Los ciclos climáticos del norte de África tienen una historia única que se remonta a millones de años. El patrón climático cíclico del Sahara se caracteriza por cambios significativos en la fuerza del monzón del norte de África. Cuando el monzón del norte de África está en su punto más fuerte, las precipitaciones anuales y, en consecuencia, la vegetación en la región del Sahara aumentan, lo que resulta en condiciones comúnmente conocidas como el "Sahara verde". Para un monzón del norte de África relativamente débil, ocurre lo contrario, con una disminución de las precipitaciones anuales y menos vegetación, lo que da como resultado una fase del ciclo climático del Sahara conocida como el "desierto del Sahara". [1]
Las variaciones en el clima de la región del Sahara pueden, en el nivel más simple, atribuirse a los cambios en la insolación debido a cambios lentos en los parámetros orbitales de la Tierra. Los parámetros incluyen la precesión de los equinoccios , la oblicuidad y la excentricidad según lo propuesto por la teoría de Milankovitch . [2] La precesión de los equinoccios se considera el parámetro orbital más importante en la formación del ciclo "Sahara verde" y "Sahara desértico".
Un artículo del MIT de enero de 2019 en Science Advances muestra un ciclo de húmedo a seco aproximadamente cada 20.000 años. [3] [4]
Hipótesis del monzón orbital
Desarrollo
La idea de que los cambios en la insolación causados por cambios en los parámetros orbitales de la Tierra son un factor de control de las variaciones a largo plazo en la fuerza de los patrones del monzón en todo el mundo fue sugerida por primera vez por Rudolf Spitaler a fines del siglo XIX, [5] La hipótesis Posteriormente, fue propuesto y probado formalmente por el meteorólogo John Kutzbach en 1981. [6] Las ideas de Kutzbach sobre los impactos de la insolación en los patrones monzónicos globales se han aceptado ampliamente hoy en día como el impulsor subyacente de los ciclos monzónicos a largo plazo. Kutzbach nunca nombró formalmente su hipótesis y, como tal, se la conoce aquí como la "Hipótesis del Monzón Orbital", como sugirió Ruddiman en 2001. [5]
Insolación
La insolación, que es simplemente una medida de la cantidad de radiación solar recibida en un área de superficie determinada en un período de tiempo determinado, es el factor fundamental detrás de la Hipótesis del Monzón Orbital. Debido a las variaciones en la capacidad calorífica , los continentes se calientan más rápido que los océanos circundantes durante los meses de verano cuando la insolación es más fuerte y se enfrían más rápido que los océanos circundantes durante los meses de invierno cuando la insolación es más débil. El patrón de viento que resulta del gradiente de temperatura de insolación continente / océano se conoce como monzón . Los valores de la insolación del verano son más importantes para el clima de una región que los valores del invierno. Esto se debe a que la fase invernal de un monzón siempre es seca. Así, la flora y la fauna de un clima monzónico están determinadas por la cantidad de lluvia que cae durante la fase estival del monzón. [5] Durante períodos de decenas a cientos de miles de años, la cantidad de insolación cambia en un ciclo altamente complejo que se basa en parámetros orbitales. El resultado de este ciclo de insolación es un aumento y disminución en la fuerza de los climas monzónicos en todo el mundo. Una amplia gama de evidencia geológica ha demostrado que el monzón del norte de África es particularmente susceptible a los ciclos de insolación, y las tendencias a largo plazo en la fuerza del monzón pueden estar relacionadas con variaciones lentas en la insolación. Sin embargo, los cambios bruscos de ida y vuelta del "Sahara verde" al "Sahara del desierto" no se explican por completo por los cambios a largo plazo en el ciclo de la insolación.
Precesión
La precesión de los equinoccios en la Tierra se puede dividir en dos fases distintas. La primera fase se crea por un bamboleo del eje de rotación de la Tierra y se conoce como precesión axial. Mientras que la segunda fase se conoce como procesión de la elipse y está relacionada con la lenta rotación de la órbita elíptica de la Tierra alrededor del sol. Cuando se combinan, estas dos fases crean una precesión de los equinoccios que tiene un ciclo fuerte de 23.000 años y un ciclo débil de 19.000 años. [5]
Se ha descubierto que las variaciones en la fuerza del monzón del norte de África están estrechamente relacionadas con el ciclo procesional más fuerte de 23.000 años. [2] [7] [8] La relación entre el ciclo de precesión y la fuerza del monzón del norte de África existe porque la procesión afecta la cantidad de insolación recibida en un hemisferio determinado. La cantidad de insolación se maximiza para el hemisferio norte cuando el ciclo de precesión está alineado de manera que el hemisferio norte apunta hacia el sol en el perihelio . Según la hipótesis del monzón orbital, este máximo de insolación aumenta la fuerza de las circulaciones del monzón en el hemisferio norte. En el extremo opuesto del espectro, cuando el hemisferio norte apunta hacia el sol durante el afelio , hay un mínimo de insolación y el monzón del norte de África está en su punto más débil.
Oblicuidad
La oblicuidad, también conocida como inclinación, se refiere al ángulo que forma el eje de rotación de la Tierra con una línea que es perpendicular al plano orbital de la Tierra . La inclinación actual del eje de la Tierra es de aproximadamente 23,5 °. Sin embargo, durante largos períodos de tiempo, la inclinación del eje de rotación de la Tierra cambia debido a la distribución desigual de la masa en todo el planeta y las interacciones gravitacionales con el Sol , la Luna y los planetas . Debido a estas interacciones, la inclinación del eje de rotación de la Tierra varía entre 22,2 ° y 24,5 ° en un ciclo de 41.000 años. [5]
La modulación del ciclo de insolación impulsado por la precesión es el principal impacto de la oblicuidad en el monzón del norte de África. Se han encontrado pruebas del impacto de la oblicuidad en la intensidad del monzón del norte de África en registros de depósitos de polvo de núcleos oceánicos en el Mediterráneo oriental que se producen como resultado de procesos eólicos . [2] Esta evidencia requiere complejos mecanismos de retroalimentación para explicar, ya que el impacto más fuerte de la oblicuidad en la insolación se encuentra en las latitudes altas. Se han propuesto dos posibles mecanismos para la existencia de un trazador de oblicuidad encontrado en los depósitos de polvo de las Eolias del Mediterráneo Oriental. El primero de los cuales sugiere que en épocas de mayor oblicuidad el gradiente de temperatura entre los polos y el ecuador en el hemisferio sur es mayor durante el verano boreal (verano en el hemisferio norte). Como resultado de este gradiente, aumenta la fuerza del monzón del norte de África. Una segunda teoría que puede explicar la existencia de una firma de oblicuidad en el registro climático del norte de África sugiere que la oblicuidad puede estar relacionada con cambios en la latitud de los trópicos. [2] La extensión latitudinal de los trópicos se define aproximadamente por la trayectoria de deambulación máxima del ecuador térmico . Un área que hoy se ubica entre el Trópico de Capricornio y el Trópico de Cáncer . Sin embargo, a medida que cambia la oblicuidad, la trayectoria errante general del ecuador térmico se desplaza entre 22,2 ° y 24,5 ° de norte a sur. Este deambular puede afectar el posicionamiento del frente del monzón de verano del norte de África y, por lo tanto, afectar la fuerza percibida del monzón del norte de África. Se ha proporcionado una confirmación adicional de los impactos de la oblicuidad en el monzón del norte de África mediante un modelo climático global atmósfera-océano-hielo marino totalmente acoplado , que confirmó que la precesión y la oblicuidad pueden combinarse para aumentar las precipitaciones en el norte de África a través de la retroalimentación de la insolación. [8]
Excentricidad
La excentricidad es una medida de la desviación de la órbita terrestre de un círculo perfecto. Si la órbita de la Tierra es un círculo perfecto, entonces la excentricidad tendría un valor de 0, y el valor de excentricidad de 1 indicaría una parábola. La Tierra tiene dos ciclos de excentricidad que ocurren en ciclos de 100.000 y 400.000 años. A lo largo de los años, la excentricidad de la Tierra ha variado entre 0,005 y 0,0607, hoy la excentricidad de la órbita de la Tierra es de aproximadamente 0,0167. [5] Si bien el valor de la excentricidad afecta la distancia entre la Tierra y el Sol, su impacto principal en la insolación proviene de su efecto modulador en el ciclo de la procesión. Por ejemplo, cuando la órbita de la Tierra es muy elíptica, un hemisferio tendrá veranos calurosos e inviernos fríos, lo que corresponde a un gradiente de insolación anual superior al promedio . Al mismo tiempo, el otro hemisferio tendrá veranos cálidos e inviernos fríos debido a un gradiente de insolación anual menor que el promedio.
Al igual que la oblicuidad, la excentricidad no se considera un impulsor principal de la fuerza del monzón del norte de África. En cambio, la excentricidad modula la amplitud de los máximos y mínimos de insolación que se producen debido al ciclo de precesión. Se puede encontrar un fuerte apoyo para la modulación del ciclo de precesión por excentricidad en los depósitos de polvo eólico en el Mediterráneo oriental. Tras un examen detenido, se puede demostrar que los períodos de flujos de hematites bajos y altos corresponden tanto a los ciclos de excentricidad de 100.000 años como a los de 400.000 años. Se cree que esta evidencia de los ciclos de excentricidad en el registro de polvo del Mediterráneo oriental indica una progresión más fuerte hacia el norte del Frente Monzónico del Norte de África durante los momentos en que coinciden los máximos de insolación de excentricidad y precesión. [2] El efecto modulador de la excentricidad en el ciclo de precesión también se ha demostrado utilizando un modelo climático global atmósfera-océano-hielo marino totalmente acoplado. [8]
Retraso
Un problema clave con la hipótesis del monzón orbital es que una inspección detallada del registro climático indica que hay un desfase de 1000 a 2000 años en el máximo observado del monzón del norte de África en comparación con el máximo predicho. Este problema ocurre porque la Hipótesis del Monzón Orbital asume que hay una respuesta instantánea del sistema climático a los cambios en la insolación por el forzamiento orbital. Sin embargo, existen varias soluciones para este problema. La solución más razonable se puede mostrar a través de un análogo simple al clima actual. Actualmente, el pico de radiación solar se produce el 21 de junio, pero el pico del monzón de verano en el norte de África se produce un mes más tarde en julio. Un retraso de un mes como este debería estar representado por aproximadamente un retraso de 1500 a 2000 años en el máximo de circulación monzónica, porque un máximo de insolación de julio en un ciclo de precesión de 19,000 a 23,000 años ocurre aproximadamente de 1500 a 2000 años después del máximo de insolación de junio. Se han presentado otras dos posibles explicaciones para el retraso observado en los datos. Los primeros sugieren que el desarrollo de los monzones en los subtrópicos se ve atenuado por el lento derretimiento de las capas de hielo polares . Por lo tanto, no se observa toda la fuerza del patrón monzónico hasta que las capas de hielo polar se han vuelto tan pequeñas que su impacto en el desarrollo de los monzones anuales es mínimo. La segunda solución alternativa propone que los océanos tropicales relativamente fríos que quedan de la glaciación pueden ralentizar inicialmente el desarrollo de los monzones a nivel mundial, ya que los océanos más fríos son fuentes de humedad menos potentes. [5]
Evidencia de apoyo
Sapropels
Los sapropelos son sedimentos marinos oscuros ricos en materia orgánica que contienen más del 2% de carbono orgánico en peso. En el Mediterráneo oriental, se pueden encontrar capas de sapropelos en núcleos de sedimentos marinos que se alinean con los períodos de máxima insolación en el ciclo de precesión en el norte de África. [9] [10] Tal alineación puede explicarse por un vínculo con el monzón del norte de África. Durante los períodos de alta insolación, el aumento de la fuerza y la progresión hacia el norte del frente monzónico del norte de África provocan lluvias muy intensas a lo largo de los tramos superior y medio de la cuenca del río Nilo . Estas lluvias luego fluyen hacia el norte y se descargan en el Mediterráneo oriental, donde la gran afluencia de agua dulce rica en nutrientes provoca un gradiente de salinidad vertical pronunciado . Como resultado, la convección termohalina se interrumpe y la columna de agua se estratifica de manera estable. Una vez que se produce esta estratificación estable, las aguas del fondo del Mediterráneo oriental se agotan rápidamente en oxígeno y la gran afluencia de materia orgánica pelágica de las aguas superficiales ricas en nutrientes se conserva como formaciones de sapropel. [11] Una de las pruebas clave que vinculan la formación de sapropels para mejorar la descarga del río Nilo es el hecho de que han ocurrido durante los períodos interglaciares y glaciares . Por lo tanto, la formación de sapropelos debe estar relacionada con la descarga de agua dulce del río Nilo y no derretir el agua de las capas de hielo disipadas. [12]
Paleolakes
La evidencia de la existencia de grandes lagos en el Sahara se puede encontrar e interpretar a partir del registro geológico. Estos lagos se llenan cuando el ciclo de precesión se acerca al máximo de insolación y luego se agotan cuando el ciclo de precesión se acerca al mínimo de insolación. El mayor de estos paleolagos fue el lago Megachad, que en su punto máximo tenía 173 m de profundidad y cubría un área de aproximadamente 400.000 km 2 . [13] Hoy en día, los restos de este lago que alguna vez fue enorme se conocen como lago Chad , que tiene una profundidad máxima de 11 my un área de sólo 1.350 km 2 . Las imágenes de satélite de las costas del antiguo lago Megachad revelan que el lago ha existido bajo dos regímenes de viento distintivos, uno hacia el noreste y el suroeste. El régimen de vientos del noreste es consistente con los patrones de viento actuales y es característico de un flujo monzónico débil. Mientras tanto, el régimen de vientos del suroeste es característico de un flujo monzónico más fuerte. [13]
Diatomeas de agua dulce
Otra pieza clave de evidencia para un control procesional en el monzón del norte de África se puede encontrar en los depósitos de diatomeas de agua dulce en el Atlántico tropical. Se ha descubierto que los núcleos oceánicos del Atlántico tropical tienen distintas capas de la diatomea de agua dulce Aulacoseira Granulata, también conocida como Melosira Granulata. Estas capas ocurren en un ciclo de 23.000 años que retrasa el máximo en la insolación de precesión en aproximadamente 5000 a 6000 años. [5] [14] Para explicar estos depósitos cíclicos de diatomeas de agua dulce tenemos que mirar tierra adentro en la región africana del Sahara. Alrededor del momento del máximo de insolación en el ciclo de precesión, el monzón del norte de África alcanza su punto más fuerte y la región del Sahara se ve dominada por grandes lagos monzónicos. Luego, a medida que avanza el tiempo hacia los mínimos de insolación, estos lagos comienzan a secarse debido al debilitamiento del monzón del norte de África. A medida que los lagos se secan, quedan expuestos depósitos de sedimentos delgados que contienen diatomeas de agua dulce. Finalmente, cuando llegan los vientos predominantes del noreste durante el invierno, los depósitos de diatomeas de agua dulce en los lechos secos de los lagos se recogen como polvo y se llevan miles de kilómetros hacia el Atlántico tropical. A partir de esta serie de eventos, resulta evidente la razón del retraso de 5000 a 6000 años en los depósitos de diatomeas de agua dulce, ya que el monzón del norte de África debe debilitarse lo suficiente antes de que los lagos monzónicos del Sahara comiencen a secarse y expongan posibles fuentes de diatomeas de agua dulce. [5] Un factor clave que debe tenerse en cuenta con los depósitos de diatomeas de agua dulce es la identificación de especies. Por ejemplo, algunos núcleos oceánicos directamente frente a la costa occidental de África muestran una mezcla de especies de diatomeas de río y lago de agua dulce. Entonces, para que un núcleo represente con precisión el ciclo de las diatomeas del Sahara, debe recuperarse de una región del Atlántico tropical que tenga suficiente distancia de la costa para minimizar los impactos de los desagües de los ríos. [15]
Surgencia del Atlántico ecuatorial oriental
Las variaciones observadas en la fuerza de la zona de surgencia del Atlántico ecuatorial oriental también se pueden utilizar para respaldar un ciclo del monzón del norte de África que está regulado por el ciclo de precesión. Cuando la insolación en el norte de África está en su punto máximo durante el ciclo de precesión, los vientos alisios del este sobre el Atlántico ecuatorial se desvían fuertemente hacia el Sahara. Esta desviación debilita la zona de surgencia ecuatorial en el Atlántico ecuatorial oriental, lo que resulta en aguas más cálidas en el pelágico . En el otro extremo del espectro, cuando la insolación en el norte de África es mínima debido al ciclo de precesión, la desviación de los vientos alisios del este es relativamente débil. Debido a esto, la región de surgencia en el Atlántico ecuatorial oriental permanece fuerte y las aguas en la zona pelágica son más frías. [16] La prueba de que existe este patrón de debilitamiento periódico de la surgencia del Atlántico ecuatorial oriental se encuentra en depósitos de organismos plancticos que habitan en la superficie en núcleos de sedimentos oceánicos . Dichos núcleos muestran que la abundancia relativa de especies plancticas de agua fría y caliente varía con un ritmo constante de 23.000 años, coincidiendo con el ciclo de insolación de precesión de 23.000 años. [5]
Período húmedo africano
Climatología
El Período Húmedo Africano ocurrió hace entre 14.800 y 5.500 años, y fue la última aparición de un "Sahara verde". Las condiciones en el Sahara durante el Período Húmedo Africano estuvieron dominadas por un fuerte Monzón del Norte de África, lo que resultó en mayores precipitaciones totales anuales en comparación con las condiciones actuales. [17] Con el aumento de las precipitaciones, los patrones de vegetación en el norte de África no se parecían en nada a lo que vemos hoy. La mayor parte de la región del Sahara, por ejemplo, se caracterizó por extensos pastizales , también conocidos como estepas . Mientras tanto, la región del Sahel al sur del Sahara era principalmente sabana. [18] Hoy en día, la región del Sahara es principalmente desértica y el Sahel se caracteriza por las condiciones de los pastizales de la sabana. El período húmedo africano también se caracterizó por una red de vastas vías fluviales en el Sahara, que consta de grandes lagos, ríos y deltas. Los cuatro lagos más grandes fueron Lake Megachad, Lake Megafezzan, Ahnet-Mouydir Megalake y Chotts Megalake. Los grandes ríos de la región incluyen el río Senegal , el río Nilo, el río Sahabi y el río Kufra. Estos sistemas de ríos y lagos proporcionaron corredores que permitieron a muchas especies animales, incluidos los humanos, expandir su área de distribución a través del Sahara. [19]
Inicio y terminación
La evidencia geológica desde el comienzo y el final del Período Húmedo Africano sugiere que tanto el inicio como la terminación del Período Húmedo Africano fueron abruptos. De hecho, ambos eventos probablemente ocurrieron en una escala de tiempo de décadas a siglos. El inicio y la terminación del Período Húmedo Africano se produjeron cuando el ciclo de insolación alcanzó un valor de aproximadamente un 4,2% más alto que el actual. Sin embargo, los cambios en el ciclo de la insolación son demasiado graduales para causar transiciones climáticas abruptas como las que se observaron al inicio y finalización del Período Húmedo Africano por sí solas. Entonces, para dar cuenta de estos rápidos cambios en el clima del Sahara, se han propuesto varios mecanismos de retroalimentación no lineal . Uno de los conjuntos más comunes de mecanismos de retroalimentación no lineal considerados son las interacciones vegetación-atmósfera. [19] Los modelos informáticos que analizan las interacciones entre la atmósfera y la vegetación y la insolación en el norte de África han demostrado la capacidad de simular las rápidas transiciones entre los regímenes del "Sahara verde" y el "Sahara del desierto". [1] [20] Por lo tanto, los resultados de estos modelos sugieren la posible existencia de un umbral de insolación de la vegetación, que si se alcanza, permite que la región del Sahara pase rápidamente del "Sahara verde" al "Sahara desértico" y viceversa.
Ver también
- Abbassia Pluvial
- Pluvial musteriense
- Teoría de la bomba del Sahara
Referencias
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