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, la precipitación anual y, en consecuencia, la vegetación en la región del Sahara aumentan, lo que da lugar a las condiciones que comúnmente se denominan " Sahara verde ". En el caso de un monzón del norte de África relativamente débil, ocurre lo contrario, con una disminución de la precipitación anual y una menor vegetación que da lugar a una fase del ciclo climático del Sahara conocida como "Sahara desértico". [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 los cambios lentos en los parámetros orbitales de la Tierra. Los parámetros incluyen la precesión de los equinoccios , la oblicuidad y la excentricidad , tal como se plantea en la teoría de Milankovitch . [2] La precesión de los equinoccios se considera el parámetro orbital más importante en la formación del ciclo del "Sahara verde" y el "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]
La idea de que los cambios en la insolación causados por los cambios en los parámetros orbitales de la Tierra son un factor de control para las variaciones a largo plazo en la fuerza de los patrones monzónicos en todo el mundo fue sugerida por primera vez por Rudolf Spitaler a fines del siglo XIX, [5] La hipótesis fue propuesta y probada formalmente más tarde por el meteorólogo John Kutzbach en 1981. [6] Las ideas de Kutzbach sobre los impactos de la insolación en los patrones monzónicos globales han sido ampliamente aceptadas hoy como el impulsor subyacente de los ciclos monzónicos a largo plazo. Kutzbach nunca nombró formalmente su hipótesis y, como tal, aquí se la conoce como la "Hipótesis del Monzón Orbital", como lo sugirió Ruddiman en 2001. [5]
La insolación , que es simplemente una medida de la cantidad de radiación solar recibida en una superficie dada en un período de tiempo determinado, es el factor fundamental detrás de la Hipótesis del Monzón Orbital. Debido a las variaciones en la capacidad térmica , 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 insolación de verano son más importantes para el clima de una región que los valores de invierno. Esto se debe a que la fase invernal de un monzón siempre es seca. Por lo tanto, la flora y la fauna de un clima monzónico están determinadas por la cantidad de lluvia que cae durante la fase de verano 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 una intensificación y una disminución de la intensidad 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 intensidad de los monzones pueden vincularse a variaciones lentas en la insolación. Sin embargo, los cambios abruptos entre el "Sahara verde" y el "Sahara desértico" no se explican completamente por los cambios a largo plazo en el ciclo de insolación.
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 precesión absidal o procesión de la elipse y está relacionada con la rotación lenta 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 fuertemente 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 tal manera que el hemisferio norte apunta hacia el sol en el perihelio . Según la hipótesis del monzón orbital, este máximo en la insolación aumenta la fuerza de las circulaciones monzónicas en el hemisferio norte. En el extremo opuesto del espectro, cuando el hemisferio norte apunta hacia el sol durante el afelio , hay un mínimo en la insolación y el monzón del norte de África es más débil.
La oblicuidad , también conocida como inclinación (axial), se refiere al ángulo que forma el eje de rotación de la Tierra con una línea 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 ocurren como resultado de procesos eólicos . [2] Esta evidencia requiere mecanismos de retroalimentación complejos para explicarla, 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 eólico del Mediterráneo oriental. El primero de los cuales sugiere que en momentos 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, la fuerza del monzón del norte de África aumenta. 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 máxima de desvío del ecuador térmico , un área que hoy se encuentra entre el trópico de Capricornio y el trópico de Cáncer . Sin embargo, a medida que cambia la oblicuidad, la trayectoria de desvío general del ecuador térmico cambia entre 22,2° y 24,5° de norte a sur. Este desvío puede afectar la posición del frente monzónico de verano del norte de África y, por lo tanto, impactar en 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 a través de un modelo climático global completamente acoplado de atmósfera-océano-hielo marino , que confirmó que la precesión y la oblicuidad pueden combinarse para aumentar la precipitación en el norte de África a través de retroalimentaciones de insolación . [8]
La excentricidad orbital es una medida de la desviación de la órbita de la Tierra con respecto a un círculo perfecto. Si la órbita de la Tierra fuera un círculo perfecto, la excentricidad tendría un valor de 0, y un 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 en día, la excentricidad de la órbita de la Tierra es de aproximadamente 0,0167. [5] Si bien el valor de la excentricidad afecta la distancia de la Tierra al Sol, su impacto principal en la insolación proviene de su efecto modulador en el ciclo de 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 mayor que el 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 factor 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 respaldo a la modulación del ciclo de precesión por la excentricidad en los depósitos de polvo eólico en el Mediterráneo oriental. Tras un examen minucioso, se puede demostrar que los períodos de flujos de hematita bajos y altos corresponden a los ciclos de excentricidad de 100.000 años y 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 períodos 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 totalmente acoplado de atmósfera-océano-hielo marino. [8]
Un problema clave de la hipótesis del monzón orbital es que una inspección detallada del registro climático indica que hay un desfase de entre 1000 y 2000 años entre el máximo observado del monzón del norte de África y el máximo previsto. Este problema se produce porque la hipótesis del monzón orbital supone que hay una respuesta instantánea del sistema climático a los cambios en la insolación debidos al forzamiento orbital. Sin embargo, existen varias soluciones para este problema. La solución más razonable puede demostrarse mediante una analogía simple con el clima actual. Actualmente, el pico de la radiación solar se produce el 21 de junio, pero el pico del monzón de verano en el norte de África se produce un mes después, en julio. Un retraso de un mes como este debería estar representado por un retraso de aproximadamente 1500 a 2000 años en el máximo de la circulación monzónica, porque un máximo de insolación de julio en un ciclo de precesión de 19.000 a 23.000 años ocurre aproximadamente 1500 a 2000 años después del máximo de insolación de junio. Se han propuesto otras dos posibles explicaciones para el retraso observado en los datos. La primera sugiere 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, la fuerza total del patrón monzónico no se observa hasta que las capas de hielo polares 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 inicialmente desacelerar el desarrollo de los monzones a nivel mundial, ya que los océanos más fríos son fuentes menos potentes de humedad. [5]
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 períodos de máxima insolación en el ciclo de precesión sobre el norte de África. [9] [10] Tal alineación se puede explicar por un vínculo con el monzón del norte de África. Durante los períodos de alta insolación, la mayor fuerza y la progresión hacia el norte del frente monzónico del norte de África provoca lluvias muy intensas a lo largo de los tramos superior y medio de la cuenca del río Nilo . Estas lluvias fluyen luego hacia el norte y se descargan en el Mediterráneo oriental, donde la gran afluencia de agua dulce rica en nutrientes provoca un gradiente vertical pronunciado de salinidad . 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 sapropelo. [11] Una de las pruebas clave que vincula la formación de sapropelos con el aumento de la descarga del río Nilo es el hecho de que se han producido durante los períodos interglaciares y glaciales . Por lo tanto, la formación de sapropelos debe estar vinculada a la descarga de agua dulce del río Nilo y no al agua de deshielo de las capas de hielo que se disipan. [12]
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 a medida que el ciclo de precesión se acerca al máximo de insolación y luego se agotan a medida que el ciclo de precesión se acerca al mínimo de insolación. El más grande de estos paleolagos fue el lago Megachad , que en su apogeo tenía 173 m de profundidad y cubría un área de aproximadamente 400.000 km 2 . [13] Hoy en día, los restos de este lago una vez masivo se conocen como lago Chad , que tiene una profundidad máxima de 11 m y un área de solo 1.350 km 2 . Las imágenes satelitales de las costas del antiguo lago Megachad revelan que el lago ha existido bajo dos regímenes de viento distintivos, uno del noreste y otro del suroeste. El régimen de viento del noreste es consistente con los patrones de viento actuales y es característico de un flujo monzónico débil. Mientras tanto, el régimen de viento del suroeste es característico de un flujo monzónico más fuerte. [13]
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 encontrado que los núcleos oceánicos del Atlántico tropical tienen capas distintas de la diatomea de agua dulce Aulacoseira granulata , también conocida como Melosira granulata . Estas capas ocurren en un ciclo de 23.000 años que se retrasa aproximadamente entre 5000 y 6000 años con respecto al máximo de insolación de precesión. [5] [14] Para explicar estos depósitos cíclicos de diatomeas de agua dulce tenemos que mirar hacia el interior de la región del Sahara de África. Alrededor de la época del máximo de insolación en el ciclo de precesión, el Monzón del Norte de África está en su más fuerte y la región del Sahara queda 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 delgados depósitos de sedimentos que contienen diatomeas de agua dulce. Finalmente, cuando los vientos predominantes del noreste llegan durante el invierno, los depósitos de diatomeas de agua dulce en los lechos secos de los lagos son recogidos en forma de polvo y llevados miles de kilómetros hacia el Atlántico tropical. A partir de esta serie de eventos, es evidente la razón de la demora 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 las especies. Por ejemplo, algunos núcleos oceánicos directamente frente a la costa occidental de África muestran una mezcla de especies de diatomeas de agua dulce de lagos y ríos. Por lo tanto, para que un núcleo represente con precisión el ciclo de las diatomeas del Sahara, debe recuperarse de una región del Atlántico tropical que tenga una distancia suficiente de la costa para que se minimicen los impactos de los desembocaduras de los ríos. [15]
Las variaciones observadas en la fuerza de la zona de surgencia del Atlántico ecuatorial oriental también se pueden utilizar para apoyar 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 la zona pelágica . En el otro extremo del espectro, cuando la insolación en el norte de África está en un mínimo 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 sigue siendo 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 planctónicos que habitan en la superficie en núcleos de sedimentos oceánicos . Estos núcleos muestran que la abundancia relativa de especies planctónicas de aguas cálidas y frías varía con un ritmo constante de 23.000 años, coincidiendo con el ciclo de insolación de precesión de 23.000 años. [5]
El Período Húmedo Africano ocurrió entre 14.800 y 5.500 años atrás, 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, resultando en mayores totales anuales de lluvia 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 caracterizaba 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 condiciones de pastizales de sabana . El Período Húmedo Africano también se caracterizó por una red de vastas vías fluviales en el Sahara, que consistían en grandes lagos, ríos y deltas. Los cuatro lagos más grandes eran el lago Megachad , el lago Megafezzan , el megalago Ahnet-Mouydir y el megalago Chotts. Los grandes ríos de la región incluían el río Senegal , el río Nilo , el río Sahabi y el río Kufra. Estos sistemas fluviales y lacustres proporcionaban corredores que permitían a muchas especies animales, incluidos los humanos, expandir su área de distribución a través del Sahara. [19]
La evidencia geológica del comienzo y el final del Período Húmedo Africano sugiere que tanto el comienzo 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 comienzo y la terminación del Período Húmedo Africano ocurrieron cuando el ciclo de insolación alcanzó un valor de aproximadamente 4,2% más alto que hoy. Sin embargo, los cambios en el ciclo de insolación son demasiado graduales para causar transiciones climáticas abruptas como las observadas al comienzo y la terminación del Período Húmedo Africano por sí solos. Por lo tanto, para explicar estos rápidos cambios en el clima del Sahara, se han propuesto varios mecanismos de retroalimentación no lineal . Uno de los conjuntos de mecanismos de retroalimentación no lineal más comunes considerados son las interacciones vegetación-atmósfera. [19] Los modelos informáticos que analizan las interacciones vegetación-atmósfera y la insolación en el norte de África han demostrado la capacidad de simular las rápidas transiciones entre los regímenes de "Sahara verde" y "Sahara desértico". [1] [20] Por tanto, los resultados de estos modelos sugieren la posible existencia de un umbral de insolación-vegetación que, de alcanzarse, permitiría a la región del Sahara pasar rápidamente de "Sahara verde" a "Sahara desértico" y viceversa.