El pasado es una de las claves del futuro

Desde la perspectiva de la paleoclimatología -estudio del clima de períodos geológicos e históricos anteriores a la invención de los aparatos de medición meteorológicos- el autor describe los principales aspectos de la evolución del clima que ha tenido lugar durante los últimos 500.000 años. Nos muestra cómo ha ido cambiando el clima sin la intervención humana y aporta también un enfoque histórico a los cambios recientes que sí están relacionados con la actividad humana.

¿Quién no se ha hecho, ha leído u oído a alguien plantear preguntas como éstas?:«¿ Son normales estos cambios de tiempo: los fuertes vientos de levante, granizadas, sequías…? ¿Realmente está cambiando el clima de tal modo que ya no volveremos a ver el tiempo de nuestra infancia: aquellas nevadas copiosas o los veranos balsámicos…? A partir de ahora, agarrémonos fuerte; no se sabe lo que puede pasar. Y si es así, ¿por qué cambia el clima y quién tiene la culpa? ¿Es el incremento de los gases de efecto invernadero? Y los americanos con la gasolina tan barata y unos coches tan grandes… ¡eso sí que es derrochar! O el vecino que va cada día a trabajar en coche y contamina más que yo… ¡qué cara! ¿Quién pondrá solución a todo eso? Los políticos nunca hacen nada, y los científicos no hacen más que pedir dinero para no entender nada… y Kioto… ¡menudo show! Los que van a este tipo de cosas sólo dan vueltas por el mundo haciendo reuniones y, en el fondo, ¡nadie hace nada! Eso del clima es muy complicado.» Parece que todo el mundo está de acuerdo con esta última afirmación.

Todas estas preguntas tienen difícil respuesta. La razón es que sabemos muy poco acerca de por qué cambia el clima. Aunque lo que ocurre fundamentalmente es que no entendemos por qué tenemos el clima que tenemos hoy en día en cualquier parte del mundo. Para ser precisos, me refiero a saber por qué, por ejemplo, las temperaturas medias de Barcelona, o del planeta, no son 2,5 o 10 grados más altas o más bajas, tal y como ha sucedido en diversos períodos del pasado reciente de la Tierra. O por qué Groenlandia y la Antártida están casi completamente cubiertas de hielo de una forma, al parecer, permanente, cuando no siempre ha sido así. O por qué el Sáhara es actualmente un desierto y no lo era hace más de 6.000 años. O por qué cada pocos años tiene lugar el fenómeno de «El Niño», en el cual las temperaturas del mar cerca de Perú aumentan y tienen consecuencias que repercuten en todo el mundo. O por qué respiramos un aire con una cantidad determinada de gases de efecto invernadero y no la mitad o el doble de concentración como ocurría hace miles o millones de años. Es decir, desde que la Tierra se formó, descubrit qué es lo que ha llevado el planeta a ser como es ahora y, particularmente, a tener el clima actual. Y si el clima ha cambiado sin haber habido humanos por medio, ¿por qué no puede continuar haciéndolo? De hecho, seguro que cambiará el clima, pero lo que no se entiende del todo es por qué y cuándo cambiará exactamente.

Obtener respuestas a estas y otras preguntas parecidas es necesario, pero no sólo para satisfacer la curiosidad de los académicos. Hay que responderlas para dirigir las preguntas que se planteaban al principio del artículo, y para poder sopesar la influencia de nuestras actividades sobre el clima. Si no sabemos de dónde venimos, ¿podemos saber dónde estamos o adónde vamos? Muchos científicos creen que no, y por eso se invierten dinero y esfuerzos para estudiar el paleoclima (definido en el Gran Diccionario de Lengua Catalana como «el clima de períodos geológicos e históricos anteriores a la invención de los aparatos destinados a las medidas meteorológicas») y adivinar cómo ha cambiado y por qué lo ha hecho de forma natural. En este artículo se exponen brevemente algunos aspectos de la evolución del clima durante casi los últimos 500.000 años y un poco más allá, sobre todo en lo que se refiere a cambios de temperatura y a uno de los gases principales del efecto invernadero, el dióxido de carbono. Mi intención es mostrar cómo cambia el clima sin que intervengan los humanos y ofrecer una perspectiva histórica sobre los cambios que han ocurrido recientemente y que, por tanto, están potencialmente relacionados con las actividades humanas.

En palabras de Winston Churchill:
The further backward you can look, the further forward you are likely to see. «Cuanto más atrás puedas mirar, más adelante es probable que veas».

Cómo se estudia el paleoclima

En primer lugar debemos preguntarnos qué es el clima. Sencillamente, es el promedio del tiempo meteorológico en un lugar determinado del planeta. O, dicho de otro modo, el tiempo que esperamos que haga durante un mes, año, década, siglo, etc. Por ejemplo, las variaciones de temperatura, presión atmosférica, humedad, viento, precipitaciones y otras variables meteorológicas durante los últimos 50 años en Cataluña vendrían a definir el clima del país. Los cambios en los valores de estas variables ayer o la semana pasada no representan cambios en el clima sino la variabilidad atmosférica o del tiempo meteorológico. Asimismo, hay que distinguir entre lo que es una variable que caracteriza el clima, como la temperatura, y un factor de cambio del clima (forcing en inglés), como la composición de la atmósfera en cuanto a gases de efecto invernadero. Los cambios en la temperatura nos darán indicios de que el clima puede estar cambiando, mientras que los cambios del dióxido de carbono no necesariamente indican que el clima tenga que cambiar. En primer lugar, debemos establecer relaciones de causa-efecto. Una forma de hacerlo es mirar la relación a través del tiempo de variables que caractericen el clima directamente (p. ej. la temperatura) o indirectamente (p. ej. la presencia de hielo en el continente depende en parte de la temperatura, pero también de variables como la precipitación), con factores de cambio como la composición de la atmósfera. Como hasta hace pocos años no se han empezado a tomar este tipo de medidas, las series temporales disponibles son demasiado cortas para mostrar la variabilidad real del clima, especialmente a escala planetaria. Estudiando cómo era el clima años atrás, hace miles o decenas de millones de años, podemos extender estas series temporal y espacialmente, y también podemos intentar buscar épocas análogas a la actual y ver cómo las variables del sistema climático van evolucionando mientras diversos factores de cambio varían. Por ejemplo, hace 400.000 años, durante lo que se conoce como estadio isotópico (11), se cree que las condiciones del sistema climático eran bastante parecidas a las del período actual. Alternativamente, se puede intentar identificar un período del pasado en el que los valores de dióxido de carbono fueran tanto o más elevados que los actuales para ver cuáles son los valores de las variables climáticas en un mundo con un fuerte efecto invernadero (los llamados greenhouse worlds en inglés). Se cree que estas condiciones se han dado varias veces durante el Fanerozoico (los últimos 550 millones de años), la última de las cuales tuvo lugar probablemente durante la transición entre los períodos geológicos del Paleoceno y el Eoceno, hace unos 57 millones de años…

Ahora bien, eso es más bien un dicho que un hecho, ya que es muy difícil reconstruir los climas del pasado y, especialmente, de forma cuantitativa. Está bien saber que en el último período glaciar hacía más frío que ahora (su máximo tuvo lugar hace entre 18.000 y 24.000 años), pero es más útil averiguar en qué medida era mayor el frío en las diferentes zonas del planeta, ya que no todas ellas responden del mismo modo a los factores de cambio. Por ejemplo, una erupción volcánica en la zona ecuatorial puede contribuir al enfriamiento de los dos hemisferios de la Tierra por el efecto de los aerosoles que se forman y se dispersan por todas partes y reflejan la luz del Sol. Sin embargo, si la erupción tiene lugar en Islandia, en gran medida sólo afectará al hemisferio norte, puesto que, debido a la circulación atmosférica, los aerosoles volcánicos no llegarán al hemisferio sur. La reconstrucción paleoclimática cuantitativa es, de hecho, un campo de investigación muy reciente, que desde los años setenta se ha ido desarrollando rápidamente. Como los aparatos de medición de temperatura, humedad, etc., hace relativamente muy poco tiempo que se han inventado y utilizado, ha sido necesario dar con métodos indirectos (datos proxy) para estimar estas variables en tiempos pasados. Lo que hay que hacer en primer lugar es encontrar un registro temporal del que se pueda extraer algún tipo de información climática, como los sedimentos marinos o lacustres, que se han depositado de una forma constante durante miles o millones de años, aunque también se estudian los anillos de crecimiento de los árboles, corales o hielos de los glaciares y de los casquetes polares, entre otros materiales o depósitos, unos más exóticos que otros. Para mí, la palma de la imaginación se la lleva un estudio de medición de isótopos del cloro en restos de orina fósil encontrados en madrigueras de ratas del desierto de Nevada, Estados Unidos, para reconstruir los cambios que se dieron en los rayos cósmicos, lo cual sirve para datar archivos sedimentarios (Plummer et al., 1997).

Cabe decir que cuanto más queremos retroceder en el tiempo, más difícil resulta el estudio, ya que es más complicado encontrar registros continuos válidos a partir de los cuales podamos interpretar sus propiedades de una forma más precisa, por ejemplo debido al dinamismo de la Tierra, que destruye los registros paleoclimáticos eventualmente mientras se crean otros nuevos. De esta forma, aunque haga decenas de millones de años que la Antártida está cubierta de hielo, la edad máxima de dicho hielo no sobrepasa el medio millón de años debido al dinamismo glaciar, que hace que el casquete polar esté en constante movimiento y que acabe vertiéndose al océano. Los sedimentos marinos también son eventualmente «destruidos» o transformados en las zonas de subducción en los márgenes continentales. Muchos lagos de grandes dimensiones son también de formación «reciente», como por ejemplo el lago Baikal de Siberia, la edad de cuyos sedimentos es probable que no sobrepase los 25.000.000 de años. Además, cuanto más antiguas son las muestras que se estudian, más difícil resulta datarlas con precisión. El método más extendido y más preciso, la datación por carbono 14, sólo es aplicable para datar muestras que contengan carbono, evidentemente, aunque su antigüedad no puede superar los 55.000-60.000 años. Para datar materiales más antiguos existen diversas técnicas, pero o no miden edades absolutas o su error hace que no se puedan resolver cambios climáticos de menos de unos cuantos miles de años. En comparación, el error del método del carbono 14 se sitúa alrededor de unas decenas de años.

Los métodos de paleorreconstrucción también tienen limitaciones intrínsecas. Por ejemplo, un modo de reconstruir las temperaturas del aire consiste en asociar la distribución actual de plantas y su polen a los regímenes climáticos y los márgenes de temperatura dominantes de la Tierra. Si se analiza el polen en una muestra antigua, entonces se intenta relacionar su composición con una distribución parecida que exista actualmente en alguna zona del planeta y, a partir de ello, se deducen los valores de temperatura más probables en que vivieron las plantas que produjeron ese polen fósil. No obstante, si se retrocede mucho más en el tiempo, se llega a un punto en que no existía ninguna de las plantas que se encuentran hoy en el planeta. A menudo, los proxy climáticos responden a más de una variable ambiental. Una de las más utilizadas es la medida de la relación existente entre la cantidad de isótopos de oxígeno (expresada como d18O) en los esqueletos de carbonato de organismos marinos. Esta medida supone principalmente dos señales climáticas combinadas. Una es una señal local, que es la temperatura del mar en la que vivían los organismos analizados. La otra es una señal global, que es el volumen de hielo continental y, por tanto, el nivel del mar. Así que en la interpretación de los datos se deben resolver ambos efectos de alguna forma. Este hecho pone en relieve que las reconstrucciones son aproximadas, con unos márgenes de error a veces desconocidos. Por ejemplo, resulta difícil entender cómo pueden afectar las relaciones ecológicas a la distribución del polen en un lugar, o cómo se ha trasladado dicho polen desde la planta que lo ha producido hasta el lugar donde se ha depositado, como podría ser el fondo del océano. Por eso, es muy importante que en los estudios paleoclimáticos se emplee más de un método de paleorreconstrucción para confirmar los resultados de una y otra técnica. Por último, debemos darnos cuenta de que, en su mayoría, las variables climáticas que se reconstruyen son sólo de alcance local. Los cambios en la temperatura de Harare, Tarragona o Nueva York serán normalmente bastante diferentes debido a la localización de estas ciudades en el planeta. Esto sinifica que debemos estudiar muchos registros de todo el mundo para forjarnos una imagen precisa de los cambios mundiales del clima. Por otro lado, los cambios en el dióxido de carbono o en el nivel del mar sí que tienen lugar simultáneamente, a efectos prácticos, a escala mundial, ya que los gases de la atmósfera se mezclan relativamente rápido y los mares y océanos, obviamente, están en su mayor parte interconectados.

La estabilidad de los últimos 1.000 años y el calentamiento del siglo XX

En los últimos años ha habido un gran avance en nuestra comprensión de la evolución «global» de los cambios de temperatura del aire durante los últimos 10 siglos. Uno de los estudios de referencia es el de Mann y otros (1999), que recogemos en el gráfico 1, obtenido gracias a la combinación de datos de temperaturas derivadas del estudio de los anillos de los árboles, testigos de hielo, corales y documentos históricos, además de termómetros de los últimos 140 años (véanse otros en http://www.ngdc.noaa.gov/paleo/recons.html). Parece bastante evidente que las temperaturas del siglo XX en el hemisferio norte han sido las más elevadas de los últimos 1.000 años, lo que hace que la década de los noventa sea la más cálida de todas, y que 1998 sea el año más cálido del milenio. Es más, la magnitud de calentamiento del siglo XX es única durante este período (0,6 ± 0,2°C), especialmente durante los períodos comprendidos entre 1919 y 1945 y entre 1976 y 2000, en los cuales las temperaturas se incrementaron a un ritmo jamás experimentado como mínimo desde el siglo XI al XIX. Los datos sobre el hemisferio sur anteriores a 1861 (desde que existen mediciones instrumentales) son muy escasos y, por tanto, no se sabe con certeza cómo evolucionaron las temperaturas desde el año 1000 en la mitad sur del mundo. El registro del gráfico 1 se ha vuelto emblemático y así lo menciona ampliamente el Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) en su último informe de 2001 (IPCC, 2001).

¿A qué se debe este calentamiento? No está del todo claro, pero parece probable que no se deba a un solo factor, tanto natural como antropogénico. Los cambios en el clima se pueden dar por la variabilidad interna del sistema climático y por factores externos. La influencia de los factores externos se puede comparar utilizando el concepto de radiative forcing (energía radiante de un factor de cambio). Éste será positivo si provoca un calentamiento de la superficie de la Tierra, o negativo si provoca un enfriamiento. Los cambios en el incremento de la concentración de los gases de efecto invernadero, de la energía del Sol, el vulcanismo y la concentración de aerosoles atmosféricos afectan a la energía radiante, ya sea positiva o negativamente. Por ejemplo, la concentración de gases de efecto invernadero (véase la de dióxido de carbono en el gráfico 2) en la atmósfera de los últimos 1.000 años se ha incrementado en los últimos 200 años de forma similar a la de la temperatura del hemisferio norte (gráfico 1). Este incremento refleja el uso progresivo de combustibles fósiles en nuestra sociedad. Los gases de efecto invernadero tienen un efecto positivo en el incremento de la energía radiante. Por lo tanto, en los últimos 200 años podría haber aumentado de forma progresiva la capacidad de la atmósfera para absorber la energía del Sol, que puede haber llevado al calentamiento gradual de la superficie del planeta.

Sin embargo, cabe decir que hay muchos otros factores de cambio que también han variado durante este mismo período. Por ejemplo, la concentración de aerosoles en la atmósfera se ha incrementado de forma análoga a la temperatura, debido al uso progresivo de combustibles fósiles y combustión de biomasa (p. ej. bosques o basuras) (IPCC, 2001). Su efecto sobre el clima consiste, sin embargo, en enfriar la superficie -a pesar de estar mucho más extendidos que los gases de efecto invernadero- y, por lo tanto, es difícil juzgar su peso relativo en el cambio climático. Como es ahora cuando empezamos a entender la influencia relativa de la energía radiante de los diversos factores, resulta difícil demostrar de forma concluyente que el calentamiento del siglo XX se debe sólo al incremento del dióxido de carbono y gases similares. Por ejemplo, con modelos matemáticos que simulen las variaciones de la Tierra, y comparando los resultados con cambios que se han medido, se pueden empezar a entrever las causas de los cambios principales. En el informe del IPCC de 2001 se hace especial mención de un estudio en el que se simuló matemáticamente la variabilidad de las temperaturas durante los últimos 140 años, teniendo en cuenta sólo factores de cambio naturales (variabilidad solar y vulcanismo), sólo factores antropogénicos (gases de efecto invernadero y una estimación de aerosoles), o ambos a la vez (Crowley, 2000). Mi conclusión, según como, no sorprende demasiado: la inclusión de factores antropogénicos en el modelo puede explicar gran parte de los cambios de temperatura de los últimos 140 años, pero la correlación entre los resultados del modelo y las temperaturas reales es todavía mejor si se tienen en cuenta tanto factores naturales como antropogénicos. Es más, se concluye que, aunque los factores de cambio considerados pueden explicar la mayor parte de los cambios, no se excluye la posibilidad de que otros también hayan contribuido al calentamiento del siglo XX. De modo que el debate continúa, sobre todo para aclarar el peso relativo de diferentes factores de cambio y los mecanismos por los cuales actúan sobre el sistema. Por ejemplo, ¿en qué proporción se incrementará exactamente la temperatura cuando se duplique el contenido atmosférico de dióxido de carbono?, o ¿cómo responderán los ecosistemas a los cambios en el clima y la composición de la atmósfera?

La inestabilidad de los últimos 400.000 años

Independientemente del cambio natural, el IPCC prevé que las temperaturas medias mundiales se incrementarán entre 1,4 y 5,8 ºC de 1990 a 2100. Si es así, el ritmo al que se prevé que las temperaturas aumenten no habrá tenido parangón durante los últimos 10.000 años. Ésta es una época geológica que denominamos Holoceno y en la cual los humanos estamos teniendo nuestra edad de oro. En términos climáticos, sin embargo, este período de tiempo es bastante inusual, ya que ha sido -y continúa siendo- muy estable y largo. Algunos han señalado que esta estabilidad climática es relativa y que se han producido cambios significativos, de modo que las distintas civilizaciones humanas han podido florecer o se han ido a pique, dependiendo de si las condiciones ambientales han sido -o no- propicias (deMenocal, 2001). La norma en el sistema climático es el cambio, es decir, la inestabilidad. Los cambios de las temperaturas locales o mundiales de 2 o más grados de temperatura, en escalas de tiempo lentas (por encima de los mil años) o muy rápidas (dentro de lo que es la vida media de una persona o de un par de generaciones) han sido muy frecuentes hasta el momento, y no hay nada que haga pensar que en el futuro las cosas van a ser diferentes. Mediante el estudio de los registros fósiles, en cualquier escala de tiempo, se pone de manifiesto que el clima de la Tierra no tiene nada de estable. Esta afirmación se habría debatido profundamente hace unas décadas.

Hasta la década de los noventa, se puede afirmar que el consenso general entre científicos fue que la Tierra oscila entre épocas relativamente frías (glaciaciones) y otras más cálidas (períodos interglaciares) de forma progresiva y constante, a un ritmo de entre decenas y centenas de miles de años sin ninguna perturbación notable a corto plazo. Estos cambios se suceden al mismo ritmo en el que varía la insolación (variaciones en la radiación de calor del Sol) en función de algunos parámetros astronómicos recogidos en la teoría de Milankovitch. Este matemático serbio demostró de forma convincente cómo la aparición de las épocas glaciares depende de la excentricidad de la órbita de la Tierra y de la inclinación y precesión de su eje de rotación. Estos cambios astronómicos son muy constantes y se han ido repitiendo desde hace millones de años en ciclos de 23.000, 41.000 y 100.000 años, principalmente. Si utilizamos esta teoría como base, se puede predecir, en principio, que el período interglaciar actual se acabará dentro de 50.000 años y que la próxima glaciación será dentro de 100.000 años, si no se tienen en cuenta los efectos antropogénicos (Loutre y Berger, 2000). Hasta hace poco, todo parecía bastante controlado, casi como un reloj. En la década de los 60 a los 70, la preocupación general era saber cuándo sería la siguiente glaciación, aunque poca gente pensaba en el calentamiento mundial (Kukla et al., 1972). De hecho, desde hace unos 6.000 años, las temperaturas del mar y la tierra han ido descendiendo, lo que ya es perceptible en el registro del gráfico 1. La tendencia se ha visto interrumpida, de momento, por el calentamiento del siglo XX. Podemos afirmar, de forma general, que hasta la década de los 90, la mayoría de los trabajos se centraban en el estudio de registros climáticos que no podían descifrar cambios climáticos de corta duración, de algunos centenares o decenas de años. Si se observaba alguna variabilidad en estas escalas, se atribuía al error analítico o ruido de algún tipo, o la comunidad científica en general no le daba importancia.

El estudio de los testigos de hielo en la Antártida y en Groenlandia, junto con el análisis detallado de sedimentos marinos y de lagos con tasas de acumulación de sedimentos elevadas, ha revolucionado nuestra forma de entender la evolución del clima. En primer lugar, por mostrar la estrecha relación que existe entre la abundancia de los gases de efecto invernadero y el clima en escalas de miles de años y, en segundo lugar, por revelar la frecuencia a la que se dan episodios de cambio climático abrupto en escalas inferiores a un siglo, tema que se discutirá en la siguiente sección. El hielo de los casquetes polares es, en efecto, la atmósfera congelada. En la Antártida hay restos de la atmósfera de casi el último medio millón de años. (gráfico 3; Petit et al., 1999). En Groenlandia, los testigos de hielo recuperados «sólo» abarcan los últimos 110.000 años. En parte, esto se debe a que nieva más, lo que hace que los registros de hielo de Groenlandia sean de más alta resolución y que incluso se pueda medir la variabilidad anual en la composición de la atmósfera. En el registro de la atmósfera de Vostok (en referencia a la estación rusa de donde se obtuvieron las muestras) en la Antártida, los valores más altos de gases de efecto invernadero (dióxido de carbono y metano) se encuentran durante los períodos interglaciares, y los más bajos, durante las glaciaciones (gráfico 3). La correlación entre los valores de metano y dióxido de carbono con las temperaturas sobre la Antártida (estimadas mediante la medida de las relaciones isotópicas del hidrógeno del hielo) sugiere un estrecho vínculo entre estos gases y el clima, y demuestran el dinamismo de los sumideros de carbono tanto oceánicos como continentales en respuesta a los cambios climáticos. Ahora bien, todavía no se entiende del todo cómo interaccionan los gases de efecto invernadero con el sistema climático. Las concentraciones de los gases aumentan miles de años antes de que los grandes casquetes polares de las épocas glaciares se deshielen total o parcialmente. Así, no está totalmente claro qué causa el paso de una época glaciar a una interglaciar y viceversa: si es el cambio en los gases de efecto invernadero, la insolación, o ambos. Sea cual sea el mecanismo iniciador, tampoco está claro qué es lo que hace que el metano y el dióxido de carbono fluctúen de una forma natural en escalas de miles de años. De todos modos, en el contexto actual del incremento de gases de efecto invernadero, queda de manifiesto, si se observa el gráfico 3, que las concentraciones actuales de dióxido de carbono son las más altas de los últimos 420.000 años y, por lo tanto, no poseen un precedente natural en todo este tiempo. La concentración de dióxido de carbono actual es de 365 ppm, mientras que las máximas de los últimos tres períodos interglaciares no han sobrepasado las 300 ppm, aunque normalmente los valores alcanzados en épocas análogas a la actual son de alrededor de 280 ppm, al igual que en las concentraciones preindustriales de este gas. Si continúa el ritmo actual de crecimiento del contenido de dióxido de carbono en la atmósfera, dentro de pocos años, el crecimiento de este gas, desde el siglo XIX, habrá sobrepasado con creces el incremento que se observa entre épocas glaciares (200 ppm) e interglaciares (280 ppm). En cuanto al metano, sus valores actuales (1.600 ppb) ya son más del doble de los valores normales de los períodos interglaciares (700 ppb), y su crecimiento desde la época preindustrial ha superado el doble (900 ppb) del crecimiento normal desde la máxima glaciar hasta la interglaciar (350 ppb). Así pues, aunque no se entiendan exactamente las consecuencias que de ello puedan derivar óo no se puedan demostraró, no es de extrañar que haya tanta gente preocupada en todo el mundo por los niveles crecientes de gases de efecto invernadero.

 
Los cambios repentinos: en cuestiones climáticas, 2 y 2 no siempre son 4

Uno de los paleoclimatólogos internacionalmente más reconocidos (Wallace Broecker, de la Columbia University en Estados Unidos) ha equiparado el al comportamiento más bien inoperante de nuestra sociedad hacia el incremento de los gases de efecto invernadero a poking the angry beast with a stick (pegar a la bestia enfurecida con un palo; http://www.earthinstitute.columbia.edu/library/earthmatters/spring2000/pages/page7.html). El palo serían las emisiones de gases de efecto invernadero y la bestia, el sistema climático, que no se sabe cuándo ni cómo reaccionará, aunque tarde o temprano lo hará. Así, mientras científicos como Richard Lindzen, del Massachusetts Institute of Technology, creen que las preocupaciones del calentamiento mundial son insignificantes, de acuerdo con algunos modelos climáticos (véase su declaración en el Senado de Estados Unidos de mayo de 2001, http://www.senate.gov/~epw/lin_0502.htm), otros científicos como Broecker forman parte de un grupo de científicos -en mi opinión, muy considerable- que están convencidos de que el comportamiento del sistema climático durante la última glaciación nos muestra que el incremento de dióxido de carbono puede causar ya no un cambio gradual del clima, sino una reorganización completa del sistema climático (Broecker, 1997). Una de las cosas que se han aprendido en estos últimos años es que una relación causa-efecto no tiene por qué estar unida por una relación lineal. El sistema climático no ha de responder necesariamente y de forma inmediata a una perturbación. Así, un factor de cambio puede empezar a variar, pero las variables climáticas pueden continuar inalteradas o sufrir poca variación. Esto ocurre hasta que se atraviesa un umbral a partir del cual todo el sistema se reorganiza rápidamente hasta llegar a otra situación de relativo equilibrio, o el cambio se acelera de repente y sin motivo aparente hasta llegar a una nueva situación. Los modelos climáticos han demostrado que el sistema climático se puede comportar de forma no lineal (Stocker, 2000). Incluso el sistema climático puede tener varios modos estables de funcionamiento, aunque los factores de cambio no varíen demasiado. Hace ya años que se sabe que la circulación oceánica puede variar entre diferentes modos estables muy rápido si, por ejemplo, la salinidad superficial del Atlántico Norte desciende por debajo de ciertos valores (Stommel, 1961). Por ejemplo, también hay científicos que han demostrado mediante modelos que el Sáhara es a la vez climáticamente estable como desierto o como zona verde, situación que se ha dado durante los últimos 10.000 años (Claussen, 1998). Esto también es relevante para explicar por qué tan a menudo se pueden observar en los registros paleoclimáticos -si se estudian muestras adecuadas y uno se fija- situaciones de cambio climático extremadamente rápido, en cuestión de pocas decenas o centenas de años. Los hallazgos emblemáticos a este respecto pertenecen al área del Atlántico Norte.

En 1988, un oceanógrafo alemán, Hartmut Heinrich, publicó un estudio que mostraba cómo, durante la última glaciación, enormes armadas de icebergs -sobre todo procedentes de Canadá- invadieron 6 veces el Atlántico Norte (Heinrich, 1988). Al fundirse los icebergs, los materiales rocosos que llevaban se depositaron en el fondo del mar en un área de 3.000 km de lado a lado del Atlántico. El motivo de estas «invasiones» es el colapso periódico de los casquetes glaciares en el hemisferio norte, sobre todo en América del Norte, debido a causas que todavía se debaten. Uno de los muchos elementos interesantes de los llamados episodios de Heinrich, es que permiten ver cómo respondió el sistema climático a una perturbación de muy corta duración y localizada y cómo ocurrieron los cambios climáticos en todo el mundo. Así, la gran cantidad de agua dulce que se dispersó por el océano cuando los icebergs se fundieron hizo disminuir la salinidad superficial del Atlántico Norte y, en consecuencia, se alteró la circulación de la superficie y del fondo en todos los océanos del mundo. Una de las consecuencias fue que el transporte de calor desde latitudes bajas hacia el polo, representado por la Corriente del Golfo, se detuviera, con la consecuente bajada de temperaturas en la región del Atlántico Norte, por ejemplo, en Europa. Una vez la salinidad oceánica ascendió a valores normales, hubo un punto en el que la circulación se restableció de repente y quedó tal como era antes de cada episodio de Heinrich. Glaciares de los Andes y de Nueva Zelanda crecieron y menguaron a la vez, lo que da una idea de la magnitud y el alcance de los episodios. Estos cambios tuvieron lugar en cuestión de décadas, tal y como indican las oscilaciones de temperatura del aire en los testigos de hielo de Groenlandia, cambios en el polen de Italia y en la velocidad del viento en China, por citar algunos ejemplos (Dansgaard et al., 1993; Allen et al., 1999). El hecho es que tanto los modelos climáticos como las reconstrucciones paleoclimáticas apuntan a que esta perturbación hizo oscilar el sistema climático, en este caso representado por el sistema océano-atmósfera entre varios modos estables de funcionamiento en cuestión de dos a cuatro décadas. Es más, el estudio de los testigos de hielo de Groenlandia muestra en particular lo frecuentes que son estas oscilaciones (Dansgaard et al., 1993). Se denominan «ciclos de Dansgaard-Oeschger», de los cuales los episodios de Heinrich vendrían a ser un componente (Bond y Lotti, 1995). Así se ha demostrado con creces la gran variabilidad de las temperaturas durante la época glaciar, que seguía ciclos de alrededor de 11.000, 6.000 y 1.500 años. Todavía hay que aclarar la naturaleza precisa de estos ciclos, que podrían ser semitonos de los ciclos astronómicos de la órbita de la Tierra o estar relacionados con la dinámica interna de los casquetes polares, la variabilidad solar o la circulación atmosférica y oceánica.
Reviste especial importancia el hecho de que se ha demostrado que, en el Holoceno y durante otros ciclos glaciares e interglaciares anteriores, también se ha constatado que las temperaturas o la formación de icebergs variaban en ciclos de 1.500 años (Bond et al., 1997). Wallace Broecker y otros creen que todos estos ciclos se deben a la variabilidad de la llamada circulación termohalina oceánica (Ganapolski y Rahmstorf, 2001). De forma muy simplificada, se puede describir como si los océanos fueran una «cinta continua» que se mueve de sur a norte del Atlántico por la superficie y, al revés, por el fondo de dicho océano. El final de la «cinta» estaría por el norte del mar de Islandia, y el otro extremo, por la zona de la Antártida. La velocidad de la «cinta» viene dada por el gradiente de salinidad en el Atlántico Norte, desde la superficie hacia el fondo, que hace que el agua de la superficie sea más densa que la del fondo y, continuando con este sencillo símil, que se hunda. La «cinta» transporta calor desde el sur hacia el norte del planeta. Hoy en día, la «cinta» está en funcionamiento, lo que hace que en el norte de Europa haya unas condiciones mucho más favorables para vivir que en Canadá (esto es, debido a la Corriente del Golfo). Si se detiene la «cinta», el Atlántico Norte y Europa se enfrían. Muchos paleoceanógrafos creen que los cambios periódicos en la salinidad superficial, causados por icebergs o incrementos de la precipitación del océano Atlántico, son normales. Si tienen lugar en períodos interglaciares, la magnitud del cambio climático que se deriva es menor, si se compara con el que tendría lugar en períodos glaciares.

¿Cuál es la repercusión actual de todo esto? Se ha propuesto que, como consecuencia del calentamiento mundial, las aguas polares superficiales se volverían más cálidas, lo que podría ralentizar la circulación termohalina al disminuir la densidad del agua de la superficie. Además, aumentaría el transporte atmosférico de vapor de agua al incrementarse la evaporación, que al precipitar reduciría la salinidad del agua polar. Todo esto podría comportar una detención de la circulación termohalina y una reorganización de la circulación oceánica con consecuencias difíciles de predecir. En países como el Reino Unido, Noruega, Estados Unidos y Canadá, entre otros, hay bastante gente preocupada por este escenario que consideran bastante plausible como para que recientemente se estén financiando programas de investigación de decenas de millones de euros destinados a investigar específicamente este tema (p. ej., véase http://www.nerc.ac.uk/funding/thematics/rcc/).

Conclusiones: ¿por qué es tan complicado el clima y su estudio?

Los cambios climáticos no dependen sólo del incremento o descenso de los gases de efecto invernadero, sino también de la interacción de elementos internos (p. ej. atmósfera, hidrosfera, biosfera y criosfera) y externos (p. ej. variabilidad de la irradiación solar, insolación, vulcanismo) del planeta, de manera que es ahora cuando estamos empezando a entenderlo. Por supuesto, también hay que contar con el impacto de los humanos sobre el entorno. Aparte del gran número de elementos de que el sistema está compuesto, muchos de ellos interaccionan a través de procesos de retroalimentación (feedbacks en inglés) negativos o positivos, y a menudo relacionados de una forma no lineal. Por lo tanto, para unas condiciones determinadas, puede haber más de un estado de equilibrio y la transición entre ellos puede ser reversible o irreversible y, a menudo, rápida. La sensibilidad del sistema ante variaciones de cualquier factor de cambio tampoco está bien establecida y no es la misma para todos ellos. Francamente, nos falta todavía mucha información para poder comprender la mecánica del sistema. Dada esta complejidad, el uso de modelos matemáticos resulta imprescindible para soportar el peso relativo de los diversos componentes del sistema y para poder predecir su probable evolución más probable. La veracidad de estos modelos se evaluará contrastando sus resultados con datos reales.

Un objetivo del artículo era mostrar la importancia de los estudios de reconstrucción paleoclimática y la ayuda que suponen para el entendimiento del sistema climático, aportando la información que nos falta para construir una representación de su estructura y comportamiento. En vistas de cómo ha evolucionado el clima a lo largo del tiempo, estamos aprendiendo cuál es la verdadera naturaleza de su dinamismo y podemos empezar a comprender cuáles son los factores que hacen que el sistema cambie en diferentes escalas de tiempo y espacio. Por lo tanto, podemos tener cierta perspectiva sobre los cambios que están teniendo lugar hoy en día. Un ejemplo más sería el siguiente. Estudios recientes han demostrado que las variaciones de dióxido de carbono desde el Mioceno hasta la fecha (los últimos 24 millones de años) han permanecido relativamente constantes (gráfico 4), a pesar del marcado enfriamiento que la Tierra ha experimentado durante este período de tiempo, tal como demuestran el crecimiento de los casquetes polares, los cambios ecológicos y los descensos en la temperatura del mar (Pagani et al., 1999; Pearson y Palmer, 2000). Esto vendría a demostrar que el dióxido de carbono, por sí solo, no es un factor clave que controle el cambio climático mundial en largas escalas de tiempo. Algunos ya han utilizado estos resultados para defender la inacción ante el incremento actual de los gases de efecto invernadero (por ejemplo, véase el comentario sobre el artículo de Pearson y Palmer a cargo del Center for the Study of Global Change and Carbon Dioxide en http://www.co2science.org/journal/2000/v3n23c1.htm), obviando en parte que el estudio analiza cambios a largo plazo. No obstante, podría ser que, en concentraciones de dióxido de carbono relativamente bajas, el sistema climático se volviera más sensible a otros factores de cambio, como podría ser la circulación oceánica (Pagani, 2002). En cambio, cuando la Tierra ha tenido contenidos de dióxido de carbono en la atmósfera más de 6 veces superiores a los niveles actuales (super-greenhouse world durante el Paleoceno/Eoceno), el clima mundial ha sido extremadamente cálido y el efecto de otros factores de cambio podía haberse extinguido.

En definitiva, nos queda bastante camino por recorrer hasta llegar a entender bien los cambios actuales y pasados de nuestro entorno. Sin embargo, a mí me parece evidente que los registros paleoclimáticos muestran que el clima actual está cambiando y que, con la modificación de nuestro entorno, se está haciendo un experimento de resultados inciertos, ya que las condiciones actuales no se han dado en el planeta por lo menos durante los últimos 420.000 años y, posiblemente, durante los últimos 25 millones de años. Cabe debatirse si este experimento cuenta con el visto bueno de la gente, ya que la mayoría continúa sus actividades cotidianas con muy poca diferencia respecto a cuando no se sabía gran cosa sobre estos temas, independientemente de la posición pública de los gobiernos. Las posibles consecuencias y riesgos pueden no ser tan fáciles de entender para todo el mundo, pero, de todos modos, por el momento, éstos tampoco se pueden demostrar de forma concluyente. Para hacerlo, hay que seguir investigando de forma estratégica y, en el panorama internacional, ya hay iniciativas para convencer a científicos, gestores científicos, políticos y a la sociedad en general de que hay que modificar las prioridades de la investigación (véanse, por ejemplo documentos del International Geosphere-Biosphere Program- me, como la Declaración de Amsterdam en http://www.sciconf.igbp.kva.se/fr.html). Parece paradójico que se dé tan poca importancia a investigar la «salud» del planeta, en relación con otros temas, cuando nuestro bienestar depende totalmente de ello. Además, un reto que se debe superar para comprender el sistema climático es que los planteamientos tradicionales de investigación no permiten captar su verdadera complejidad, ya que el sistema climático trasciende los límites en los que las ciencias naturales todavía se dividen atendiendo a patrones tradicionales. Por lo tanto, son necesarios nuevos planteamientos que fomenten la multidisciplinariedad de los científicos y la composición de los equipos de investigación. En nuestro país todavía es difícil encontrar suficientes instituciones preparadas para afrontar estos retos y desarrollar espacios de investigación que eventualmente se puedan reflejar en centros de referencia como el Tyndall Centre for Climate Change Research del Reino Unido o el Potsdam Institute for Climate Impact Research de Alemania. En todo caso, debemos ser optimistas, pues la actual promoción de redes de investigación de excelencia dentro del espacio catalán y europeo permiten formar equipos de trabajo con suficiente diversidad de conocimientos para ir avanzando en este campo

Generalitat de Catalunya

Bibliografía

• Allen J. R. M., Brandt U., Brauer A., Hubberten H.-W., Huntley B., Keller J., Kraml M., Mackensen A., Mingram J., Negendank J. F. W., Nowaczyk N. R., Oberh„nsli H., Watts W. A., Wulf S. y Zolitchka B., 1999: Rapid environmental changes in southern Europe during the last glacial period. Nature 400, 740-743.
• Bond, G., Showers, W., Cheseby, M., Lotti, R., Almasi, P., deMenocal, P., Priore, P., Cullen, H., Hajdas, I. y Bonani, G., 1997: A pervasi millenial-scale cycle in North Atlantic Holocene and Glacial climates. Science 278, 1257-1266.
• Bond, G.C. y Lotti, R., 1995: Iceberg discharges into the North Atlantic on millennial time scales during the last glaciation. Science 267, 1005-1010.
• Broecker, W.S., 1997: Thermohaline circulation, the Achilles heel of our climate system: will man-made CO2 upset the current balance? Science 278, 1582-1589.
• Claussen, M., 1998: On multiple solutions of the atmosphere-vegetation system in present-day climate. Global Change Biology 4, 549-559.
• Crowley, T.J., 2000: Causes of climate change over the past 1000 years. Science 289, 270-277.
• Dansgaard, W., Johnsen, S.J., Clausen, H.B., Dahl-Jensen, D., Gundestrup, N.S., Hammer, C.U., Hvidberg, C.S., Steffensen, J.P., Sveinbj”rnsdottir, A.E., Jouzel, J. y Bond, G., 1993: Evidence for general instability of past climate from a 250-kyr ice-core record. Nature 364, 218-220.
• deMenocal, P.B., 2001: Cultural responses to climate change during the Late Holocene. Science 292, 667-673.
• Ganapolski, A. y Rahmstorf, S., 2001: Rapid changes of glacial climate simulated in a coupled climate model. Nature 409, 153-158.
• Heinrich, H., 1988: Origin and consequences of cyclic ice rafting in the Northeast Atlantic Ocean during the past 130,000 years. Quaternary Research 29, 143-152.
• IPCC, 2001: Climate Change 2001: the scientific basis: Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate.Cambridge: Cambridge University Press.
• Kukla, G.J., Matthews, R. y Mitchell, M., 1972: Present Interglacial: How and When Will it End? Quaternary Research, 261-269.
• Loutre, M.F. y Berger, A., 2000: Future climatic changes: Are we entering an exceptionally long interglacial? Climatic Change 46, 61-90.
• Mann, M., Bradley, R. y Hughes, M., 1999: Northern Hemisphere Temperatures During the Past Millennium: Inferences, Uncertainties, and Limitations. Geophysical Research Letters 26, 759.
• Pagani, M., 2002: The alkenone-CO2 proxy and ancient atmospheric carbon dioxide. Phil. Trans. R.Soc.Lond. A 360, 609-632.
• Pagani, M., Freeman, K.H. y Arthur, M.A., 1999: Late Miocene atmospheric CO2 concentrations and the expansion of C4 grasses. Science 285, 876-879.
• Pearson, P. y Palmer, M., 2000: Atmospheric carbon dioxide concentrations over the past 60 million years. Nature 406, 695-699.
• Petit, J.R., Jouzel, J., Raynaud, D., Barkov, N.I., Barnola, J.M., Basile, I., Bender, M., Chappellaz, J., Davis, M., Delaygue, G., Delmotte, M., Kotlyakov, V.M., Legrand, M., Lipenkov, V.Y., Lorius, C., P‚pin, L., Ritz, C., Saltzman, E. y Stievenard, M., 1999: Climate and atmospheric history of the past 420,00 years from the Vostok ice core, Antarctica. Nature 399, 429-436.
• Plummer, M.A., Phillips, F.M., FabrykaMartin, J., Turin, H.J., Wigand, P.E. y Sharma, P., 1997: Chlorine-36 in fossil rat urine: An archive of cosmogenic nuclide deposition during the past 40,000 years. Science 277, 538-541.
• Stocker T. F., 2000: Past and future reorganizations in the climate system. Quaternary Science Reviews 19, 301-319.
• Stommel, H., 1961: Thermohaline convection with two stable regimes of flow. Tellus 13, 224-230.