glaciares. Con estas características se pueden definir tres tipos de glaciares claramente distintos: de casquete, de meseta y de montaña.
Como ya has visto en la entrada del Paleograciar de la Serradilla (Cepeda la Mora, Ávila), en el Sistema Central existieron glaciares activos en el Último Máximo Glaciar (20.000-30.000 años). Estos glaciares eran del tipo Glaciar de Montaña.
Partes de un glaciar de montaña
Los glaciares de montaña son masas de hielo que fluyen pendiente abajo y que existen porque la acumulación de nieve a gran altura compensa la fusión de hielo a baja altura y la descarga por deshielo.
Esta masa de hielo en movimiento va incorporando fragmentos rocosos de todo tipo de tamaños, y genera morfologías propias que persistirás aún cuando el glaciar haya desaparecido, como ha pasado en La Serradilla.
Las dos zonas de un glaciar de montaña (acumulación vs. ablación)
En un glaciar de montaña se pueden diferenciar dos partes principales (figura 3):
ZONA DE ACUMULACIÓN (ganancia de masa): parte más alta donde más nieva y se alimenta el glaciar. Las bajas temperaturas se encargan de mantener este agua sólida.
ZONA DE ABLACIÓN O DE FUSIÓN (pérdida de masa): zona baja donde el agua sólida se derrite por el aumento de la temperatura. Se forman pequeños drenajes y escorrentías superficiales que alimentan los ríos ladera abajo. En ocasiones, el glaciar puede desembocar en un lago o mar y fragmentarse en grandes bloques de hielo llamados icebergs.
Figura 3. Los glaciares de montaña tienen dos zonas claramente diferenciadas, la zona de acumulación, donde hay una ganancia de masa por la precipitación de nieve, y la zona de ablación, donde se pierde masa por sublimación y deshielo. Donde no hay ni pérdida ni ganancia de masa se llama línea de equilibrio. Morfológicamente, existen estructuras propias de estos sistemas glaciares que permanecen una vez el hielo se ha retirado, como el circo, las morrenas o los bloques erráticos.
Estas dos zonas (acumulación y ablación) se encuentran separadas por la línea de equilibrio, lugar donde el conjunto de las ganancias y las pérdidas es igual a cero.
El dinamismo y la capacidad de cambio son las características más importantes de los sistemas glaciares de montaña. Estos modifican su forma, se mueven, crecen, decrecen…
Algunas definiciones
CIRCO
Los circos glaciares son depresiones con forma semicircular y paredes muy inclinadas, que se desarrollan en la zona de acumulación (figura 3). Su forma se debe a la suma de la erosión basal, el arrastre de fondo y la gelifracción de las rocas de las paredes.
Cuando el hielo ya no existe, quedan los circos en las zonas altas de las montañas, en los cuales es habitual que se formen lagos.
LENGUA GLACIAR
La lengua glaciar (figura 3) es la masa de hielo que se desborda del circo y se desplaza pendiente abajo.
MORRENAS
La masa de hielo va incorporando fragmentos rocosos de todo tipo de tamaños mientras se desplaza, acumulándolos principalmente en sus bordes. A estas acumulaciones se les llama morrenas (figura 3). Estas morrenas se conservan una vez desaparecido el glaciar, y se diferencian como crestas formadas por detritos de tamaños variados que nos permiten conocer las dimensiones de las masas glaciares, ya que las limitan.
Dos tipos de morrenas principales:
Morrena lateral: se desarrolla a los lados del glaciar y se alimenta principalmente de las rocas que caen desde las paredes laterales del valle glaciar.
Morrena final o terminal: se desarrolla en el borde principal del glaciar y marca un periodo de estancamiento. Las más modernas se sitúan a mayor altitud que las más antiguas.
BLOQUES ERRÁTICOS
Los bloques erráticos son también seña de identidad de los glaciares de montaña. Son grandes bloques anguloso de roca que son transportados por el glaciar a grandes distancias. Cuando son transportados dentro de un iceberg , y se desprenden de él al derretirse el hielo, se llaman ice-rafting.
La suma de dos de estos factores, latitud y altitud, generan la denominada línea de nieve (figura 4). Ésta es una línea imaginaria global que marca el límite irregular entre la superficie cubierta de nieve y la superficie libre de nieve. Esta línea no es estática ya que, en general, los glaciares se encuentran en retroceso.
Figura 4. La línea de nieve se mide de manera directa por satélite o fotografías aéreas, o se calcula en base a la isoterma de 0ºC. Es un factor importante en los modelos hidrológicos para estimar caudales y modelos de escorrentía y precipitación.
¿CÓMO SE DICE… …GLACIAR O GLACIAL?
Estas dos palabras se confunden con frecuencia, incluso hay quien las utiliza como sinónimos aunque se trata de dos conceptos diferentes. Glaciarhace referencia a lo relacionado con las masas de hielo. Puede ser un sustantivo, como cuando se habla del glaciar Perito Moreno; o ser un adjetivo como se ha utilizado ampliamente en este post ,circo glaciar, morrena glaciar… Glaciales un adjetivo que se refiere a algo extremadamente frío o helado. Por ejemplo, se usa para hablar del periodo glacial, momento de muy bajas temperaturas.
Al norte del pueblo de Cepeda la Mora, dentro de La Serrota, y en un paraje que se llama Alto de las Serradillas, queda una morfología singular, muy bien preservada y sin embargo muy habitual en el Parque Regional Sierra de Gredos y en todo el Sistema Central. Se trata de un paleoglaciar (Figura 1).
Figura 1. Fotografía del paleoglaciar de la Serradilla. Conserva todas las formas del antiguo glaciar, pero ya no hay hielo. El relieve no está en equilibrio con el clima actual. Fotografía de Javier Elez.
Un paleoglaciar son los restos de formas y sedimentos de lo que un día fue un glaciar y que ahora ya no tiene hielo. Esto no nos impide ver sus formas típicas (circos y morrenas) y nos invita a pensar que el clima de nuestro planeta ha cambiado de forma habitual a lo largo de su historia.
El paleoglaciar de la Serradilla
Hemos elegido este paleoglaciar específicamente, y no otro de los muchos que hay en Gredos y la Sierra de Béjar, por tener unas dimensiones modestas y ser de fácil acceso desde Cepeda La Mora (Figura 2).
Figura 2. Localización del Paleoglaciar de la Serradilla, en el recuadro en rojo.
Estas condiciones, junto con el buen grado de preservación que tiene, hacen que se pueda abarcar en su conjunto con la mirada desde el campo y se puedan entender de forma fácil sus formas más destacadas, depósitos de sedimentos y evolución.
En concreto, este paleoglaciar de la Serradilla está muy bien conservado (aunque le falte el hielo) y presenta varios niveles de morrenas y algunos circos como elementos más característicos (Figura 3).
Figura 3. Esquema geomorfológico del paleoglaciar de la Serradilla. En colores azules las distintas morrenas, cuanto más oscuro más altas topográficamente. Las líneas en azul oscuro indican el límite de los distintos circos (cresta) asociados a las morrenas. Las zonas verdes son antiguos lagos postglaciares tipo la laguna grande de Gredos, que ahora están llenos de sedimento y vegetación y por tanto no son lagos ya. Mapa: Javier Elez.
Recuerda que las morrenas son esos acúmulos de sedimentos que el hielo del glaciar arrastra, en su zona central o en los laterales, en su movimiento cuesta abajo (Figura 4).
Literalmente, el hielo se desborda del circo (que es la zona en donde se acumula la nieve y se compacta para formar hielo) y se cae en función de la pendiente existente.
Figura 4. Fotografía de primer plano de las morrenas del glaciar de las Serradillas, se observa su estructura caótica compuesta por bloques de todos los tamaños. Fotografía: Gabriel Castilla.
¿Cuándo estuvo activo el glaciar?
Si pensamos en el pasado, este paleoglaciar estuvo activo, incluyendo su lengua de hielo, probablemente al mismo tiempo que los grandes conjuntos de Gredos tan conocidos por las personas aficionadas a las montañas.
No hay dataciones geológicas concretas de la actividad de este paleoglaciar, pero si lo comparamos con los datos de edad que sí existen en otras zonas cercanas, podríamos interpretar que estuvo activo durante el Último Máximo Glaciar (hace unos 20.000 o 30.000 años) y que probablemente el hielo desaparecería definitivamente hace solo unos 13.000 años.
Todo esto es muy tentativo, ya que comparamos con datos de otros paleoglaciares más estudiados en el Sistema Central (Carrasco et al. 2020; Oliva et al., 2019), pero es una interpretación razonable, sujeta a cambiar cuando tengamos datos más precisos.
Figura 5. Vistas 3D desde el NE del paleoglaciar de la Serradilla. A) modelo sombreado con elementos geomorfológicos. B) modelo sombreado únicamente en donde se aprecia el relieve. C) foto de satélite. Mapa: Javier Elez.
El final de la glaciación
Las morrenas están pintadas en colores azules en los mapas de las Figuras 3 y 5, los escarpes de los distintos circos (la zona más alta erosionada por el hielo en el circo) en azul oscuro.
El hielo ocupaba desde los escarpes hasta las morrenas. En muchos glaciares de nuestro planeta, las morrenas más bajas topográficamente son más antiguas y corresponden a los episodios de máxima extensión de los hielos, mientras que las más altas topográficamente son más recientes.
Al incrementarse poco a poco la temperatura al final de la glaciación, el hielo se refugia en zonas cada vez más altas, moviendo los sedimentos y generando las morrenas en esas zonas, hasta que finalmente la temperatura sube lo suficiente como para que desaparezcan definitivamente los hielos.
En el paleoglaciar de la Serradilla vemos al menos 4 o 5 conjuntos de morrenas escalonadas en la vertical (Figura 5), marcando claramente esa retirada de los hielos que acompaña a un ciclo de calentamiento del planeta, en el cual, como sabes, estamos inmersos a día de hoy. Es una evidencia más de los cambios de clima del planeta en el que vivimos, siempre extremadamente dinámico.
Las zonas pintadas en verde son lagos de origen glaciar. Al desaparecer el hielo por el progresivo calentamiento del planeta, éste se transformó en agua, que fue retenida por las morrenas y dio origen a esos lagos. Estos, como el de la Laguna Grande de Gredos o la Laguna de la Nava o tantas otras, son muy efímeros en tiempo geológico y se rellenan rápidamente de sedimentos, dejando esas praderas planas con mucha vegetación que se ven en el interior del paleoglaciar de la Serradilla.
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Por Gabriel Castilla Cañamero, Javier Pérez Tarruella y Javier Élez
De innumerables artimañas se sirve la naturaleza para convencer al hombre de su finitud: el fluir incesante de la marea, la furia de la tormenta, la sacudida del terremoto […]. Pero entre todas ellas la más temible, la más estremecedora, es la pasividad del silencio blanco.
El silencio blanco. Jack London, 1899.
Una definición y algunas preguntas
Los glaciares se forman en aquellos lugares fríos donde la nieve se acumula hasta transformarse en hielo. Conforme crece la capa de nieve, la presión de las capas profundas aumenta, haciendo que disminuya el volumen por compactación y, en consecuencia, que aumente la densidad hasta que se forma hielo glaciar (Figura 1).
Figura 1. Formación del hielo glaciar por enterramiento y compactación (izquierda). El movimiento de un glaciar es consecuencia del comportamiento del hielo compacto y denso bajo la acción de la fuerza de la gravedad (derecha). A partir de una situación de equilibrio entre la zona de acumulación y la zona de ablación los glaciares pueden retroceder, reduciéndose su zona de acumulación; o en caso contrario, avanzar. Figura: Gabriel Castilla, adaptado de Rubial (2005) y Anguita y Moreno (1993).
La diferencia entre un glaciar vivo y una masa de hielo muerto es el movimiento, y el motor que lo impulsa es el gradiente de presión que se forma entre la zona de acumulación donde se forma hielo glaciar y la zona de ablación, que es donde el hielo se pierde tanto por fusión como por la erosión que ejerce el viento (Figura 2).
Figura 2. El glaciar Río Túnel Superior (en la difusa frontera entre la Patagonia de Argentina y Chile). Al fondo se aprecia la zona de acumulación en forma de circo (depresión semicircular rodeada de montañas), y en primer plano el frente de la lengua glaciar. La laguna se ha formado por la fusión del hielo en la zona de ablación. Fotografía de Iván Pérez López.
Pero, ¿cómo llega a formarse un glaciar en un lugar concreto? ¿Qué variables lo condicionan?
Puesto que cada caso de estudio es único, no es posible ofrecer una respuesta general a estas preguntas; sin embargo, existen al menos diez variables que nos permiten aproximarnos a los entresijos de un proceso geológico de singular complejidad y belleza.
La latitud determina el ángulo con el que la radiación solar alcanza la superficie terrestre. Como podemos ver en la Figura 3, esta incide perpendicularmente en la región ecuatorial mientras que en los polos llega con mucha inclinación, lo que implica que se pierda una parte de la energía al atravesar la atmósfera.
Figura 3. La cantidad de radiación solar que incide sobre la superficie terrestre depende de la inclinación con la que atraviesa la atmósfera, es decir, varía con la latitud. La temperatura media anual en la zona ecuatorial es de 25 ºC, mientras que en los polos es de -40 ºC. Figura: Gabriel Castilla.
Es por ello que la cantidad de radiación que reciben las regiones polares es mucho menor que en el ecuador, y este es el principal motivo por el que existen glaciares al nivel del mar en la Antártida, Islandia y Groenlandia (Figura 4).
Las regiones ecuatoriales solo han albergado glaciares al nivel del mar durante los llamados episodios Snowball Earth (literalmente Tierra bola de nieve), intensas glaciaciones del período Criogénico, hace entre 720 y 635 millones de años.
2. Altitud
¿Significa esto que no puede haber glaciares en el ecuador? Sí los hay, pero situados a gran altitud.
Dado que la atmósfera se calienta desde la superficie terrestre, la temperatura desciende con la altura, y en las zonas templadas del planeta esta diferencia térmica es de aproximadamente un grado centígrado por cada 152 metros de ascenso vertical.
Esto quiere decir que en una región donde la temperatura al nivel del mar sea de 25 ºC, a los 4.500 m de altitud podrá alcanzar los -5 ºC (o sea, 30 grados menos), y explica por qué podemos encontrar glaciares a 4.500 m de altitud en la zona ecuatorial de la cordillera de los Andes y en las montañas Rwenzori, en el corazón de África Oriental (Figura 4).
En el caso de la Península Ibérica, situada a una latitud media de 40º norte, el momento álgido del Último Periodo Glaciar tuvo lugar hace entre 24.000 y 21.000 años, y los glaciares se formaron en el Sistema Central a una altitud comprendida entre los 1.500 m y los 2.500 m sobre el nivel del mar actual.
La cantidad de radiación solar que alcanza un punto de la superficie terrestre en un año depende de variables como la nubosidad y el relieve (en el hemisferio norte es la cara sur de las montañas la que recibe más radiación y por tanto es la más cálida).
En las zonas ecuatoriales, el Sol alcanza su altura máxima sobre el horizonte durante 30 días; sin embargo, en las zonas tropicales alcanza esta misma posición en el cielo durante 86 días (¡casi el triple de tiempo!) y es por ello que los trópicos son más cálidos y albergan grandes desiertos. La cantidad de radiación que recibe el área mediterránea es mucho mayor que la que alcanza Escandinavia, donde los inviernos son más rigurosos.
Durante el momento álgido del Último Periodo Glaciar, las zonas de menor insolación alojaron masas de hielo que alcanzaron los 3.000 m de espesor. Sin embargo, en la Península Ibérica el espesor máximo del hielo fue de unos 200 m en la Sierra de Béjar (Sistema Central).
Figura 5. Mapa de insolación de Europa (izquierda) comparado con la distribución de precipitaciones y masas de hielo durante el Último Máximo Glaciar (derecha). Se aprecia una relación entre baja insolación y mayor acumulación de hielo en la zona de Escandinavia. Estas masas de hielo, de hasta 3000 m de espesor, condicionaron el régimen de vientos y la humedad en Centroeuropa (vientos intensos, fríos y secos que depositaron un manto de loess –limo arcilloso- en el continente). Fuente de la imagen: Comisión Europea/Joint Reseach Center y Rea et al. (2020).
4. Albedo
Este término hace referencia a la cantidad de radiación solar que puede reflejar una superficie. El hielo y la nieve fresca son como un espejo y pueden reflejar hasta el 90% de la radiación que reciben, es decir, apenas se calientan por el Sol. Sin embargo, esta situación cambia cuando se deposita sobre ellos ceniza volcánica o sedimento, partículas oscuras de menor reflectividad que sí absorben la radiación solar.
De este hecho se desprende una idea importante: los glaciares se derriten desde dentro, bien por aumento de la temperatura ambiental, o bien porque absorben calor por cambios en el albedo (Figura 6).
Esta es la razón por la que países como Italia, Francia y China intentan conservar algunos glaciares emblemáticos cubriéndolos con material geotextil blanco de alta reflectividad que actúa como aislante térmico.
Figura 6. Vista panorámica del glaciar Svínafellsjökull (Islandia). Se aprecia una notable diferencia de albedo entre el hielo joven (al fondo) y el que contiene ceniza volcánica (primer plano). El hielo sucio de menor albedo se funde antes, creando una laguna de aspecto turbio debido a las finas partículas de ceniza que quedan en suspensión. Fotografía de Gabriel Castilla.
5. Orientación
Diversos estudios señalan que en el hemisferio norte los glaciares tienden a situarse en lugares de sombra (cara norte de los macizos montañosos), protegidos del viento dominante (a sotavento) y con mucha frecuencia orientados hacia el este (Figura 7).
En el hemisferio sur la orientación predominante es sureste, coincidiendo con la cara del relieve que recibe una menor insolación.
Figura 7. Durante el Último Máximo Glaciar, el glaciarismo de La Serrota (Ávila) se desarrolló en torno a los 2.200 m de altitud. La fotografía corresponde al llamado glaciar de la Serradilla, muy cerca de la localidad de Cepeda la Mora. En las imágenes de satélite captadas en marzo de 2024 se aprecia cómo las primeras nevadas dejadas por la borrasca Nelson (con vientos procedentes del oeste-suroeste) depositaron una mayor cantidad de nieve en los valles orientados hacia el noreste y el sureste, es decir, a sotavento. Fotografía de Javier Pérez Tarruella y Copernicus/Sentinel/UE, respectivamente.
6. Continentalidad
Es la lejanía de un territorio respecto de una masa de agua (mar un océano) que aporte humedad (recordemos que sin humedad no hay nieve) y suavice las temperaturas extremas. En el contexto de la Península Ibérica hace referencia a la influencia de frentes fríos y secos procedentes de Centro Europa y Siberia, en relación a los frentes cálidos y húmedos procedentes del Océano Atlántico.
El estudio de los campos de dunas fósiles que se formaron en Tierra de Pinares (comarca que abarca parte de las provincias de Ávila, Valladolid y Segovia), nos permiten conocer la dirección y sentido de los vientos dominantes durante los momentos de extrema aridez del Último Máximo Glaciar.
Diversos modelos señalan que vientos procedentes del suroeste y el oeste azotaron la meseta castellana, favoreciendo tanto el transporte de sedimento que formó las dunas como la erosión eólica (deflación) responsable de la ablación de los glaciares.
Figura 8. Modelo atmosférico para el último máximo glaciar. Las flechas señalan la dirección y el sentido del viento; el código de colores marca la velocidad. El modelo es compatible con los datos de la orientación de los campos de dunas en la península para esa época. Adaptado de Dietrich, 2011.
7. Efecto abrigo
Puesto que durante la última glaciación los vientos dominantes que barrían la península provenían principalmente del oeste y suroeste, es muy probable que los ventisqueros (trampas –abrigos- donde el viento forma torbellinos que atraen la nieve) estuvieran orientados en sentido opuesto, es decir, hacia el este y el noreste.
Como su propio nombre indica, durante las ventiscas la nieve se arremolina y acumula en estos puntos formando neveros (pequeñas masas de hielo que perduran todo el año), que en períodos fríos pueden actuar como áreas de acumulación de nieve.
Figura 9. Nevero en la cara sureste de un relieve montañoso en los Pirineos Orientales (Francia). La imagen fue tomada en agosto de 2017. Si un nevero persiste durante varios años reciben el nombre de nicho de nivación. Fotografía de Gabriel Castilla.
8. Morfología previa
Es importante reconstruir cómo era el relieve montañoso antes de la glaciación y, por tanto, antes de que los glaciares dejaran su huella en el paisaje.
Las cimas de las cordilleras que tienen poca pendiente son más propensas a acumular nieve (y por tanto a la formación hielo glaciar) que las cimas con mucha pendiente o que cuentan con un relieve muy acusado.
En estos casos la nieve tiende a caer en forma de aludes y por tanto no se acumula en las cimas, sino en la profundidad de los valles. Un buen ejemplo lo encontramos en la Sierra de Gredos, que por ser un sistema montañoso antiguo ha sido fuertemente erosionado y su línea de cumbres tiende a la horizontalidad, lo que favorecer la acumulación de nieve en la cuerda de cumbres.
Figura 10. Vista parcial de la cara norte de la Sierra de Gredos (sector oriental), formada durante la Orogenia Alpina, hace unos 40 millones de años. El paisaje que observamos en la actualidad (una línea de cumbres que tiende a la horizontalidad), es el resultado de la acción erosiva del Cuaternario (últimos 2,5 millones de años), periodo en el que se han sucedido hasta 51 episodios climáticos de frío-calor, aunque no todos ellos han dejado evidencias glaciares. Fotografía de Gabriel Castilla.
9. Redes de fractura y escarpes tectónicos
Las rocas se pueden romper por diferentes causas. Las fracturas de pequeña entidad se pueden disponerse al azar o seguir patrones de distribución en función de su origen: desde la existencia de heterogeneidades en la roca (por diferencias de composición, por ejemplo), pasando por desgaste debido a ciclos de calor-frío extremo, la descompresión o tensiones propias de la tectónica de placas. Las diaclasas (fracturas sin desplazamiento) favorecen la infiltración del agua en la roca y con ello la aceleración de los procesos de meteorización química (por alteración y disolución de minerales) y la erosión (Figura 11).
Figura 11. Red de fracturas de una de las cumbres de la Sierra de Gredos. La nieve se acumula principalmente en las zonas más erosionadas, siguiendo una red de fracturas que estás dispuestas verticalmente (líneas azules) y en diagonal (líneas rojas). Conforme la erosión vaya haciendo su trabajo, estas zonas de acumulación irán creciendo. Fotografía de Gabriel Castilla.
Los escarpes tectónicos son fracturas de mayor tamaño que implican un desplazamiento, normalmente formando un relieve con forma de escalón. Estas fallas también favorecen la meteorización, pero sobre todo los movimientos en masa (deslizamientos, vejigas, torrentes, etc.), formando cabeceras de vaciado donde pueden instalarse cuencas glaciares (Figura 12).
Figura 12. Cabecera de vaciado en uno de los picos de la Sierra de Gredos (detalle ampliado de la Figura 10). La montaña ha sido fuertemente erosionada y vaciada por una red de valles torrenciales rectos y paralelos entre sí, posiblemente escarpes de falla. Es en estos valles alargados, situados a gran altura, con pendiente moderada y a resguardo del viento, donde tienden a instalarse las cuencas glaciares durante los episodios de glaciación. Fotografía de Gabriel Castilla.
10. Polvo atmosférico
Durante las glaciaciones una gran cantidad del agua dulce de los continentes queda atrapada en forma de hielo. El resultado es un aumento generalizado de la aridez (falta de humedad ambiental) con una consecuente pérdida de masa vegetal que conlleva la degradación del suelo. Desprovisto de raíces, el suelo es erosionado por el viento con más intensidad, movilizando una gran cantidad de sedimento en forma de arena y grava (que puede formar dunas) y de polvo, que el viento arrastra hasta las capas altas de la atmósfera. Este polvo modificará el albedo de la superficie en la que se deposite, calentándola.
Un análogo podría ser la irrupción en Europa de nubes de polvo sahariano que aceleran el deshielo de las cumbres de Sierra Nevada (Figura 13). ¿Hasta qué punto el polvo puede condicionar la formación y el desarrollo de un glaciar? Algunos estudios señalan que el polvo del desierto del Gobi (entre el norte de China y el sur de Mongolia) podría ser la causa por la que no se formaron grandes masas de hielo en el norte de Asia durante la última glaciación.
Este año el #deshielo en los Lavaderos de la Reina ofrece unas imágenes muy particulares y asombrosas debido a los diferentes episodios de polvo sahariano. pic.twitter.com/A2OUKrpGHt
— Amig@s Sierra Nevada (@SNevada_Parque) May 24, 2022
Figura 13. En marzo de 2022 la borrasca Celia provocó un episodio de polvo sahariano que afectó a gran parte de la Península Ibérica. En la imagen podemos ver los efectos que posteriormente tuvo en el deshielo de Sierra Nevada. Además de cambios en el albedo de la nieve, el oscurecimiento del cielo provocó una disminución de la insolación, con una pérdida del 80% de la capacidad de producción fotovoltaica de España. ¿Cómo pudo afectar el polvo del Sáhara al desarrollo de los glaciares en la Península Ibérica? Publicación de Amig@s Sierra Nevada.
Recapitulación
Los 10 factores que acabamos de ver nos hablan fundamentalmente de cómo nos alcanza la radiación solar, de cómo la atmósfera y el relieve redistribuyen esa radiación en forma de calor mediante el viento y otros fenómenos meteorológicos, y de cómo la geología condiciona la existencia de lugares favorables para la acumulación del hielo glaciar.
En este contexto podemos afirmar que el glaciarismo es un proceso geológico complejo y para entender el origen, la dinámica y la evolución temporal de los glaciares necesitamos manejar conceptos relacionados con muchas disciplinas, desde la física de la atmósfera y la Geografía, pasando por la Astronomía y la Geología.
El estudio de los glaciares es, sin duda, un estimulante reto multidisciplinar para cualquier espíritu curioso y amante de la Naturaleza.
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Llamamos glaciaciones a los momentos de la historia de la Tierra en los que ha habido hielo permanente en forma de glaciares. O al menos a aquellos en los que tengamos evidencias de ello. Es decir: ¡Estamos en una glaciación! De hecho, a nuestra especie le ha tocado vivir en el periodo más frío y con más hielo de los últimos 300 millones de años.
Desde hace al menos 33 millones de años tenemos hielo permanente en la Antártida (Stickley et al., 2004), mientras que desde los últimos 3,3 millones de años tenemos hielo permanente en Groenlandia (Westerhold et al., 2020). Por tanto, estamos en una glaciación que afecta a ambos hemisferios (Figura 1).
En esta escala de millones de años, el principal condicionante de los casquetes glaciares es la distribución de los continentes y océanos. La apertura del Paso de Drake aislando la Antártida, o el cierre del itsmo de Panamá parecen momentos clave para la actual glaciación.
Figura 1.Abajo: Variaciones en la curva isotópica (clima) global durante los últimos 65 millones de años (datos de Westerhold et al., 2020). Marcamos las principales fases de la glaciación actual desde una Tierra sin hielo hace 50 millones de años. Arriba: Zoom en los últimos 400 000 años, reflejando los últimos periodos glaciares e interglaciares del Cuaternario (datos de Lisiecki y Raymo, 2005). La transición de un periodo glaciar a un interglaciar suele ser abrupta y condicionada por un cambio en la insolación de verano en el Hemisferio Norte.
Las curvas del clima global de la Figura 1 representan isótopos de oxígeno en foraminíferos bentónicos, cuyos valores dependen de la cantidad de hielo en planeta y de la temperatura de los océanos. Si quieres saber cómo se obtienen estos registros del clima a lo largo de la historia de la Tierra te recomendamos la entrada «Así conocemos el clima del pasado«.
El hielo glaciar, así como el hielo marino son muy sensibles a pequeñas variaciones del clima, ya que tan sólo 1 ºC puede suponer la diferencia entre el estado sólido y el líquido. Esta sensibilidad del hielo hace que sutiles alteraciones como las asociadas a pequeños cambios en la órbita de la Tierra, deriven en cambios climático extremos. Es por esto que en los últimos millones de años, en el período Cuaternario, con glaciación en ambos hemisferios, tenemos cambios constantes y muchas veces abruptos en las cantidades de hielo en el planeta (Figura 1).
Esas grandes variaciones, que se dan cada decenas o centenas de miles de años, las dividimos en periodos glaciares e interglaciares. Las «glaciaciones» que esculpieron los valles glaciares de Gredos o la Serrota en Ávila son en realidad esos últimos periodos glaciares del Cuaternario (Figura 1). En esta escala de decenas-cientos de miles de años, los principales desencadenantes de los cambios climáticos son los ciclos astronómicos de Milankovitch (Excentricidad de la órbita: 100 000 años; oblicuidad del eje de rotación: 41 000 años; Precesión eje + órbita: 23 000 años).
Además de los ciclos astronómicos principales, las resonancias gravitatorias entre diferentes cuerpos del sistema solar crean ciclos mayores, de hasta millones de años. Es decir, incluso Marte influye en las glaciaciones de nuestro planeta. (Dutkiewicz et al., 2024).
Además de las curvas de isótopos de oxígeno, que nos ayudan a conocer las variaciones de temperatura y hielo en el planeta, tenemos otras pistas para deducir la presencia de grandes glaciares en épocas muy remotas de la historia de la Tierra. Una de ellas son los «dropstones«: Rocas enormes incluidas en depósitos sedimentarios que se originaron en el fondo del océano. ¿Cómo pudieron llegar hasta allí estas rocas, tan lejos de los continentes? Te dejamos un vídeo con el ejemplo de la localidad de Checa, en Teruel.
Dutkiewicz, A., Boulila, S. & Dietmar Müller, R. Deep-sea hiatus record reveals orbital pacing by 2.4 Myr eccentricity grand cycles. Nat Commun15, 1998 (2024). https://doi.org/10.1038/s41467-024-46171-5
Lisiecki, L. E., & Raymo, M. E. (2005). A Pliocene‐Pleistocene stack of 57 globally distributed benthic δ18O records. Paleoceanography, 20(1).
Stickley, C. E., Brinkhuis, H., Schellenberg, S. A., Sluijs, A., Röhl, U., Fuller, M., … & Williams, G. L. (2004). Timing and nature of the deepening of the Tasmanian Gateway. Paleoceanography, 19(4).
Westerhold, T., Marwan, N., Drury, A. J., Liebrand, D., Agnini, C., Anagnostou, E., … & Zachos, J. C. (2020). An astronomically dated record of Earth’s climate and its predictability over the last 66 million years. Science, 369(6509), 1383-1387.
Imagen de portada: Cabra montesa frente a un circo glaciar de la sierra de Gredos. Javier P. Tarruella.
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 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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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.
Figura2. 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 8 ºC inferior a la actual (Osman et al., 2021). Según la media de las estimaciones, lamagnitud del balance deradiación 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
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