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 norteafricano. Cuando el monzón del norte de África es más fuerte, aumentan las precipitaciones anuales y, en consecuencia, la vegetación en la región del Sahara, lo que da como resultado condiciones comúnmente denominadas el " Sahara verde ". En el caso de un monzón norteafricano relativamente débil, ocurre lo contrario: una disminución de las precipitaciones anuales y una menor vegetación dan 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 los lentos cambios en los parámetros orbitales de la Tierra. Los parámetros incluyen la precesión de los equinoccios , la oblicuidad y la excentricidad según lo plantea la teoría de Milankovitch . [2] La precesión de los equinoccios se considera el parámetro orbital más importante en la formación del ciclo del "Sáhara verde" y del "Sáhara 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 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 monzónicos en todo el mundo fue sugerida por primera vez por Rudolf Spitaler a finales 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 han sido ampliamente aceptadas hoy en día como el impulsor subyacente de los ciclos monzónicos a largo plazo. Kutzbach nunca nombró formalmente su hipótesis y, como tal, aquí se la denomina "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 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 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. 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 una disminución en 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 fuerza del monzón pueden vincularse con variaciones lentas en la insolación. Sin embargo, los cambios abruptos de ida y vuelta del "Sáhara verde" al "Sáhara desértico" no se explican enteramente por 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 una oscilación 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 lenta rotación de la órbita elíptica de la Tierra alrededor del Sol. Cuando se combinan estas dos fases se crea 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 manera que el hemisferio norte apunte hacia el sol en el perihelio . Según la hipótesis del monzón orbital, este máximo de 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 de insolación y el monzón del norte de África está en su punto 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 a 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 norteafricano 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 mecanismos de retroalimentación complejos para explicarse, 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 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 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 está definida aproximadamente por la trayectoria máxima de deriva del ecuador térmico . Una zona que hoy se ubica entre el Trópico de Capricornio y el Trópico de Cáncer . Sin embargo, a medida que cambia la oblicuidad, la trayectoria general del ecuador térmico cambia entre 22,2° y 24,5° norte y sur. Este desvío 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 a través de un modelo climático global totalmente acoplado atmósfera-océano-hielo marino , que confirmó que la precesión y la oblicuidad pueden combinarse para aumentar las precipitaciones 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 respecto de un círculo perfecto. Si la órbita de la Tierra fuera un círculo perfecto, entonces 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 la excentricidad de la órbita terrestre es de aproximadamente 0,0167. [5] Si bien el valor de la excentricidad afecta la distancia de la Tierra al Sol, su impacto principal sobre la insolación proviene de su efecto modulador sobre 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 mayor que el promedio . Al mismo tiempo, el otro hemisferio tendrá veranos cálidos e inviernos frescos 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 norteafricano. 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 a 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 altos y bajos de hematita corresponden a ciclos de excentricidad tanto de 100.000 años como 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 Monzón del Norte de África durante las épocas en que coinciden los máximos de excentricidad y precesión de insolación. [2] El efecto modulador de la excentricidad en el ciclo de precesión también se ha demostrado utilizando un modelo climático global totalmente acoplado atmósfera-océano-hielo marino. [8]
Una cuestión clave con la hipótesis del monzón orbital es que una inspección detallada del registro climático indica que hay un retraso de 1.000 a 2.000 años en el máximo observado del monzón en el norte de África en comparación con el máximo previsto. Este problema se produce porque la hipótesis del monzón orbital supone que existe 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 se puede demostrar mediante una simple analogía con el 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 después, en julio. Un retraso de un mes como éste debería estar representado por aproximadamente un retraso de 1.500 a 2.000 años en el máximo de circulación monzónica, porque un máximo de insolación en julio en un ciclo de precesión de 19.000 a 23.000 años ocurre aproximadamente entre 1.500 y 2.000 años después del máximo de insolación en junio. Se han propuesto 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 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 quedaron de la glaciación pueden inicialmente frenar el desarrollo de los monzones a nivel mundial, ya que los océanos más fríos son fuentes de humedad menos potentes. [5]
Los sapropels 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 sapropels 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 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 Monzón 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 luego fluyen hacia el norte y se descargan en el Mediterráneo oriental, donde la gran afluencia de agua dulce rica en nutrientes provoca un pronunciado gradiente vertical de salinidad . Como resultado, se interrumpe la convección termohalina y la columna de agua se estratifica de forma estable. Una vez que se produce esta estratificación estable, las aguas del fondo del Mediterráneo oriental rápidamente se agotan en oxígeno y la gran afluencia de materia orgánica pelágica procedente 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 con la mejora de la descarga del río Nilo es el hecho de que han ocurrido durante los períodos glacial y interglacial . Por lo tanto, la formación de sapropels debe estar relacionada con la descarga de agua dulce del río Nilo y no con el agua derretida de las capas de hielo que se disipan. [12]
Se pueden encontrar e interpretar pruebas de la existencia de grandes lagos en el Sahara 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 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 otrora enorme lago se conocen como lago Chad , que tiene una profundidad máxima de 11 my una superficie 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 del noreste y del suroeste. El régimen de vientos del noreste es consistente con los patrones de vientos 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]
Otra prueba clave de un control procesional del 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 se producen en un ciclo de 23.000 años que se retrasa con respecto al máximo de insolación de precesión entre 5.000 y 6.000 años aproximadamente. [5] [14] Para explicar estos depósitos cíclicos de diatomeas de agua dulce tenemos que mirar hacia el interior de la región del Sahara en África. Alrededor del momento del máximo de insolación en el ciclo de precesión, el monzón norteafricano es más fuerte y la región del Sahara queda dominada por grandes lagos monzónicos. Luego, a medida que el tiempo avanza 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 finos depósitos de sedimentos 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 en forma de polvo y se transportan miles de kilómetros hacia el Atlántico tropical. De esta serie de acontecimientos se desprende claramente la razón del retraso de 5.000 a 6.000 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 en 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 ríos y lagos 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 esté lo suficientemente alejada de la costa como para minimizar los impactos de los flujos de los ríos. [15]
Las variaciones observadas en la fuerza de la zona de surgencia del Atlántico ecuatorial oriental también pueden utilizarse para respaldar un ciclo del monzón norteafricano que está regulado por el ciclo de precesión. Cuando la insolación en el norte de África alcanza 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 da como resultado aguas más cálidas en las zonas pelágicas . 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 surgencias 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 . Dichos núcleos muestran que la abundancia relativa de especies planctónicas de aguas cálidas y frías varía con un latido constante de 23.000 años, coincidiendo con el ciclo de precesión de insolación de 23.000 años. [5]
El Período Húmedo Africano ocurrió hace entre 14.800 y 5.500 años, y fue la última aparición de un "Sáhara verde". Las condiciones en el Sahara durante el Período Húmedo Africano estuvieron dominadas por un fuerte monzón norteafricano, lo que resultó en precipitaciones totales anuales mayores 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 extensas praderas , también conocidas como estepa . Mientras tanto, la región del Sahel al sur del Sahara era mayoritariamente sabana. [18] Hoy en día, la región del Sahara es mayoritariamente desértica y el Sahel se caracteriza por condiciones de praderas de sabana . El Período Húmedo Africano también se caracterizó por una red de vastas vías fluviales en el Sahara, compuestas por 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 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]
La evidencia geológica del comienzo y el final del Período Húmedo Africano sugiere que tanto el inicio como el final 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 ocurrieron cuando el ciclo de insolación alcanzó un valor aproximadamente un 4,2% mayor que el actual. Sin embargo, los cambios en el ciclo de insolación son demasiado graduales para causar por sí solos transiciones climáticas abruptas como las observadas al inicio y al final del Período Húmedo Africano. Entonces, para explicar 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 vegetación-atmósfera y la insolación en el norte de África han demostrado la capacidad de simular las rápidas transiciones entre los regímenes del "Sáhara verde" y del "Sáhara desértico". [1] [20] Por lo tanto, los resultados de estos modelos sugieren la posible existencia de un umbral de insolación de vegetación, que, si se alcanza, permite que la región del Sahara pase rápidamente del "Sáhara verde" al "Sáhara desértico" y viceversa.