Ralentización simulada de la Circulación de Vuelco Meridional Antártica debido a la Escorrentía de Agua de Fusión

Esto es una traducción al castellano adaptada de este artículo, los que no quieran leerse todo el artículo, es un poco largo y farragoso, pueden leerse solo el resumen:

Resumen

La Corriente Circumpolar Antártica (CCA) es una corriente oceánica vital que conecta las principales cuencas oceánicas y tiene un papel desproporcionado en el sistema climático global. Es la corriente oceánica con mayor caudal del mundo, con un transporte observado de aproximadamente 173 Sverdrups (1 Sverdrups = 1.000.000 m³/s). La CCA ha experimentado importantes variaciones en intensidad en climas pasados, pero los factores que impulsan estos cambios son difíciles de determinar. Los modelos oceánicos anteriores han tenido problemas para analizar los procesos a pequeña escala que controlan su intensidad. Un estudio reciente utiliza un nuevo modelo global de hielo-océano para explorar cómo el deshielo antártico y el calentamiento proyectado afectarán el transporte de la CCA en el Océano Austral.

El Océano Austral está experimentando un rápido cambio, con la capa de hielo antártica perdiendo masa y liberando grandes cantidades de agua dulce. La extensión del hielo marino disminuyó drásticamente después de 2016 y alcanzó su valor más bajo registrado en 2023. El deshielo de las plataformas de hielo alrededor de la Antártida se exporta a latitudes más bajas a través del Agua Intermedia Antártica (AAIW). Este proceso debilita la estratificación de la densidad zonal, lo que provoca la desaceleración de las corrientes zonales subsuperficiales y una posible ralentización de la CCA. Los cambios en la formación y el deshielo del hielo marino están relacionados con la formación del Agua de Fondo Antártica (AABW). La formación del AABW en el Mar de Weddell se ha reducido un 30% desde 1992, en parte como resultado de los cambios en los vientos y el deshielo.

Las simulaciones indican que, en un escenario de altas emisiones, la intensidad de la CCA podría disminuir aproximadamente un 20% para 2050. Esta disminución del transporte se debe al deshielo que genera una reducción en el transporte zonal y de la CCA. Se ha proyectado que el AABW podría disminuir en un 42% para 2050 debido a una constante perturbación por el deshielo. La disminución de la densidad en la columna de agua se debe a una combinación de factores, incluido el enfriamiento polar causado por el deshielo, la salinización de las capas subsuperficiales antárticas y el calentamiento en la mayoría de las regiones oceánicas. Este proceso hace que el gradiente de densidad meridional del océano profundo sea menos pronunciado, lo que debilita el ACC.

Los resultados de las simulaciones muestran una disminución del transporte zonal, así como un aumento del transporte zonal hacia el oeste en el talud continental antártico, lo que fortalece la Corriente del Talud Antártico. En el resto del Océano Austral, el transporte hacia el este disminuye, lo que indica una reducción general de la ACC. Un gráfico muestra una disminución del 20% en el transporte del ACC a través del Pasaje de Drake en cuatro décadas, lo que corresponde a una tasa de 5 Sv/década. Las simulaciones también revelan que el transporte de la CCA prácticamente no cambia cuando el modelo se ve forzado únicamente por las variaciones previstas en los vientos y la temperatura, lo que subraya el papel fundamental del deshielo. La reducción de la CCA podría tener un impacto de gran alcance en el clima global, la distribución del calor oceánico y los ecosistemas marinos.

Introducción

La Corriente Circumpolar Antártica (CCA) es la corriente oceánica más potente del mundo y desempeña un papel desproporcionado en el sistema climático debido a su función como unión para las principales cuencas oceánicas. Este sistema de corrientes está vinculado a la circulación vertical oceánica y, por lo tanto, es fundamental para la absorción de calor y CO2 en el océano. La intensidad de la CCA ha variado sustancialmente entre climas cálidos y fríos en el pasado de la Tierra, pero los factores dinámicos exactos de este cambio siguen siendo difíciles de determinar. Esto se debe, en parte, a que los modelos oceánicos históricamente no han podido analizar adecuadamente los procesos a pequeña escala que controlan la intensidad de la corriente.

Según una simulación, hacia 2050, la intensidad de la CCA disminuirá aproximadamente un 20 % en un escenario de altas emisiones. Esta disminución se debe al agua de deshielo de las plataformas de hielo alrededor de la Antártida, que se exporta a latitudes más bajas a través del Agua Intermedia Antártica. Este proceso debilita la estratificación de la densidad zonal, históricamente sustentada por los gradientes de temperatura superficial, lo que resulta en una desaceleración de las corrientes zonales subsuperficiales. Esta disminución del transporte, de materializarse, tendría importantes implicaciones en la circulación oceánica global.

 

Figura 1. Instantánea de la velocidad superficial del agua del océano austral. Se muestra la velocidad superficial promedio diaria del 31 de diciembre de 1990 en el ciclo final de una simulación.

El Océano Austral se encuentra en un estado de rápido cambio

Las observaciones satelitales revelan que la capa de hielo antártica está perdiendo masa a un ritmo acelerado, liberando grandes cantidades de agua dulce al océano a lo largo de la costa antártica. La extensión del hielo marino, que aumentó ligeramente hasta 2016, ha disminuido rápidamente desde entonces. En 2023, la extensión del hielo marino descendió a su valor más bajo desde la llegada de las observaciones satelitales. Los cambios en la formación y el derretimiento del hielo marino están vinculados a la formación del Agua de Fondo Antártica (AABW), que favorece la absorción de calor y carbono de la atmósfera hacia las profundidades oceánicas y representa entre el 30% y el 40% del volumen de agua de fondo oceánico global generada. Investigaciones anteriores han demostrado que la formación de AABW en el mar de Weddell se ha reducido en un 30% desde 1992 como resultado de los cambios en los vientos y el derretimiento del hielo. Una de las preguntas más urgentes que surgen de estos cambios observados en el océano Austral es cómo responderá la Corriente Circumpolar Antártica (ACC). La ACC tiene un transporte observado de aproximadamente 173 Sverdrups (1 Sverdrups = 1.000.000 m³/s), lo que la convierte en la corriente oceánica más caudalosa del mundo. La ACC es la única corriente que rodea el planeta sin cruzar fronteras continentales y también sustenta la circulación de retorno a escala global entre las tres principales cuencas oceánicas. El transporte de la ACC está limitado por el equilibrio geostrófico debido a la relación entre los vientos térmicos, que es función de la distribución de la densidad meridional y vertical en todo el Océano Antártico. La configuración de estas capas de densidad está sujeta a alteraciones por los vientos superficiales, así como por los intercambios de salinidad y temperatura en la superficie, los cuales están sujetos a cambios rápidos debido al cambio climático en curso. Los vientos dominantes del oeste, un rasgo característico del Océano Antártico, inducen un transporte de Ekman hacia el norte que tiende a intensificar la inclinación de las capas de densidad, aumentando el gradiente de densidad meridional variable según la profundidad. Sin embargo, este proceso se ve contrarrestado por el aumento de los remolinos baroclínicos y la mezcla, que, en conjunto, moderan el gradiente de densidad meridional y compensan el transporte. Por otro lado, la respuesta de la ACC a las variaciones en la distribución de la flotabilidad superficial (es decir, los flujos de calor o agua dulce) también es importante y se ha visto influenciada por cambios climáticos pasados.

 

Figura 2. Transporte zonal en simulaciones del modelo. (a) Transporte zonal de media temporal e integración vertical en la simulación de repetición forzada anual  (promediado durante los últimos diez años de la simulación), (b) transporte zonal de media temporal e integración vertical en la simulación de perturbación futura, promediado durante el período 2040-2050, y (c) diferencia en el transporte zonal entre la perturbación futura y la simulación forzada anual. (d) Transporte ACC promediado anualmente (definido por la máscara de altura de la superficie del mar (línea negra discontinua en (a)-(c)) a través del Pasaje de Drake en la simulación de perturbación futura (línea azul), la perturbación futura sin agua de deshielo (línea roja) y transporte de media temporal en la simulación (línea negra continua; promediado durante los últimos diez años de la simulación). Las líneas grises en los paneles (a)–(c) muestran las ubicaciones del Pasaje de Drake utilizadas para el diagnóstico de transporte en el panel (d).

La ACC también está vinculada a la formación de AABW a lo largo de los márgenes antárticos. Simulaciones numéricas directas con resolución de turbulencia y simulaciones idealizadas con un modelo de remolinos han demostrado que la convección alrededor del continente antártico, que alimenta la AABW sin necesidad de forzamiento del viento, podría generar una corriente circumpolar similar a la ACC. Esto concuerda con un estudio de caso idealizado a partir de un modelo de gravedad reducida, donde el inicio de la formación de la AABW conlleva un gran aumento del transporte zonal. Estos resultados sugieren que un cambio en la convección alrededor de la Antártida, estrechamente vinculado a la producción de agua de deshielo y hielo marino alrededor del continente antártico, podría modificar directamente la ACC. En las últimas décadas, se ha observado una disminución en la formación de la AABW, y el enfriamiento por agua de deshielo glacial ha desempeñado un papel clave en la reducción de la convección que alimenta la formación de la AABW. Un reciente modelo de alta resolución encontró que el AABW podría disminuir en un 42 % para 2050 en respuesta a una perturbación constante del agua de deshielo. Si se establece el vínculo entre la formación del AABW y el transporte eólico térmico es evidente en el océano real, lo que sugeriría que la ACC experimentará una disminución de su intensidad a largo plazo. Sin embargo, hasta la fecha no se ha realizado ningún estudio sobre el impacto de las constantes perturbaciones del agua de deshielo en la ACC. Una evaluación exhaustiva de las observaciones históricas y los modelos climáticos realizada recientemente, reveló que el transporte zonal en el Océano Austral se ha acelerado en las últimas décadas. Esta aceleración se ha atribuido hasta ahora a un aumento de los gradientes de temperatura meridionales en la región y se limita a una banda relativamente estrecha centrada en 52° S. Sin embargo, las simulaciones no incluyen los flujos de agua de deshielo de las plataformas de hielo, por lo que no incluyen el impacto de dichos flujos de agua dulce en la dinámica del Océano Austral. Las simulaciones tienen una resolución relativamente baja, de 1 grado de resolución horizontal, por lo que no capturan adecuadamente los remolinos de submesoescala. Además, el transporte de la CCA a través del Pasaje de Drake se ha mantenido sin cambios entre 2005 y 2019, lo que sugiere que la aceleración del transporte zonal observada  no ha influido en la CCA en el Pasaje de Drake. Por lo tanto, aún se desconoce cómo el aumento del derretimiento de las plataformas de hielo, que transportará grandes volúmenes de agua dulce al Océano Austral, afectará la reciente aceleración del transporte zonal o la relativamente estable CCA en el futuro.

Para explorar esta cuestión, se ha utilizado un nuevo modelo global de hielo-océano con resolución de remolinos, pionero en su tipo, forzado con flujos de agua de deshielo, para explorar el impacto del derretimiento y el calentamiento proyectados en el transporte de la CCA en el Océano Austral. En este modelo, el calentamiento superficial se ve rápidamente eclipsado por el enfriamiento polar debido al derretimiento del hielo en el Océano Austral. El agua de deshielo superficial se transporta hacia el norte a través de los patrones de circulación predominantes, lo que provoca una desaceleración del transporte zonal subacuático. En estas simulaciones, se proyecta que la ACC se desacelerará aproximadamente un 20% para 2050 en un escenario de altas emisiones.

 

Figura 3. Resumen de las propiedades de temperatura, salinidad y densidad del Océano Antártico en el conjunto de simulaciones realizadas. Promedio temporal de la superficie (líneas rojas) y promedio de la profundidad (líneas negras): (a) salinidad, (b) temperatura y (c) densidad en las simulaciones  (líneas discontinuas) y de perturbación futura (líneas continuas). Cambio en la salinidad superficial (líneas rojas) y promedio de la profundidad (líneas negras): (d) salinidad, (e) temperatura y (f) densidad (promedio temporal durante los últimos diez años de simulación) y la simulación de perturbación futura (promedio temporal entre 2040 y 2050). Cambio promediado zonalmente en (g) salinidad, (h) temperatura e (i) densidad entre el promedio y la simulación de perturbación futura.

Resultados

Se han evaluado los cambios en el transporte zonal en tres simulaciones: una simulación climática neutral y dos simulaciones de perturbaciones futuras.

Dada la resolución horizontal relativamente alta del modelo, estas simulaciones capturan múltiples escalas de procesos oceánicos, desde remolinos de pequeña escala cerca de la costa antártica hasta chorros y frentes de gran escala que caracterizan la ACC. La amplia gama de dinámicas capturadas por el modelo 1 se muestra en la instantánea de la velocidad superficial en la figura 1.

El conjunto de simulaciones revela una disminución a largo plazo del transporte zonal (como se muestra en la figura 2). Comprender la causa de esta tendencia descendente es importante para predecir cambios climáticos y oceánicos más amplios. El patrón de transporte zonal promedio en la simulación de la Corriente Forzada de Repetición Anual (RYF) muestra una fuerte serie circumpolar de chorros que componen la ACC (figura 2(a)). Durante los últimos diez años de la simulación RYF, el transporte zonal a través del Pasaje de Drake es de 113 Sv (línea negra continua en la figura 2(d)).

En contraste con la simulación RYF, la simulación de perturbación futura (promediada durante la década de 2040 a 2050) muestra cambios importantes en el transporte zonal en diferentes partes del Océano Austral. Se observa un aumento en el transporte zonal hacia el oeste (color azul) sobre el talud continental antártico, en consonancia con la ubicación de la Corriente del Talud Antártico en este modelo (figura 2(b)). Este fortalecimiento de la Corriente del Talud Antártico se ha reportado previamente en una configuración de perturbación de agua de deshielo más idealizada con el mismo modelo y un modelo acoplado de plataforma de hielo-hielo marino-océano. En el resto del Océano Austral, el transporte hacia el este ha disminuido en general, lo que indica una disminución de la ACC y del transporte zonal. Esta disminución también es visible en el transporte de la ACC integrado verticalmente en la figura 2(d), con una disminución aproximada del 20% a lo largo de cuatro décadas en el Pasaje de Drake, a una tasa de 5 Sv/década.

La perturbación futura sin simulación de agua de deshielo muestra que esta disminución de la ACC y del transporte zonal se debe enteramente a la producción de agua de deshielo alrededor de la Antártida (compárense las líneas roja y azul en la figura 2(d)). Cuando el modelo se ve forzado únicamente por los cambios proyectados en los vientos y la temperatura, el transporte de la ACC permanece prácticamente sin cambios. En el modelo analizado aquí, las proyecciones futuras del agua de deshielo antártica compensan rápidamente cualquier aceleración provocada por el calentamiento, lo que indica un cambio en la dinámica que controla el transporte en el Océano Austral.

El transporte zonal en el Océano Austral se sustenta en los perfiles de densidad y estratificación de la columna de agua. Para comprender la pronunciada caída del transporte zonal en las ejecuciones de perturbación, es esencial comprender los cambios en los perfiles meridionales y verticales de temperatura, salinidad y densidad. Existe un gradiente meridional promediado zonalmente de dulce a salado, de frío a cálido y denso a ligero en la superficie del Océano Austral (líneas rojas en las figuras 3(a)-(c)). Sin embargo, en un sentido promediado en profundidad, el gradiente de salinidad se invierte (líneas negras en la figura 3(a)), debido a la inclusión de las aguas profundas circumpolares subsuperficiales, más saladas, a lo largo de los márgenes antárticos, y el agua dulce subducida en las aguas antárticas más al norte.

No obstante, el gradiente meridional medio de densidad en el Océano Austral presenta agua densa en el sur y agua más ligera en el norte.

El cambio en este gradiente medio revela la causa raíz de la disminución del transporte zonal (figuras 3(d)-(i)). La salinidad de la superficie del mar disminuye a lo largo de los márgenes antárticos (latitudes al sur de 65° S), y hay un mayor enfriamiento en las latitudes subpolares. (latitudes al norte de 65° S) consistente con la subducción del Agua Intermedia Antártica (AAIW). En latitudes subpolares profundas, existe una ligera tendencia al aumento de la salinidad. El campo de temperatura, por otro lado, generalmente se calienta en la mayoría de las regiones del océano, con aumentos sustanciales observados, en particular, alrededor de los márgenes antárticos. El aumento de temperatura alrededor de los márgenes antárticos no se observa en la futura perturbación sin simulación de agua de deshielo (no se muestra), lo que implica que el calentamiento de los márgenes antárticos en este caso es un fenómeno impulsado por el agua de deshielo. El impacto neto de este enfriamiento y calentamiento espacialmente heterogéneo es una disminución neta de toda la columna de agua, como se muestra en las figuras 3(f) e (i). La salinización subsuperficial de los márgenes antárticos se ve contrarrestada eficazmente por la señal de calentamiento en la zona, lo que provoca una pérdida de densidad en los márgenes. Más al norte, el calentamiento de la capa mixta y el enfriamiento de las aguas antárticas se combinan para aligerar el océano subsuperficial (figura 3(i)). Estos cambios de temperatura y salinidad tienen repercusiones significativas en la estratificación general, lo que puede influir en la ACC y el transporte zonal.

Este aumento de la estratificación de arriba a abajo es Atribuido principalmente a la acumulación de agua dulce cerca del margen antártico y al calentamiento del subsuelo en las latitudes subpolares. 

Estos resultados muestran que el transporte integrado zonal y de la ACC disminuye en respuesta al derretimiento y desprendimiento del hielo polar.

Al visualizar el transporte integrado zonal y en profundidad (figura 4), se ven las regiones donde el cambio en el transporte es mayor y los cambios en la estratificación que provoca esta disminución. En la perturbación futura sin simulaciones de agua de deshielo, hay un cambio insignificante en el transporte integrado en profundidad al sur de los 55° S, y un aumento en la velocidad zonal al norte de los 55° S (es decir, al norte de las latitudes del Pasaje de Drake). También hay un cambio mínimo en la densidad, ya que Esto se indica mediante las líneas isopicnas en la figura 4(c). Por otro lado, la futura serie de perturbaciones presenta cambios sustanciales en la densidad tanto en los márgenes antárticos como en las latitudes subpolares (incluidas las latitudes del Pasaje de Drake). La disminución general de la densidad (comparada con las líneas rojas y negras en la figura 4(d)) es coherente con la pérdida de densidad de la columna de agua que se muestra en la figura 3(i). Se observa un aumento de la pendiente de las isopicnas en los márgenes antárticos (es decir, una pendiente cada vez más negativa), en comparación con un aplanamiento de las isopicnas más al norte.

El componente geostrófico del flujo zonal (mostrado en las figuras 4(a), (b), (e) y (f)) muestra el impacto relativo de los cambios en la cizalladura geostrófica en el transporte zonal. En general, el transporte geostrófico imita en gran medida el cambio real en el transporte fuera de las regiones de corrientes de pendiente (es decir, fuera de la región entre 70° S y 65° S), particularmente en la simulación futura (figura 4(b)). Esto sugiere que la reducción en el componente este del transporte se debe a la disminución de la cizalladura geostrófica, como lo demuestra el aplanamiento de las isopicnas en esa zona. Cabe destacar que el flujo geostrófico es menor que el transporte real debido a la suposición necesaria de que 4000 dbar representan un nivel sin movimiento. Por lo tanto, esperamos que la magnitud del flujo geostrófico sea menor, ya que no alcanza algunos flujos límite moderados por debajo de los 5000 m.

 

Figura 4. Cambio del transporte zonal entre las simulaciones RYF y de perturbaciones futuras. (a) Cambio del transporte zonal integrado en profundidad en la simulación de perturbaciones futuras (sin agua de deshielo), (b) Cambio del transporte zonal integrado en profundidad en la simulación de perturbaciones futuras, (c) Cambio del transporte zonal integrado zonalmente en la simulación de perturbaciones futuras (sin agua de deshielo) y (d) Cambio del transporte zonal integrado zonalmente en la simulación de perturbaciones futuras. (e) Cambio del transporte geostrófico integrado zonalmente en la simulación de perturbaciones futuras (sin agua de deshielo) y (f) Cambio del transporte geostrófico integrado zonalmente en la simulación de perturbaciones futuras. Las curvas de nivel rojas y negras en los paneles (c) y (f) muestran las densidades medias temporales seleccionadas en las simulaciones RYF (negra) y futuras (roja).

Discusión

El debilitamiento observado de la CCA en la simulación de perturbaciones futuras es un hallazgo crucial con implicaciones significativas para la comprensión de los cambios oceánicos y climáticos futuros. La reducción de la CCA y del transporte zonal, de aproximadamente un 20% a lo largo de cuatro décadas, sugiere una reconfiguración sustancial de la dinámica del Océano Austral. Este cambio en la CCA, uno de los principales sistemas de corrientes del planeta, podría tener impactos de gran alcance en los patrones climáticos globales, la distribución del calor oceánico y los ecosistemas marinos. El endulzamiento de las aguas superficiales y subterráneas, en particular alrededor de los márgenes antárticos, y la salinización de las capas oceánicas más profundas, pone de relieve las alteraciones en la estructura termohalina del océano que podrían estar en curso. La señal de calentamiento observada en la mayoría de los lugares, especialmente alrededor de los márgenes antárticos, coincide con las expectativas generales de calentamiento oceánico futuro. El esquema de la figura 5 resume la interacción entre la subducción, la estratificación y el transporte zonal que explica los cambios en la ACC en las simulaciones de perturbaciones futuras. Dos cambios principales en la circulación de subducción son la disminución del AABW y el endulzamiento del AAIW debido al derretimiento del hielo. Estos cambios impactan la columna de agua cerca de los márgenes antárticos: se observa un aumento del contenido de agua dulce y la estratificación en la capa superior del océano, y una reducción de la convección profunda, lo que reduce aún más el transporte de agua fría y dulce al abismo. En consecuencia, cerca de los márgenes antárticos, la capa superior del océano pierde densidad debido al endulzamiento, mientras que la capa profunda del océano pierde densidad principalmente debido al calentamiento del océano (a pesar del ligero aumento de la salinidad en esa zona). Más al norte, la capa superior y la capa profunda del océano se calientan considerablemente, lo que aligera aún más la columna de agua. En la capa superior del océano, el efecto neto de estos cambios en la columna de agua es un aumento del gradiente de densidad meridional, lo que impulsa una aceleración de la ACC en la capa superior del océano a través del equilibrio térmico del viento. Sin embargo, el océano profundo experimenta un enfriamiento (subducido por el AAIW), que compensa el enfriamiento profundo y produce un cambio de densidad insignificante. Como resultado, el gradiente de densidad vertical del océano profundo se vuelve menos profundo, junto con un debilitamiento del gradiente de densidad meridional, lo que impulsa una desaceleración de la ACC a través del equilibrio térmico del viento. El efecto neto del fortalecimiento del ACC en la capa superior del océano y el debilitamiento del ACC en el océano profundo es una reducción general del transporte zonal y de la ACC. El mecanismo en la figura 5 destaca los complejos procesos que interactúan para impulsar una desaceleración de la ACC y del transporte zonal. Si asumimos que la compleja relación Si bien la relación entre los flujos de agua de deshielo y la intensidad del ACC ilustrada aquí se mantiene independientemente de los escenarios de emisiones, podemos predecir una futura disminución de la intensidad de la ACC, cuya magnitud se desconoce.

 

Figura 5. Esquema de la evolución del transporte zonal en el Océano Antártico y su relación con la inversión y la estratificación oceánicas. Los cambios en la masa de agua se deben al rápido endulzamiento de los márgenes antárticos y al calentamiento futuro de la mayor parte de la columna de agua.

El endulzamiento/salinización y el calentamiento/enfriamiento se muestran mediante parches de color verde claro/oscuro y rojo/azul claro, respectivamente. Las flechas muestran el transporte en el experimento RYF y de perturbaciones futuras, y las flechas curvas marcan los cambios en la convección profunda. Las isosuperficies de densidad en el experimento RYF y de perturbaciones futuras se muestran en azul claro y azul oscuro, respectivamente.

Cabe destacar que las simulaciones exploradas en este estudio presentan algunas salvedades importantes. En primer lugar, el modelo océano-hielo marino analizado no está acoplado a un modelo atmosférico o de manto de hielo. En consecuencia, podrían faltar retroalimentaciones clave.

Investigaciones anteriores han demostrado que las anomalías de la temperatura superficial del mar en el Pacífico Sur afectan significativamente la retroalimentación de las nubes, lo que a su vez puede modificar la dinámica del Océano Austral. Además, la inclusión de las cavidades de la plataforma de hielo puede diluir los flujos de agua dulce a medida que las columnas de agua de deshielo se mezclan con las aguas subterráneas en su camino hacia la superficie del océano. El retroceso de la plataforma de hielo también puede precipitar el colapso del manto de hielo debido a la falta de soporte, lo que altera significativamente los flujos de agua de deshielo alrededor de la Antártida. 

Cambio climático abrupto III ¿Cuál es el registro de cambios pasados en las capas de hielo y el nivel global del mar?

Reconstrucción de cambios pasados en las capas de hielo

Existen varios métodos para reconstruir cambios pasados en el área y la masa de las capas de hielo, cada uno con sus propias ventajas y desventajas. Los registros terrestres proporcionan información sobre la extensión anterior de las capas de hielo, lo que permite registrar la estabilización temporal de un margen de hielo mediante la acumulación de sedimentos (morrena) que puede datarse mediante métodos isotópicos. Estos registros son importantes para identificar la última extensión máxima y el historial de retroceso de una capa de hielo, pero la mayoría de los registros terrestres de glaciación anteriores al Último Máximo Glacial (LGM), hace unos 21.000 años, han sido borrados por la erosión, lo que limita su aplicación a períodos posteriores al LGM. Además, en la mayoría de los casos solo proporcionan información sobre la extensión, pero no sobre el espesor, por lo que estos registros no necesariamente reflejan grandes cambios potenciales en el volumen.

La aplicación de esta estrategia al retroceso de la Capa de Hielo de la Antártida Occidental (WAIS) desde su posición LGM proporciona un contexto importante para comprender la dinámica actual del hielo. Se dató  la recesión de la línea de base de la WAIS en la bahía del Mar de Ross y se descubrió que el retroceso moderno de la línea de base forma parte de una recesión en curso que ha estado ocurriendo durante los últimos ~9.000 años.  El adelgazamiento de la capa de hielo podría aún estar en curso. Estos resultados son importantes no solo para establecer restricciones sobre los cambios a largo plazo con los que evaluar los controles a corto plazo sobre el cambio en la capa de hielo, sino también para proporcionar puntos de referencia importantes para modelar la evolución de la capa de hielo. Sin embargo, la cobertura espacial de estos datos de la Antártida sigue siendo limitada.

Otra estrategia para evaluar la historia pasada de la capa de hielo se basa en el hecho de que el peso de las capas de hielo produce una compensación isostática de la Tierra sólida subyacente, generalmente conocida como ajuste isostático glacial (AIG). Los cambios en la masa de la capa de hielo causan movimientos verticales que pueden registrarse a lo largo de la costa, donde el nivel global del mar sirve como referencia. Dado que los cambios en la masa de hielo también causarán cambios en el nivel del mar local (debido a la gravedad) y global (debido al volumen), los cambios en el nivel del mar en una costa particular registran la diferencia entre los movimientos verticales de la tierra y el mar.

Reconstrucción del nivel del mar pasado

Los cambios del nivel del mar que se producen localmente, debido a la elevación o subsidencia regional, en relación con el nivel del mar global se denominan cambios del nivel del mar relativo (RSL), mientras que los cambios que se producen globalmente se denominan cambios eustáticos. En escalas de tiempo superiores a 100.000 años, los cambios eustáticos se producen principalmente por cambios en el volumen de las cuencas oceánicas inducidos por variaciones en la tasa de expansión del fondo marino. En escalas de tiempo más cortas, los cambios eustáticos se producen principalmente por cambios en el volumen de hielo, con contribuciones secundarias (del orden de 1 m) asociadas con cambios en la temperatura o la salinidad del océano (cambios estéricos). Los cambios en el volumen global de hielo también causan cambios globales en la RSL en respuesta a la redistribución de masa entre la tierra y el mar y la consiguiente compensación isostática y reequilibrio gravitacional. Este proceso de AIG debe tenerse en cuenta. Se considera importante determinar los cambios eustáticos a partir de registros geomórficos del nivel del mar anterior. Dado que los efectos del proceso AIG disminuyen con la distancia a las zonas de glaciación anterior, los registros RSL de sitios de campo lejano proporcionan una aproximación cercana a los cambios eustáticos.

 

Figura 1 (a) Registro del cambio del nivel del mar durante los últimos 130.000 años. La línea azul gruesa corresponde a la reconstrucción a partir de registros de δ⁻⁴O de núcleos de sedimentos marinos mediante análisis de regresión, con un error de ±13 m indicado por líneas grises delgadas. Los símbolos × representan costas datadas individualmente de Australia, Nueva Guinea, la plataforma de la Sonda, el golfo de Bonaparte, y Barbados. (b) Tasa de variación del nivel del mar (mm/año) y flujo equivalente de agua dulce (Sv, donde 1 Sv = 1000.000 m³ /segundo = 31 500 Gt/año) derivada del registro del nivel del mar en (a). Las barras horizontales grises representan las tasas promedio de variación del nivel del mar durante el siglo XX (barra inferior) y proyectadas para finales del siglo XXI (barra superior).

Un método adicional para limitar los cambios del nivel del mar en el pasado se basa en el cambio en la proporción de O18 a O16 del agua de mar  que ocurre a medida que el isótopo más ligero se elimina y almacena preferentemente en las capas de hielo en crecimiento (y viceversa). Estos cambios se registran en los fósiles de carbonato de organismos marinos microscópicos (foraminíferos) y proporcionan una serie temporal casi continua de cambios en el volumen de hielo y el nivel del mar eustático correspondiente. Sin embargo, dado que los cambios de temperatura también afectan a los foraminíferos a través del fraccionamiento dependiente de la temperatura durante la precipitación de calcita, la señal en los registros marinos refleja una combinación de volumen de hielo y temperatura. La Figura 1 muestra un intento de aislar el componente de volumen de hielo en el registro marino. Si bien, en un primer orden, este registro concuerda bien con las estimaciones independientes del nivel del mar eustático, este enfoque no logra capturar algunos de los cambios abruptos en el nivel del mar documentados por la evidencia paleolitoral, lo que sugiere que los grandes cambios en la temperatura del océano podrían no ser capturados con precisión en estos momentos.

Cambios del nivel del mar en el pasado

El registro de los cambios pasados en el volumen de hielo proporciona información importante sobre la respuesta de las grandes capas de hielo al cambio climático. Las mejores evaluaciones provienen del último ciclo glacial (hace 120.000 años hasta la actualidad), cuando los datos paleolitorales proporcionan una evidencia razonablemente bien restringida de los cambios en el nivel del mar eustático (Fig. 1). Los cambios en el volumen de hielo durante este intervalo fueron regulados por los cambios en la órbita terrestre alrededor del sol.  

El papel de C02

Cuando las concentraciones atmosféricas de CO₂ se encontraban dentro del rango de las proyecciones para finales del siglo XXI (entre 547 ppm y 1135 ppm, valor medio de 700 ppm) . El momento más reciente en el que no existía hielo permanente en el planeta (nivel del mar = +73 m) ocurrió hace >35 millones de años, cuando el CO2 atmosférico era de 1250 ± 250 ppm. A principios del Oligoceno (hace ~32 millones de años), el CO2 atmosférico disminuyó a 500 ± 50 ppm, lo que estuvo acompañado por el primer crecimiento de hielo permanente en el continente antártico, con una disminución concomitante del nivel eustático del mar de 45 ± 5 m. El hecho de que las proyecciones del nivel del mar para finales del siglo XXI  estén muy por debajo de las sugeridas por esta relación refleja el largo tiempo de respuesta de las capas de hielo al cambio climático. Con el tiempo suficiente en que los niveles atmosféricos de CO2 sean elevados, el nivel del mar seguirá aumentando a medida que las capas de hielo sigan perdiendo masa. Durante el último período interglaciar (LIG), desde hace unos 13.000 años hasta al menos 116.000 años, los niveles de CO2 fueron similares a los de la era preindustrial, pero las grandes anomalías positivas en la radiación solar de principios de verano, impulsadas por cambios orbitales, provocaron que las temperaturas estivales del Ártico fueran más cálidas que las actuales. Los corales en costas tectónicamente estables indican que el nivel del mar durante el LIG fue de 4 a 6 m superior al actual (Fig. 1). Los registros de núcleos de hielo  y los modelos indican que gran parte de este aumento se originó por una reducción del tamaño de la capa de hielo de Groenlandia, aunque también podría requerirse cierta contribución de la capa de hielo antártica.

 

Figura 2. Tasas de balance de masa promedio pentadal (periodo de 5 años) de los glaciares y casquetes polares del mundo, excluyendo Groenlandia y la Antártida, durante el último medio siglo. El balance de masa específico (eje izquierdo) se convierte en balance total y en equivalente a nivel del mar (eje derecho). C05a: media aritmética de todas las mediciones anuales dentro de cada lustro, con la envolvente de confianza sombreada en gris y el número de mediciones indicado en la parte superior del gráfico. C05i, DM05, O04: series corregidas espacialmente obtenidas de forma independiente. MB: media aritmética de C05i, DM05 y O04, con la envolvente de confianza sombreada en rojo. Las estimaciones están incompletas para el lustro más reciente. 

En el último máximo glacial, hace unos 21.000 años, el volumen y la superficie del hielo eran aproximadamente 2,5 veces superiores a los actuales, y la mayor parte del aumento se produjo en el hemisferio norte. La desglaciación fue forzada por el calentamiento provocado por los cambios en los parámetros orbitales de la Tierra, el aumento de las concentraciones de gases de efecto invernadero y las retroalimentaciones consecuentes. El registro del aumento del nivel del mar durante la deglaciación está particularmente bien delimitado por la evidencia paleolitoral (Fig. 2). El aumento del nivel del mar durante la deglaciación promedió entre 10 y 20 mm anuales, o al menos cinco veces más rápido que la tasa promedio de los últimos 100 años (Fig. 1), pero con variaciones que incluyen dos episodios extraordinarios ocurridos hace 19.000 años antes del presente  y 14.500 años antes del presente

Cambio climático disruptivo

Cuando las tasas máximas potencialmente superaron los 50 mm/año (fig. 2), o cinco veces más rápido que las proyecciones para finales de este siglo. Cada uno de estos "pulsos de agua de deshielo" añadió el equivalente a entre 1,5 y 3 capas de hielo de Groenlandia (~7 m) a los océanos durante un período de uno a cinco siglos, lo que demuestra claramente el potencial de las capas de hielo para causar cambios rápidos y profundos en el nivel del mar. Un tercer pulso de agua de deshielo pudo haber ocurrido hace unos 11.700 años, pero la evidencia de este evento es menos clara. Análisis recientes indican que el evento anterior de 19.000 años se originó a partir del hielo del hemisferio norte  El aumento del nivel del mar de ~20 m hace ~14.500 años, comúnmente conocido como pulso de agua de deshielo (MWP) 1A, indica un episodio extraordinario de colapso de la capa de hielo, con un flujo asociado de agua dulce al océano de ~0,5 sverdrup (Sv) a lo largo de varios cientos de años. Sin embargo, el momento, la fuente y el efecto climático del MWP-1A siguen siendo ampliamente debatidos. En un escenario, el evento fue desencadenado por un calentamiento abrupto (inicio del intervalo cálido de Bølling) en la región del Atlántico Norte, lo que provocó el derretimiento generalizado de las capas de hielo del hemisferio norte. En otro escenario, el MWP-1A se originó principalmente en la capa de hielo antártica, posiblemente como respuesta al calentamiento de aproximadamente 3.500 años en el hemisferio sur que precedió al evento. Aunque aún no se ha establecido la causa de estos eventos, su ocurrencia tras el calentamiento hemisférico podría implicar procesos dinámicos a corto plazo activados por dicho calentamiento, similares a los que se están identificando actualmente en Groenlandia y la Antártida.

Sin embargo, la evidencia directa de los registros geológicos terrestres de un escenario frente al otro sigue sin ser concluyente. Registros terrestres bien datados de la desglaciación de las capas de hielo del hemisferio norte, que en gran medida limitan los cambios solo en el área, no muestran una aceleración del retroceso del margen de hielo en ese momento, lo que lleva a algunos a concluir que el evento se produjo principalmente por la deflación de la capa de hielo con escasa respuesta del margen. El registro de la desglaciación de la capa de hielo antártica es menos preciso, y la evidencia disponible presenta resultados contradictorios, desde una contribución nula, pasando por una pequeña contribución, hasta una contribución dominante. Los grandes flujos de agua dulce que estos eventos representan también subrayan la importancia de las rápidas pérdidas de hielo para el sistema climático a través de sus efectos en la circulación oceánica. Un componente importante de la circulación termohalina oceánica implica la formación de aguas profundas en sitios del Océano Atlántico Norte y alrededor del continente Antártico, en particular los Mares de Weddell y Ross. La velocidad a la que se produce esta circulación termohalina impulsada por la densidad es sensible a los flujos superficiales de calor y agua dulce. Los ascensos eustáticos asociados con los dos pulsos de agua de deshielo deglacial corresponden a flujos de agua dulce ≥ 0,25 Sv, lo que, según los modelos climáticos, induciría un gran cambio en la circulación termohalina 

Conclusiones

A la vista de los paleodatos de los deshielos masivos de la última glaciación, las consecuencias más probables son; que el nivel del mar continuará aumentando durante siglos hasta alcanzar un nivel de varias decenas de metros respecto al nivel actual debido al derretimiento de los casquetes polares aunque estos no contienen ya la masa suficiente como para provocar disrupciones de la corriente termohalina o cambios climáticos tan bruscos como los producidos durante los eventos Dansgaard-Oeschger aunque sí podrían causar eventos similares de menor entidad. En un próximo post hablaré de los posible efectos del derretimiento antártico sobre la corriente circumpolar antártica.

La excepcional temporada de nieve (2024/25) en la sierra de Guadarrama

Como cada año, procedo al análisis de los días de nieve en la sierra de Guadarrama observada desde Madrid. Esta temporada ha sido absolutamente excepcional por una serie de hechos insólitos y nunca vistos antes que se han sucedido a lo largo de toda la temporada.

En primer lugar, nunca se había visto la sierra sin nieve a comienzos de diciembre, tal y como aparece en esta imagen del 5-12-2024. 

 

La sierra de Guadarrama sin nieve desde la temporada anterior. 5-12-2024 aventurate.com

Hubo que esperar hasta el 10 de diciembre para verificar la primera nevada, la más tardía de toda la serie desde 1985.

 

Primera nevada en la sierra de Guadarrama 10-12-2024.

 

Pero días después desapareció completamente, cosa que cada vez resulta más habitual, pero que hace apenas diez años nunca había sucedido (es decir la primera nevada de la temporada enlazaba con las siguientes hasta la primavera-verano).

Insólita imagen de la sierra de Guadarrama sin nieve el día de nochebuena 24-12-2024.

Hubo que esperar hasta el 7 de enero para ver de nuevo la sierra con nieve.

 

Sierra de Guadarrama con la segunda nevada de la temporada 7-1-2025.

Pero contra todo pronóstico y de forma de nuevo insólita para la sierra de Guadarrama, vimos por segunda vez como se quedaba de nuevo sin nieve en pleno invierno con las temperaturas más bajas y la menor insolación del año.

 

Doblemente insólita imagen de la sierra de Guadarrama sin nieve el 16-1-2025 coincidiendo con la época de menor temperatura e insolación del año.

Hubo que esperar otras dos semanas para ver de nuevo la sierra con su tercera nevada de la temporada.

 

Sierra de Guadarrama con la tercera nevada de la temporada 30-1-2025.

Esta temporada hemos podido “contar” las nevadas en la sierra, cosa que suele ser difícil debido a las nevadas constantes de otras temporadas.

 

Sierra de Guadarrama con  la cuarta nevada de la temporada el 12-2-2025.

El 26 de febrero no llegó a desaparecer la nieve aunque estuvo a punto, con un aspecto lamentable, típico de junio. Hubo una pequeña “enfarinada” el 27 de febrero.

 

Sierra de Guadarrama casi pierde su cuarta nevada 26-2-2025.

Luego vino el excepcional mes de marzo y la sierra recuperó su aspecto habitual para estas fechas.

 

La sierra de Guadarrama recupera su aspecto habitual el 12-3-2025.

Las excepcionales nevadas de marzo hicieron de la estación de esquí de  Valdesquí la tercera con más nieve del mundo con más de 5 metros de espesor.

En abril la sierra mostraba un aspecto envidiable

 

La sierra de Guadarrama con un aspecto una vez más insólito para la fecha, esta vez por exceso de nieve 21-4-2025.

El 21 de abril la sierra de Guadarrama mostraba un aspecto ni siquiera alcanzado el año récord de 2013.

 

La sierra de Guadarrama el 21-4-2013, el año que más tarde se derritió la nieve.

Estadísticas sobre la primera y última nieve observadas

El aspecto más destacado de esta temporada, es que la primera nevada visible desde Madrid se retrasó considerablemente hasta el 10 de diciembre de 2024. Esta fecha es la más tardía registrada en toda la serie. Las primeras nieves de diciembre desaparecieron  hasta la siguiente nevada del 6 de enero de 2025.

La tabla mostrada a continuación, presenta las fechas de la primera y última nevada observada a simple vista desde Madrid en la sierra de Guadarrama, abarcando un periodo desde 1985 hasta 2025. 

 

La tabla muestra una variabilidad considerable en las fechas de la primera y última nevada a lo largo de los años.

• Primera Nevada: Las primeras nevadas suelen ocurrir entre finales de octubre y mediados de noviembre. Aunque las fechas más tempranas registradas son en septiembre: el 19/09/2000 y 23/09/1993 mientras que las más tardías son el 10/12/2024 y 28/11/2006.

• Última Nevada: Las últimas nevadas, por lo general, se observan entre finales de mayo y finales de julio. Siendo las más tardías registradas el 18/08/2013 y el 6/08/2018 y las más tempranas el 25/04/2023 y el 1/05/2020.

Como se puede ver, la fecha más temprana de derretimiento de toda la nieve se da en 2023 y la más tardía de las primeras nevadas se da en 2024 lo que pone de manifiesto la excepcionalidad de las tres últimas temporadas. 

He compilado los días de nieve de cada temporada en una gráfica y el resultado es este:

 

Esta gráfica representa los días con nieve por temporada desde 1985/86 hasta 2024/25. Se observa una gran variabilidad interanual: Hay años con 290 días de nieve (como 2000/2001 o 2012/2013), y otros con menos de 200 días, como 1994/1995, 2022/2033 y este último analizado 2024/2025.

Se detecta una caída marcada en los últimos años, especialmente desde 2020/2021, donde los valores bajan por debajo de 200 días y caen de forma abrupta hasta apenas unos 160 días en 2022/23.

Media móvil de 10 años

Esta gráfica suaviza la variabilidad anual mostrando la media móvil de 10 años del número de días con nieve:

Desde 1994/1995 hasta aproximadamente 2019/2020, la media se mantiene relativamente estable entre los 240 y 250 días, con ligeras oscilaciones. Pero a partir de 2020/2021, se observa una caída brusca, pasando de más de 240 días a poco más de 210 días en tan solo cinco años.

La pendiente descendente reciente es la más acusada de toda la serie, lo que indica que el descenso no es un fenómeno aislado, sino sostenido.

Aunque durante décadas el número de días con nieve en la sierra de Guadarrama ha mostrado una notable resiliencia o permanencia (en torno a 240-250 días por año), los últimos 4-5 años rompen esta tendencia de forma abrupta, con una caída clara tanto en los valores anuales como en la media móvil. Esta tendencia reciente podría ser un síntoma claro del impacto del cambio climático en esta región de montaña.

Esta caída sugiere un cambio estructural reciente en el régimen de nevadas, probablemente relacionado con el cambio climático. La sierra de Guadarrama mostró una permanencia relativa en el número de días con nieve durante décadas, sin embargo, la abrupta disminución desde 2020 marca un punto de inflexión alarmante.

Este descenso reciente podría indicar efectos cada vez más marcados del calentamiento global, afectando la persistencia de la nieve incluso en zonas tradicionalmente nevadas.

El Sahara Verde

Durante el Holoceno, el Sáhara experimentó un período de mayor humedad, conocido como el "Sáhara Verde", donde la región se transformó en un ambiente similar a una sabana con lagos y vegetación. Era una región significativamente más húmeda que hoy en día, con vegetación abundante y cuerpos de agua que permitían el asentamiento de comunidades humanas. Estas condiciones crearon un ecosistema de sabana que facilitó el desarrollo de culturas que representaban su entorno en arte rupestre.

Esto permitió que comunidades de pastores y cazadores-recolectores se asentaran y prosperaran, practicando la domesticación de ganado y creando asentamientos complejos. Sin embargo, a partir del 5300 a.C., comenzó un proceso de desertificación que obligó a estas comunidades a migrar hacia el valle del Nilo, contribuyendo significativamente al surgimiento de las primeras culturas egipcias.

Muchas de las bases de la civilización egipcia, incluyendo sus creencias religiosas y estructuras sociales, tienen sus raíces en las sociedades que habitaban el "Sáhara Verde" antes de la desertificación. A medida que el clima se volvió más árido, comenzó una progresiva desertificación que transformó el Sáhara en el desierto actual. Este cambio forzó el desplazamiento de comunidades hacia áreas más habitables, como los márgenes del Nilo y otras zonas fértiles. La transición climática no solo transformó el paisaje, sino que también impulsó el movimiento de estas comunidades hacia el valle del Nilo, facilitando la emergencia de la civilización egipcia. 

 Restos de un lago seco del Holoceno

En el período final de la regionalización del Holoceno medio (5300-3500 a. C.), podemos observar pruebas claras de una desecación gradual del Desierto Occidental. Las poblaciones comenzaron a retirarse hacia el sur, el este y la zona de Gilf Kebir y Gebel Uwaiynat. Esto se debió probablemente a un cambio en la estacionalidad de las lluvias. Las lluvias de invierno, que probablemente caían por la noche, creaban más humedad que las lluvias monzónicas de verano del Holoceno temprano, que caían durante el día y se evaporaban con una rapidez comparable. La retirada gradual de las poblaciones trashumantes del Sahara Oriental fue aproximadamente contemporánea con los inicios de la vida sedentaria y las primeras comunidades neolíticas en el valle del Nilo. Estas se concentraron en las áreas de Faiyum y Merimde en la parte norte del valle del Nilo y Badari en el sur (Alto Egipto). Estos asentamientos comienzan alrededor del 5000 a. C. Muchos aspectos sociales y religiosos de la antigua civilización egipcia pueden haber sido introducidos por comunidades que venían del desierto occidental. 

El año 3500 a. C. representa un punto de inflexión definitivo en la historia de la ocupación del desierto occidental egipcio, cuando las ocupaciones permanentes cesaron definitivamente y solo unas pocas poblaciones trashumantes lograron sobrevivir durante algunos siglos más.

 Fig 1. Mapa que muestra la desecación gradual del desierto occidental entre el 7.000 y el 3.500 a.C. Nótese el desplazamiento gradual de los asentamientos del oeste al este, hacia el valle del Nilo.

 Fig. 2. Gráfico que muestra el cambio climático en dos áreas diferentes: Abu Ballas y Gilf Kebir en el Desierto occidental.

 Arte rupestre y su relación con el "Sáhara Verde"

Se han encontrado pinturas y grabados en piedra en multitud de localizaciones en lo que hoy es el desierto del Sahara; Estas muestran animales que ya no se encuentran en el Sáhara debido a la aridez actual, como jirafas, elefantes y antílopes. Esto evidencia un entorno mucho más húmedo en el pasado. Las pinturas y grabados reflejan la adaptación de las comunidades a las condiciones cambiantes. Por ejemplo, las representaciones de ganado sugieren una transición hacia prácticas pastorales como respuesta a la desertificación. 

 Fig. 3. La más grande de las jirafas dabous, Níger.

Se han encontrado Imágenes de fauna y pastoreo, representaciones de jirafas y bovinos en contextos estilizados ilustran el ambiente del "Sáhara Verde". Escenas dinámicas, composiciones que muestran actividades humanas como danzas o ceremonias rituales resaltan el vínculo entre las comunidades y su entorno. 

 Fig 4. Cambios climáticos del Holoceno en el Sahara central reconstruidos a partir de los registros paleohidrológicos; también se informan cambios culturales (las sombras indican el evento de 8.200 años calibrados antes del presente y la aridez del Holoceno medio).

Características climáticas del Sahara Verde

Durante algunos períodos secos, el norte de África emitió más del doble de polvo que en la actualidad. A través de sus muestras, los investigadores confirmaron que el Período Húmedo Africano comenzó y terminó de manera muy abrupta, consistente con hallazgos previos. Sin embargo, encontraron que hace 6.000 años, hacia el final de este período, las emisiones de polvo eran una quinta parte de las actuales y mucho menores de lo estimado anteriormente. 

Durante la primera mitad del Holoceno (hace entre 11.000 y 5.000 años), el hemisferio norte experimentó un fortalecimiento del régimen monzónico, las reconstrucciones climáticas son bastante consistentes con un reverdecimiento de la región del Sahara, respaldado por los archivos paleoclimáticos que también muestran que este período húmedo africano (AHP, por sus siglas en inglés) estuvo acompañado de cambios en las condiciones climáticas de las latitudes medias y altas. Sin embargo, aun existen inconsistencias en las reconstrucciones del clima del Holoceno medio (MH, por sus siglas en inglés) respecto a las latitudes medias, y las simulaciones de modelos ofrecen un soporte limitado para reducir estas discrepancias. 

Además de la climatología del Sahara, interesa conocer el resto de patrones climáticos en el resto del mundo en aquella época y su interacción con el llamada “Sahara Verde”, para ello, se han utilizado un conjunto de simulaciones realizadas con un modelo climático para investigar el impacto, hasta ahora inexplorado, del reverdecimiento del Sahara en la circulación atmosférica de las latitudes medias durante el Holoceno medio. Las simulaciones numéricas muestran que el reverdecimiento del Sahara tiene un impacto durante todo el año en las principales características de la circulación en el hemisferio norte, especialmente durante el verano boreal (cuando se desarrolla el monzón africano). 

Entre los hallazgos clave se incluye un desplazamiento hacia el oeste de la circulación global de Walker, lo que conduce a modificaciones en la corriente en chorro del Atlántico Norte durante el verano y en la del Pacífico Norte durante el invierno. Además, el reverdecimiento del Sahara modifica la circulación sinóptica atmosférica sobre el Atlántico Norte, intensificando el efecto del forzamiento orbital en la transición de fase de la Oscilación del Atlántico Norte, de predominantemente positiva a negativa, en invierno y verano. Aunque la prescripción de vegetación en el Sahara no mejora la concordancia entre los datos proxy y los modelos, este estudio proporciona la primera restricción sobre la influencia del reverdecimiento del Sahara en las latitudes medias del norte, abriendo nuevas oportunidades para comprender las anomalías climáticas del Holoceno medio en regiones como América del Norte y Eurasia. 

Durante el Holoceno temprano y medio (hace entre 11.000 y 5.000 años), el solsticio de verano ocurrió cerca del perihelio de la órbita terrestre, lo que provocó un aumento de la insolación durante el verano boreal y modificaciones consecuentes en la estacionalidad climática. Este período se conoce a menudo como el "óptimo térmico del Holoceno", un tiempo caracterizado por notables cambios climáticos y ambientales en los trópicos, así como en latitudes medias y altas. 

El hemisferio norte experimentó un refuerzo del régimen monzónico global evidente en África, lo que dio lugar al llamado Período Húmedo Africano (AHP, por sus siglas en inglés) y al consecuente reverdecimiento del Sahara. En las latitudes medias, los registros paleoclimáticos sugieren una evolución climática compleja, que incluye un enfriamiento gradual en el noreste del Atlántico, en contraste con un calentamiento en el Atlántico subtropical occidental, el Mediterráneo oriental y el norte del Mar Rojo desde el Holoceno temprano hasta el medio. Estos cambios estuvieron acompañados por fases predominantemente negativas de la Oscilación Ártica y la Oscilación del Atlántico Norte (AO y NAO, respectivamente). 

Los registros proxy también indican desviaciones climáticas específicas por región en comparación con el clima preindustrial: el este de América del Norte y Escandinavia probablemente experimentaron condiciones más cálidas y secas; Europa occidental probablemente tuvo inviernos más fríos y veranos más cálidos; Europa central probablemente vivió un calentamiento general; el Mediterráneo probablemente experimentó condiciones más frías y lluviosas; y Asia central probablemente tuvo un aumento de las precipitaciones anuales, inviernos más cálidos y veranos más fríos (Fig. 5). Sin embargo, la interpretación de estos cambios climáticos, particularmente en lo que respecta a los patrones de temperatura y precipitación (según lo indicado por los proxies), parece potencialmente inconsistente con los cambios sugeridos en la circulación atmosférica. Por ejemplo, un este de América del Norte más seco, una Escandinavia más cálida y un Mediterráneo más frío serían inconsistentes con un cambio de fase positiva a negativa en la NAO/AO. 

Además, existen diferencias en la estimación tanto del momento como de la magnitud del máximo térmico del Holoceno en las latitudes medias y altas. En este contexto, los modelos climáticos tienen dificultades para definir las condiciones climáticas asociadas con el óptimo térmico del Holoceno. En las regiones monzónicas del norte, los aumentos de precipitación suelen subestimarse, mientras que el calentamiento veraniego en latitudes medias y altas tiende a sobreestimarse. Para explicar las limitaciones de los modelos climáticos al representar el clima del Holoceno medio, varios estudios han señalado el papel de la vegetación, junto con otros retroalimentadores en las latitudes tropicales y altas, en la modulación de la respuesta climática al forzamiento orbital. 

En particular, el notable reverdecimiento del Sahara influyó tanto en los climas regionales como globales durante el Holoceno medio. Los estudios de modelado han demostrado que la consecuente reducción del albedo y las emisiones de polvo, junto con un mayor reciclaje de agua asociado con una mayor cobertura vegetal, fueron factores clave para mantener el régimen monzónico africano intensificado durante el AHP reforzando el sistema monzónico global y modificando la actividad de los ciclones tropicales y la variabilidad de la Oscilación del Sur de El Niño (ENSO, por sus siglas en inglés) Sin embargo, aunque los modelos paleoclimáticos sobre el reverdecimiento del Sahara se han centrado principalmente en su impacto en los trópicos y subtrópicos, los estudios sobre las respuestas climáticas en latitudes medias aún son limitados. 

El objetivo de este artículo es estudiar el impacto del reverdecimiento del Sahara en la circulación atmosférica de latitudes medias en el hemisferio norte y la variabilidad climática asociada durante el Holoceno medio (MH, por sus siglas en inglés). Para ello, se utiliza un modelo climático para investigar los mecanismos subyacentes relevantes. Además, se evalúa un acuerdo entre los datos proxy y el modelo en latitudes medias que considere un Sahara verde con emisiones reducidas de polvo. Este estudio se centra en el análisis de las estaciones de invierno (de diciembre a febrero, DJF) y verano (de junio a agosto, JJA) en el hemisferio norte. 

 Fig. 5. Comparación de las reconstrucciones de modelos y proxy. Cambios en la temperatura de invierno (a, b), la temperatura de verano (c, d) y la precipitación anual (e, f) entre las simulaciones MHPMIP y PI (a, c, e) y entre la simulación de MH del Sahara verde (MHGS) y la simulación PI(b, d, f). El sombreado de color indica anomalías que son significativas en el nivel de confianza del 95 % basado en una prueba t de Student. Los puntos rellenos representan sitios proxy y su firma MH en relación con la simulación PI. Los puntos rojos indican una firma más cálida, los puntos azules indican una firma más fría, los puntos marrones indican una firma más seca, los puntos verdes indican una firma más húmeda y los puntos grises indican que no hay cambios o una firma no concluyente.

 Respuesta climática al reverdecimiento del Sáhara en el hemisferio norte 

En esta sección se presentan las respuestas climatológicas estacionales de la temperatura cerca de la superficie, la precipitación y la circulación atmosférica durante el invierno boreal (DEF) y el verano boreal (JJA). Estas respuestas, derivadas de las modificaciones en los parámetros orbitales, así como de la combinación de estos con el reverdecimiento prescrito del Sáhara. Como consecuencia de los cambios en los parámetros orbitales, el hemisferio norte muestra temperaturas a 2 metros significativamente más cálidas en ambas estaciones y simulaciones (Figs. 5a–d y 6). Este calentamiento es notablemente más pronunciado cuando se prescribe el reverdecimiento del Sáhara, tanto en invierno como en verano (Figs. 5a–d y 6). 

Invierno (DEF): El calentamiento alcanza su máximo en la región ártica, presumiblemente debido a una pérdida de hielo marino (Fig. 5a y b). La reducción del albedo asociada con la cobertura vegetal aumenta el forzamiento radiativo en la región del Sáhara, resultando en un efecto de calentamiento en los trópicos del norte (Figs. 5a–b y 6a). 

Verano (JJA): El hemisferio norte experimenta un calentamiento uniforme, que se extiende desde las regiones polares hasta los subtrópicos (Figs. 5c–d y 6b). 

Áreas relacionadas y efectos regionales

El reverdecimiento del Sáhara modifica sustancialmente las interacciones entre la radiación, el albedo y la circulación atmosférica, amplificando los cambios climáticos en estas zonas. 

 Figura 6. Cambios en la media latitudinal climatológica de la temperatura a 2 m en las simulaciones MHPMIP (líneas amarillas) y MHGS (líneas verdes) en relación con la simulación PI, junto con los cambios en la simulación MHGS en relación con la simulación MHPMIP (líneas negras), en (a) invierno boreal y (b) verano. Las líneas más gruesas indican anomalías que son significativas en el nivel de confianza del 95 % según la prueba t de Student.

 Figura 7. Cambios en la media latitudinal climatológica de la precipitación en las simulaciones MHPMIP (líneas amarillas) y MHGS (líneas verdes) en relación con la simulación PI, junto con los cambios en la simulación MHGS en relación con la simulación MHPMIP (líneas negras), en (a) invierno boreal y (b) verano. Las líneas más gruesas indican anomalías que son significativas en el nivel de confianza del 95 % según la prueba t de Student.

 Enfriamiento y respuesta climática asociada al monzón africano

 El enfriamiento superficial asociado con la intensificación del monzón africano es visible en el norte de África en ambas simulaciones, siendo más pronunciado en la simulación MHGS (Fig. 5c y d). 

Precipitación en el hemisferio norte

Latitudes medias a altas: Tanto en invierno como en verano, se observa un aumento significativo de la precipitación en ambas simulaciones del Holoceno Medio (MH), intensificado cuando se prescribe el reverdecimiento del Sáhara (Figs. 5e–f y 7). Este aumento en la precipitación se relaciona con una desaceleración del flujo de vientos del oeste en la alta troposfera en los subtrópicos, junto con un refuerzo en las latitudes medias (Fig. 8). En los trópicos del norte, la precipitación también se incrementa significativamente en ambas simulaciones, con un Sáhara verde resultando en un aumento adicional respecto a la simulación MHPMIP (Figs. 5e–f y 7). Región monzónica: Ambas simulaciones muestran una intensificación del régimen monzónico boreal durante el verano, acompañado por un desplazamiento hacia el norte de la franja de precipitaciones (Figs. 5e–f y 7). 

Respuestas estacionales de precipitación

Invierno: 

Se observan anomalías secas significativas en Asia central. En contraste, se presentan anomalías húmedas significativas en las altas latitudes de América del Norte y Eurasia. Estas anomalías están dispersas en la simulación MHPMIP pero son más generalizadas en la simulación MHGS (Fig. 4a y b). El Sáhara verde compensa las anomalías secas simuladas en el norte de África tropical en la simulación MHPMIP (Fig. 4a y b). 

Verano: 

Ambas simulaciones MH muestran anomalías húmedas en la región monzónica, el Atlántico Norte tropical y el Pacífico ecuatorial (Fig. 4c y d). La respuesta es más fuerte en la simulación MHGS debido al efecto del reverdecimiento del Sáhara sobre el monzón africano (Fig. 4c y d). 

Dinamismo atmosférico y corrientes en chorro 

Corrientes en chorro

En Norte América, se intensifica y zonaliza el chorro asociado al final de la trayectoria de tormentas del Pacífico Norte en ambas simulaciones MH en comparación con PI (Fig. 5a). En el Atlántico Norte, al oeste de Eurasia, se registra un ligero debilitamiento de los vientos del oeste en latitudes medias, junto con una intensificación leve en las latitudes subpolares (Fig. 5b), sugiriendo posibles modificaciones en los patrones de circulación. 

Efectos del Sáhara verde

 Aunque el reverdecimiento del Sáhara no influye significativamente en la dinámica invernal del chorro más allá de los cambios inducidos por los parámetros orbitales, su impacto es notable en la respuesta monzónica veraniega, incluyendo: Secado significativo en latitudes subtropicales en el Pacífico Norte, el Atlántico Norte y otras áreas cercanas. 

 Figura 8. Cambios en la precipitación (mm/día) en las simulaciones (a, c) MHPMIP y (b, d) MHGS con respecto a la simulación PI en (a, b) invierno y (c, d) verano. Solo se muestran las áreas con anomalías de precipitación estadísticamente significativas, estimadas mediante una prueba t de Student con un nivel de confianza del 95%. Los contornos rojos y azules indican cambios positivos y negativos, respectivamente, en la velocidad del viento zonal a 300 hPa (m/s).

 Bibliografía:

Mid-Holocene climate at mid-latitudes: assessing the impactof Saharan greening 

Barta, M. (2010): Swimmers in the Sand. On the Neolithic Origins of Ancient Egyptian Mythology and Symbolism.

 Prague:Dryada.  Huyge, D.; Van Noten, F.; Swinne, D. (eds.) (2012): The Signs of Which Times? Chronological and Palaeoenvironmental Issues in the Rock Art of Northern Africa. Brussels: Royal Academy for Overseas Sciences.

 A ‘green’ Sahara was far less dusty than today