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Timestamp: 2020-05-29 10:45:44+00:00

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Mi Tesis 1parte | Cambio climático | Clima
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Marco teorico y metodologico l.docx
Cambio climatico - compromisos mínimos
Tesis de Erosion Costera
LOS IMPACTOS DEL CAMBIO CLIMÁTICO EN LAS ZONAS URBANAS
Saberes Ancestrales Sobre Indicadores Climaticos
Impacto CC en la nutricion
Cambio Climático. Por Juan Carlos Riveros - 19Nov14
Cambio climático una realidad que se debe afrontar
video guión
Entrevista Cambio Climatico
Publicacion 153 200611 Es
DEPARTAMENT D’ESTRATIGRAFIA, PALEONTOLOGIA I GEOCIÈNCIES MARINES
Registro del aporte de polvo de origen sahariano y de la productividad oceánica en la Cuenca del Norte de Canarias y en el Mar de Alborán
Respuesta a los últimos 250.000 años de cambio climático
Programa de Doctorado Registro Sedimentario y Evolución Paleoambiental Bienio 1997-1999
memoria presentada por Ana Moreno Caballud para optar al título de Doctor en Ciencias Geológicas
Dr. Miquel Canals i Artigas
G.R.C. Geociències Marines
Catedrático en el Departament de Estratigrafia,
Paleontologia i Geociències Marines
Dr. Jordi Targarona i Pujolà
Departament de Estratigrafia,
Esta Tesis ha sido posible gracias a la concesión de la beca predoctoral 1998FI00655 de la Generalitat de Catalunya (Departament d’Universitats, Recerca i Societat de l’Informació) y a la financiación del proyecto europeo CANIGO (MAST3-CT96-0060) del IV Programa Marco, el proyecto GRANDES (MAR98-0347) del Programa Nacional de Ciencia y Tecnología Marina de la Comisión Interministerial de Ciencia y Tecnología (CICYT) y el programa IMAGES de obtención de testigos marinos. Adicionalmente, se ha obtenido financiación de la Generalitat de Catalunya, a través del programa de Grupos de Excelencia (ref. 1999 SGR-63) y de la Red Temática “Barcelona Consortium on Marine Geosciences” (1999 XT-0025).
El estudio de las conexiones climáticas entre latitudes altas y tropicales es esencial en Paleoclimatología, tanto para el conocimiento de los mecanismos causantes de la variabilidad climática a diferentes escalas temporales, como para la investigación de los modos de transferencia de dicha variabilidad. En las últimas décadas se han obtenido y estudiado multitud de registros de las latitudes altas, mientras que los trabajos paleoclimáticos llevados a cabo en las bajas latitudes han sido minoritarios. Por tanto, es todavía poco conocido el papel que juegan los sistemas atmosférico y oceánico en la transmisión interlatitudinal de los cambios climáticos, así como la respuesta de las zonas tropicales a los mismos. Para resolver estas cuestiones es necesario examinar la señal paleoclimática en testigos de latitudes tropicales y subtropicales a diferentes escalas temporales.
Esta Tesis Doctoral se centra en la reconstrucción de la variabilidad climática en una sección latitudinal que abarca desde la Cuenca del Norte de Canarias, en el noroeste de África, hasta el Mar de Alborán, en el Mediterráneo Occidental. La información paleoclimática ha sido extraída fundamentalmente a partir del análisis granulométrico y geoquímico, para elementos mayores y traza, de los sedimentos. La aplicación de técnicas de análisis espectral sobre las series de datos ha servido para determinar las ciclicidades de los registros paleoclimáticos.
Las variaciones en los aportes de polvo de origen sahariano-saheliano a las cuencas estudiadas se correlacionan con los cambios climáticos en las áreas fuente. El flujo de polvo eólico a la Cuenca del Norte de Canarias alcanza sus máximos en los períodos más húmedos, en relación con los mínimos en el índice de precesión. El aumento de la meteorización ligado a estos periodos más húmedos incrementaría, probablemente, la disponibilidad de partículas en el área fuente susceptibles de ser transportadas por el viento. Por otra parte, tanto los indicadores de transporte eólico como de productividad marina superficial revelan que, en la Cuenca del Norte de Canarias, los alisios se intensificaron en las terminaciones glaciales, en paralelo con la fusión del manto de hielo de Groenlandia. Por tanto, nuestros resultados apuntan a una rápida respuesta del sistema de vientos alisios a los cambios en temperatura y salinidad de las latitudes altas.
El aporte de polvo del norte de África al Mar de Alborán, durante el Estadio Isotópico 3, se acentúa al inicio de los periodos fríos de los ciclos de Dansgaard/Oeschger registrados en los testigos de hielo de Groenlandia. Consideramos que las variaciones de alta frecuencia de los gradientes de presión atmosférica en el Atlántico Norte, de un modo similar a la actuación de la Oscilación del Atlántico Norte actual, operarían a la escala de los ciclos de Dansgaard/Oeschger. Por tanto, se impulsaría el establecimiento de un escenario meteorológico que favorece la llegada de intrusiones saharianas al Mediterráneo a la vez que promueve una mayor aridez en la región mediterránea y norteafricana. La paleoproductividad superficial en el Mar de Alborán también fluctúa ligada a los ciclos de Dansgaard/Oeschger. Los picos de productividad coinciden con los del registro polínico que muestran periodos más húmedos. De esta manera, la productividad pudo haber aumentado con relación a la mayor descarga fluvial con la consiguiente entrada de nutrientes en la cuenca. Esta hipótesis puede tener importantes implicaciones en la investigación de los cambios climáticos a escala submilenaria.
Teleconnections between high and tropical latitudes are taken into account in paleoclimatic research in order to understand the forcing mechanisms of climate variability at different time scales and to investigate the transference of such variability. During the last decades, high-latitude records were extensively studied, while paleoclimatic research in tropical latitudes prevailed as a background objective. Therefore, the role of atmospheric and oceanic systems in the interlatitudinal climatic transmission and the response of the tropical belt system to climate changes remains poorly understood. The study of sediment cores recovered from tropical and subtropical latitudes at selected time scales will help to solve these questions.
This Thesis is focused on the paleoclimatic reconstruction at a latitudinal section from the North Canary Basin, in the margin of Northwest Africa, to the Alboran Sea, in the Western Mediterranean. Paleoclimatic information was obtained from grain-size and geochemical analyses, comprising major and trace elements, which were carried out in the three sedimentary cores. Spectral analyses were conducted along the whole data set to determine significant periodic cycles contained in the records.
Variations in dust supply from the South-Sahara and Sahel areas into the Canary and Alboran basins are found to correspond with climatic changes in the source areas. Maximum aeolian dust flux into the North Canary Basin occurs during humid periods in relation with minima in the precessional index. Enhanced weathering during wetter periods may increase the amount of dust in the source areas available for wind transport. Proxies of wind intensity and surface paleoproductivity reveal that the Trade wind system was intensified at Terminations, synchronously with melting phases in the Greenland ice-sheet. Therefore, this suggests a rapid response of subtropical wind system to high latitude temperature and salinity changes.
Dust input into the Alboran Sea, through oxygen isotopic stage 3, is enhanced at the start of cold Dansgaard/Oeschger events identified in Greenland ice cores. We propose that high- frequency variations in the atmospheric pressure gradients established in the North Atlantic Ocean, similar to the behaviour of the North Atlantic Oscillation system at present-day, might have operated at Dansgaard/Oeschger time-scales. This may foster a meteorological scenario that allows Saharan dust plumes to entry into the Mediterranean at the same time that enhances aridity in the Mediterranean and Northern African regions. Sea surface productivity changes in the Alboran Sea also follow Dansgaard/Oeschger cycles. Peaks in productivity are correlated with wetter periods, as shown in pollen results. Therefore, productivity may be enhanced through increased river discharge that would in turn increase nutrient input into the basin. This hypothesis may bring about new postulations in the understanding of climate changes at sub-millennial time- scale.
A punto de acabar la Tesis tengo mucho que agradecer a la gente que me ha apoyado estos
años de diferentes maneras. Primero de todo, quiero agradecer a Miquel Canals el haberme aceptado en el grupo de Geociències Marines, a pesar de venir del secano, y ofrecerme un proyecto con el que tanto he disfrutado. Por las facilidades técnicas y económicas con las que he contado a lo largo de la Tesis, por su apoyo para colaborar con gente de otras universidades y por las detalladas correcciones. A Jordi Targarona, por seguir ayudándome a pesar de su poco tiempo libre, por todos los comentarios y correcciones durante la escritura de esta Tesis y por estar siempre disponible para cualquier explicación oceanográfica.
A Tim Freudenthal, Helge Meggers, Holger Kuhlmann, Sabine Kasten (University of Bremen),
Jorijntje Henderiks (Geological Institute, Zürich), Silvia Nave y Fatima Abrantes (Instituto Geologico e Mineiro de Portugal), Maarten Prins (Vrije University, Amsterdam), María Fernanda Sánchez-Goñi, Philippe Bertrand y Philippe Martinez (Université de Bordeaux), Nick McCave (University of Cambridge), Joan Grimalt (CID-CSIC, Barcelona), Paco Sierro, José Abel Flores y M. Ángeles Bárcena (Universidad de Salamanca) por la colaboración durante estos años, el intercambio de datos, las discusiones, consejos y ayudas varias que han ayudado a sacar adelante esta Tesis y los artículos que la componen.
A los compañeros “paleoceanográficos” de Barcelona: Graziella, Ana Plaza, Eva, Carles, Joan
con los que he mantenido discusiones y “charradas” y, muy especialmente, a Isabel Cacho por sus ánimos y su entusiasmo envidiables, por sus correcciones y sobretodo por su apoyo constante en la realización de esta Tesis.
A toda la gente que ha pasado por la sala de becarios y con la que he compartido tanto, en
tan poco espacio: Anna, Joan, Diana, Galderic, Sergi, Pedro, Núria, Verónica, David, Jaume,
Roger, Teresa (y antes, Miguel Ángel, Isa, Mariajo, Belén, Laura, Hélène, Bárbara y María). A Montse por su trabajo con el Coulter y por poner orden en el laboratorio. A José Luis por su ayuda con los problemas informáticos. A los profesores del departamento con los que he empezado a coincidir gracias a las clases y campamentos de este año; especialmente a Pere Busquets, gracias por hacer que me sintiera una más. A Toni Calafat que siempre está dispuesto a echar una mano y a animar un poco el ambiente. A Rainer Zahn por su ayuda con
inglés y por las discusiones paleoceanográficas.
Precarios-FJI, (y a su “social-club”) por hacer que la gente cada vez se sensibilice más con
tema de los investigadores precarios y por conseguir que las cosas cambien, aunque sea
poco a poco y con este gobierno. A Marc, Teresa, Eli, Cesca, Hèctor, Miquel, Xavi, Silvia compartir ilusiones y trabajar juntos para conseguirlas (http://www.precarios.org).
A Susana, Mariló, Clara, Albert y Xose, mis compañeros de piso de estos casi cinco años de
Tesis, mil gracias por el buen rollo, por las conversaciones y por poner un poco de filosofía y
flamenco en mi vida. A mis amigos “de siempre” y su, cada vez más numerosa, descendencia:
Lorena, Raquel, González, Tere, Rafa, Eva, Rafa (II), Ana Marañá, Rosa, Emiliano, Beán, Susana, Elena, MªAnto, Ana Labella, Gemma, Carol, Irene y más gente que seguro que me dejo. A todos, gracias por los fines de semana, cada vez más escasos (¡pero por mi culpa!), de pueblo, de Allà Dins, de cenas y de huertas. Por fin podéis ver a qué me he dedicado todos estos años.
A la gente de Zaragoza, Luismi, Chepa, Miguel, Javi, Jorge, Pablo, Fernando y Ana por los
fines de semana de bares y tapeos que tan bien sientan después de tres horas y media de viaje en autobús. Al Gaviotas y a sus currelas. A Belén con la que hemos disfrutado de fines de semana de monte sin pensar ni por asomo en la geología. A Anapi, que siempre ha estado pendiente de que me salieran bien las cosas y por tantos ánimos enviados a la vuelta del mail.
A Carmen, Sebastián y Belén, muchas gracias por el apoyo en estos años de escritura del
“libro”, por las ayudas constantes con el piso nuevo y por los ricos canelones de los domingos.
A mis padres, Ramiro y Merche, por creer siempre en lo que hago, porque “no nos importa la
química” y por comprarse una borda maravillosa. A Luis por su apoyo de hermano y a la yaya, por todo su cariño. Y, de nuevo, a Jose, gracias por seguir ahí después de tantos años dándole sentido a tanto esfuerzo y tanto autobús.
Y con esta “reflexión” en mente, os animo a continuar con la lectura de la Tesis
En esta Tesis Doctoral, que se inserta en el campo de la moderna Paleoclimatología, se estudia el clima del pasado en términos de circulación atmosférica y de ciclos de aridez/humedad continental en una sección latitudinal entre la Cuenca del Norte de Canarias (margen del Noroeste
de África) y el Mar de Alborán (Mediterráneo Occidental). Para ello se han seleccionado tres testigos marinos, dos en la Cuenca del Norte de Canarias y un tercero en el Mar de Alborán. En los testigos canarios se ha estudiado el registro de los últimos 250.000 años, mientras que en el testigo de Alborán se ha examinado, con mayor resolución, el último periodo glacial. Dado que el clima de nuestro planeta varía a escalas de tiempo muy diferentes, desde interanuales hasta millones de años, la investigación paleoclimática debe abarcar necesariamente distintas frecuencias temporales para entender los mecanismos responsables de la variabilidad climática. Los resultados sedimentológicos (granulometrías) y geoquímicos (análisis de elementos mayores
y trazas) que constituyen el cuerpo principal de esta Tesis se combinan con los proporcionados por otras técnicas analíticas.
Estudios paleoclimáticos previos en el margen africano revelaron una intensificación de los vientos y una aridificación del continente durante el último periodo glacial (Sarnthein, 1978; Sarnthein et al., 1981). En nuestra investigación extendemos la escala de tiempo hasta el Estadio
Isotópico 8, cubriendo así tres ciclos glaciales. Mediante el análisis espectral se evalúa el papel jugado por los parámetros orbitales como factores de control y mecanismos desencadenantes de dichos cambios climáticos. Además, la Tesis incluye un estudio de alta resolución del Estadio Isotópico 3 en el Mar de Alborán con el fin de comprobar si las fluctuaciones en la intensidad de los vientos y en la aridez se registran también a escala de unos pocos siglos, a semejanza de los testigos de hielo de Groenlandia (Mayewski et al., 1994; Taylor et al., 1993). El análisis del sistema climático en dos rangos temporales distintos debe permitirnos entender la variación climática a distintas escalas. El examen de los mecanismos que rigen estas variaciones posibilita
el encuadre de las áreas estudiadas en un marco de cambio climático global, ofreciéndose a la vez
una interpretación de las conexiones climáticas que tienen lugar entre diferentes latitudes 1 . Se ha investigado, asimismo, la relación entre el registro de paleoproductividad en las dos áreas estudiadas y los cambios climáticos, en especial en lo referente a la intensidad de los vientos dominantes.
Para abordar el estudio del polvo de origen desértico en los sedimentos se han llevado a cabo análisis granulométricos y geoquímicos. En el análisis granulométrico se han utilizado dos instrumentos que proporcionan las distribuciones granulométricas de los sedimentos finos: el Coulter LS100 (Departamento de Estratigrafía, Paleontología y Geociencias Marinas, Universidad de Barcelona) y el Sedigraph 5100 (Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Cambridge). La influencia del ataque ácido de las muestras previo al análisis granulométrico, la precisión y la exactitud de ambos instrumentos, y su capacidad para resolver distribuciones polimodales han sido evaluadas. La técnica de la fluorescencia de rayos X (FRX) ha sido empleada en el análisis de elementos mayores y traza. La precisión y la exactitud de las medidas se comprobaron mediante el análisis de estándares en los Servicios Científico-Técnicos de la Universidad de Barcelona. Los dos testigos de la Cuenca del Norte de Canarias se han
1 Nos referiremos a estas conexiones con el término teleconexiones, por similitud con el término inglés teleconnections.
analizado, además, mediante un escáner de fluorescencia de rayos X (Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Bremen), circunstancia que ha permitido comparar los resultados de ambos métodos y establecer una primera calibración de este novedoso instrumento.
El análisis del polvo de origen desértico en los sedimentos marinos de los tres testigos estudiados nos ha servido para indagar en los mecanismos y escalas de cambio de la circulación atmosférica en la sección latitudinal seleccionada. El objetivo principal de este apartado de la Tesis ha sido el análisis de la interacción entre los cambios atmosféricos y los climáticos, en términos de intensidad de la circulación atmosférica (velocidad de los vientos) y de la aridez/humedad en el área fuente. El estudio de las variaciones de productividad antes indicadas, halla también su sitio en el marco de esta investigación. Dado que los vientos alisios inducen el afloramiento de aguas profundas, frías y ricas en nutrientes en el margen africano, el examen de las variaciones de la productividad proporciona la clave para interpretar los cambios en la intensidad de este sistema de vientos. El estudio de la paleoproductividad nos ha permitido interpretar cambios oceanográficos-atmosféricos ligados al aporte de nutrientes y al papel de los vientos en el Mar de Alborán. Así, los registros de paleoproductividad obtenidos por FRX, como el Ca o el Ba, se comparan con indicadores independientes, como el carbono orgánico y las diatomeas. La evolución de las condiciones de ventilación de las aguas del fondo ha sido, por otra parte, clave en la consideración del papel de la preservación.
Por último, nos planteamos interpretar la relación de los procesos climáticos tropicales y templados con las variaciones climáticas registradas en el Atlántico Norte y en los testigos de hielo de Groenlandia. Este objetivo está principalmente ligado al testigo MD 95-2043 del Mar de Alborán cuyo estudio ha aportado recientemente pruebas de las teleconexiones paleoclimáticas entre el Mediterráneo, tanto en parámetros marinos como terrestres, y el Atlántico Norte (Cacho, 2000a; Sánchez-Goñi et al., 2002). En este testigo se determinó precisamente la presencia de Eventos de Heinrich (HE) y ciclos de Dansgaard/Oeschger (D/O) a través del análisis de las paleotemperaturas superficiales del agua marina y de las asociaciones polínicas preservadas en el sedimento. Los resultados muestran un clima más frío y seco en los HE y en los estadiales de los ciclos de D/O (Cacho et al., 1999a; Cacho et al., 2000a; Sánchez-Goñi et al., 2002). Nuestros análisis granulométricos de la fracción terrígena y de la composición geoquímica de los sedimentos aportan nuevos datos acerca de los mecanismos que intervienen en las teleconexiones climáticas entre la región de Alborán, el Atlántico Norte y Groenlandia.
La estructura de la Tesis comienza con una Introducción subdividida en varios capítulos. En el Capítulo 1 se exponen los conceptos básicos y el estado del arte de los estudios paleoclimáticos; se hace referencia a las escalas y mecanismos del cambio climático y a la relación entre circulación atmosférica y variabilidad climática. En un apartado final se describe el interés paleoclimático del polvo de origen desértico. En el Capítulo 2 se presenta el marco atmosférico y oceánico de las áreas de estudio. El Capítulo 3 se ocupa de los métodos empleados en la Tesis, con el énfasis en las técnicas de análisis granulométrico y geoquímico.
En el segundo bloque, Resultados, se han incluido los cuatro artículos científicos que constituyen el núcleo de esta Tesis. Los dos primeros se centran en la Cuenca del Norte de Canarias, dentro del área de influencia del filamento de aguas aflorantes de Cabo Ghir, y comprenden los últimos 250.000 años. Se trata de artículos que se complementan mutuamente puesto que uno estudia los aportes de polvo del Sahara y el otro la productividad marina
superficial en una zona de afloramiento, ambos dentro de un contexto de oscilaciones climáticas marcadas. En los artículos se establecen las relaciones de los cambios en la circulación atmosférica y en la aridez continental en la zona sahariana, con las variaciones climáticas a escala orbital (primer artículo) o con otros procesos de cambio global en las terminaciones glaciales (segundo artículo).
Seguidamente, nos centramos en la región mediterránea más occidental, gracias al estudio sedimentológico y geoquímico del testigo del Mar de Alborán. Los indicadores utilizados en este caso confirman la existencia de una variabilidad climática de rango milenario durante el último ciclo glacial que está correlacionada con cambios significativos en el Atlántico Norte y en Groenlandia. Así, en el tercer artículo se pone el acento en los aportes detríticos y en sus variaciones temporales, mientras que en el cuarto se ponen de manifiesto los marcados cambios de la productividad oceánica superficial.
El comentario y la discusión acerca de los resultados alcanzados en los diferentes artículos se resumen en el tercer bloque, Discusión de resultados. La Tesis continúa con el bloque de Conclusiones, donde se destacan las principales aportaciones y se plantean líneas de investigación futuras. Un listado de la Bibliografía utilizada en la Introducción y Discusión de resultados de la Tesis se especifica seguidamente. Por último, en Anexos, se incluye un glosario de términos en inglés y de las abreviaturas utilizadas.
PRESENTACIÓN DE LA TESIS ÍNDICE ix
1. CAMBIO CLIMÁTICO Y PALEOCLIMATOLOGÍA
1.1. Nociones
1.2. Escalas y mecanismos del cambio climático
1.2.1 Cambios climáticos a escala orbital: la teoría astronómica de Milankovitch
1.2.2. Cambios climáticos a escala sub-orbital: los ciclos de Daansgard- Oeschger
1.2.3. Variabilidad climática en la región atlántica: la Oscilación del Atlántico Norte
1.3. Circulación atmosférica y variabilidad climática
1.3.1. La influencia del clima en la generación, el transporte y el depósito de
1.3.2. Influencia de las partículas eólicas en el clima
1.3.3. Interacción atmósfera-océanos en la variabilidad climática:
afloramientos costeros y su influencia en la concentración de CO 2
1.4. El polvo de origen desértico en los sedimentos marinos: enfoque
2. EL MARGEN DEL NOROESTE DE ÁFRICA Y EL MAR DE ALBORÁN:
MARCO SEDIMENTOLÓGICO, CIRCULACIÓN OCEÁNICA Y ATMOSFÉRICA
2.1. Material de estudio
2.2.1. Circulación
2.2.2. Circulación intermedia y profunda
2.3. Circulación atmosférica
2.3.1. Circulación general de la atmósfera
2.3.2. Sistema de vientos en el área de estudio
3. METODOLOGÍA: ANÁLISIS GRANULOMÉTRICO Y GEOQUÍMICO DE
1. Determinación del tamaño de grano
3.1.2. Preparación de las muestras y análisis granulométrico
3.1.3. Coulter LS 100: principios y funcionamiento
3.1.4. Sedigraph 5100: principios y funcionamiento
3.1.5. Comparación de ambas técnicas: precisión, exactitud y resolución
Coulter LS100
Sedigraph 5100
3.1.6. Análisis estadístico de los datos
3.2. Análisis geoquímico del sedimento: fluorescencia de rayos X
3.2.1. Introducción a la técnica
3.2.2. Escáner de fluorescencia de rayos X: calibración
3. 3. Análisis espectral y espectral-cruzado de las series climáticas
3.3.1.- Fundamento e interés
3.3.2.- Principales técnicas: ventajas y desventajas
Orbital forcing of dust supply to the North Canary Basin over the last 250 kyr, Moreno, A., Targarona, J., Henderiks, J., Canals, M., Freudenthal, T. and Meggers, H.; Quaternary Science Reviews, 20, 1327-1339, 2001
Oceanographic and climatic setting
1.3. Material and methods
1.4. Isotopic analyses and age model
1.5.1. Sedimentological description and grain-size distribution
1.5.2. Geochemical markers
1.5.3. Spectral analyses
Increase of Fe-and-Al-rich dust input at minima in the precessional
Response of wind strength to the 100-kyr cycle
Productivity response in the North Canary Basin to climate changes during the last 250,000 years: a multi-proxy approach, Moreno, A., Nave, S., Kuhlmann, H., Canals, M., Targarona, J., Freudenthal, T. and Abrantes, F.; Earth and Planetary Science Letters, 196, 3-4, 147-159, 2002.
2.2. Present-day situation
Barium excess
2.5.1. Productivity vs. preservation
Calcium carbonate records
Barium excess record
Organic carbon records
Productivity peaks at Terminations
Saharan dust transport and high latitude glacial climatic variability: the Alboran Sea record, Moreno, A., Cacho, I., Canals, M., Prins, M. A., Sánchez-Goñi, M. F., Grimalt, J. O. and Weltje, G. J.; Quaternary Research, en prensa.
3.3. Material and methods
3.4.1. Grain-size distribution
3.4.2. Grain-size end-member model
Estimating the number of end-members
Grain-size distribution and interpretation of end-members
3.4.3. Si/(Si+K) index for fluvial vs eolian inputs
3.5.1. Glacial-wind regimes in the Western Mediterranean region
3.5.2. Glacial-precipitation patterns in the Western Mediterranean Sea
Glacial millennial-scale variability in the Alboran Sea: productivity signal and phase relationships between marine and atmospheric processes, Moreno, A., Cacho, I., Canals, M., Grimalt, J. O. and Sánchez-Goñi, M. F.; enviado a Paleoceanography.
4.2. Core location and present-day oceanography
4.3.1. Chronoestratigraphy
4.3.2. Geochemical analyses
4.3.3. Spectral analysis
4.4.1. Millennial variability in the paleoproductivity record
Paleoproductivity versus preservation
Mechanisms involved in the D/O variability of the paleoproductivity
4.4.2. Frequency and phase relationships between the different proxies and
Analysis in the frequency domain (sub-Milankovitch frequencies)
Phasing the different processes
4.6.References
1.1. Difracción de rayos láser para el análisis granulométrico de sedimentos finos
1.2. Ventajas e inconvenientes del análisis con escáner de fluorescencia de rayos X
en relación con los métodos tradicionales
2. APORTES EÓLICOS: INTERPRETACIÓN PALEOCLIMÁTICA
VERSUS PRESERVACIÓN
4. MECANISMOS DE LOS CAMBIOS CLIMÁTICOS “ABRUPTOS”
4.1. Terminaciones glaciales
4.2. Variabilidad milenaria en el Estadio Isotópico 3
Glosario de los términos en inglés
Capítulo 1.- Cambio climático y paleoclimatología
1.1. Nociones generales
El cambio climático es en la actualidad un tema que implica no sólo a científicos de todo
el mundo, sino que tiene importantes ramificaciones en los terrenos político, económico y social. Un ejemplo es la creación en 1992 de la Convención Marco de las Naciones Unidas sobre Cambio Climático (UNFCCC, de sus siglas en inglés, United Nations Framework convention on Climate Change 2 ) que agrupa a 180 países y cuyo objetivo es “lograr la estabilización de las concentraciones de los gases de efecto invernadero en la atmósfera hasta un nivel que impida interferencias antropogénicas peligrosas en el sistema climático. Ese nivel debería alcanzarse en un plazo suficiente para permitir que los ecosistemas se adapten naturalmente al cambio climático, asegurar que la producción de alimentos no se vea amenazada y lograr que el desarrollo económico prosiga de manera sostenible” (Rivera, 2000). Unos años antes, los científicos se habían agrupado en lo que se conoce como Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático (IPCC, de sus siglas en inglés, Intergovernmental Panel on Climate Change) con el fin de estudiar y predecir el cambio climático y dar a conocer de un modo rápido los descubrimientos sobre el clima, el cambio climático, sus impactos y repercusiones 3 .
En esta Tesis hablaremos de cambio climático para referirnos en sentido general a las oscilaciones climáticas, entendiendo por clima la media de los fenómenos meteorológicos en una zona determinada a lo largo del tiempo 4 . Agrupamos como oscilaciones climáticas a las fluctuaciones, tanto naturales como antropogénicas, de las propiedades y procesos que caracterizan el clima en escalas de tiempo que van de decenas a cientos de miles de años. El uso y abuso del término cambio climático en los medios de comunicación, y su vinculación a fenómenos como el efecto invernadero o el agujero de la capa de ozono, hace que se pierda perspectiva temporal y se tienda a dejar de lado el hecho de que el contexto climático actual se enmarca dentro de los grandes ciclos que han regulado la historia climática de la Tierra. Aunque es ya una evidencia que las causas y consecuencias del cambio climático reciente difieren de las acaecidas en otros periodos debido a la creciente influencia antrópica, es igualmente necesario conocer cómo ha funcionado el sistema climático para poder predecir su comportamiento ante los nuevos cambios. Cabe averiguar, pues, la respuesta del océano y de los mantos glaciares al aumento de temperatura y CO 2 atmosférico, las alteraciones en el patrón de precipitaciones y las tasas de elevación del nivel del mar en dichos periodos del pasado reciente.
Y ahí es donde entra la Paleoclimatología, ciencia que estudia los cambios climáticos del
pasado y proporciona datos, hipótesis y teorías que nos ayudan a entender los mecanismos
2 La UNFCCC se reúne una vez al año. La última cumbre fue en Noviembre de 2001 en Marrakech, donde se ratificó el protocolo de Kioto.
En enero del 2001 salió a la luz el último informe del IPCC en el que, de un modo rotundo y sin ambigüedades, se habla de “nuevas y más fuertes evidencias de que la mayor parte del calentamiento observado durante los últimos 50 años es atribuible a actividades humanas" (Houghton, et al., 2001). 4 El concepto tradicional de clima consideraba la suma de todos los fenómenos meteorológicos que caracterizan el estado medio de la atmósfera en cualquier punto de la superficie terrestre. Aunque útil para la visión más descriptiva de los fenómenos climáticos, esta definición es insuficiente para comprender la dinámica climática. Por tanto, en la concepción actual de clima, se incluye como parte del sistema climático tanto a la geosfera, formada por atmósfera, hidrosfera, criosfera, y litosfera, como a la biosfera (Claussen, et al., 2002).
reguladores del clima de nuestro planeta. A su vez, la Paleoclimatología permite situar dentro de una perspectiva científica correcta las influencias antropogénicas sobre el clima, separándolas de la variabilidad climática natural. Ésta incluye tres tipos de variaciones (Ghil, 2002): (i) variaciones causadas directamente por una fuerza periódica externa, desde el ciclo diurno o estacional de la insolación hasta los parámetros orbitales; (ii) variaciones debidas a la relación no lineal entre los distintos mecanismos de retroalimentación que actúan en el sistema climático 5 ; y (iii) variaciones asociadas a fluctuaciones aleatorias de parámetros químicos y físicos, como la presencia de partículas en la atmósfera derivadas de erupciones volcánicas.
La modelización de los procesos de cambio climático que permite a los climatólogos inferir las condiciones futuras está basada, en gran parte, en estudios paleoclimatológicos (Kohfeld y Harrison, 2000). Aunque es probable, de todos modos, que los mecanismos que desencadenarán los cambios climáticos en el futuro sean sensiblemente diferentes de los del pasado, por lo que es necesaria una gran prudencia a la hora de usarlos como análogos de las condiciones futuras. Así, según Overpeck (1995), el registro de los cambios ambientales del pasado es particularmente útil para:
Proporcionar un conocimiento de los modelos, rangos y causas de la variabilidad climática y de cómo ésta se verá afectada por mecanismos de cambio climático alterados.
Identificar las causas de eventos de carácter catastrófico, como inundaciones, grandes sequías, etc.
Suministrar una línea de base suficientemente larga para separar el cambio climático antropogénico del natural.
En la Figura 1 se describe cómo interactúan modelos construidos y datos experimentales en la detección y predicción del cambio climático.
Obtención de datos a
Modelización de los
Simulaciones globales
Detección del cambio
http://www.sprl.umich.edu/GCL/Notes-1998-Fall/climate_rec.html).
modelos-datos
paleoclimatológica
Actualmente los modelos que más se usan en la investigación climática son los llamados modelos acoplados, del inglés coupled models, en los que se consideran plenamente las relaciones océano-atmósfera y no sólo los procesos atmosféricos, como ocurría hasta la década de 1980
5 Un ejemplo de estos mecanismos de retroalimentación (feedback, en inglés) es el producido cuando una bajada de temperatura conlleva un aumento en la cantidad de hielo y nieve, aumentando así el albedo e intensificando por tanto el nivel de frío.
(Houghton et al., 2001). Sin embargo aún pueden y deben ser perfeccionados. Así, aún no incluyen de una manera satisfactoria el efecto de las partículas eólicas en la radiación (Robertson et al., 2001) o el papel de la vegetación como sumidero de CO 2 (Brovkin et al., 1998). La correcta parametrización de la superficie terrestre (humedad del suelo, albedo, etc) es también un objetivo de la modelización climática (Pan et al., 2001).
Es conocido que las variaciones del clima ocurren a escalas de tiempo diferentes, desde 10 8 -10 9 años a interanuales (Kutzbach, 1976; Mitchell, 1976). El conocimiento de los mecanismos que gobiernan el cambio climático en sus distintas escalas es fundamental en el establecimiento de modelos que permitan pronosticar aspectos del clima del futuro. En la Figura 2 se representan los mecanismos más importantes del cambio climático y sus escalas de influencia temporales.
Escalas de tiempo de los procesos climáticos (en años)
orogénicos/isostasia
(aire/mar/hielo/tierra)
atmósfera/océano
Figura 2. Principales mecanismos del cambio climático y sus escalas temporales de influencia (modificado de Goodess et al., 1992).
En este capítulo vamos a referirnos a los mecanismos que rigen el cambio climático a escala glacial/interglacial, milenaria y de décadas, por ser los que se estudiarán a lo largo de esta Tesis.
En 1941, el astrofísico serbio Milutin Milankovitch publicó su teoría astronómica, hoy conocida como Teoría de Milankovitch, con la que explica los cambios climáticos a escala glacial-interglacial mediante las variaciones en la configuración orbital de la Tierra. Esta teoría se basa en los cambios cíclicos que experimentan tanto la órbita terrestre alrededor del sol como el eje de la Tierra, los cuales provocan variaciones en la insolación recibida a lo largo del año en latitudes determinadas.
Verano (Hem. N)
Invierno (Hem. N)
Precesi ón de los equinocio s (19000-23000 añ os)
Ha ce 11000 añ os
I ncl in aci ón del eje de la Tierra (4 1000 a ño s)
Excentri cidad de la ór bita terre stre (90000-100000 años)
Figura 3.- Variaciones en los parámetros orbitales:
A) precesión (cambio de la posición relativa del eje terrestre siguiendo el ciclo estacional); B) oblicuidad (la inclinación del eje de la Tierra cambia) y C) excentricidad (cambios en la forma de la elipse que describe la Tierra en su órbita alrededor del Sol) (modificado de Lemon,
El clima de la Tierra depende en última instancia del flujo continuo de energía solar; Milankovitch estudió cómo cambiaba ese flujo en las diferentes latitudes al variar de un modo combinado los tres parámetros orbitales: excentricidad, oblicuidad y precesión (Figura 3). Estos parámetros presentan una periodicidad de 100.000, 41.000 y 23.000 años, respectivamente.
La Teoría de Milankovitch cayó en el olvido hasta que, a partir de 1970, en numerosos registros paleoclimáticos se observaron las mismas periodicidades con las que varía la insolación que recibe nuestro planeta (cf. Artículo 1 del capítulo de Resultados). Las tres periodicidades se obtuvieron en primer lugar en la relación entre los isótopos de oxígeno O 18 /O 16 (? 18 O) medidos en conchas de foraminíferos planctónicos fosilizados en sedimentos marinos. Esta pauta se interpretó como un indicador de variaciones en el volumen de hielo acumulado en los mantos y casquetes glaciares. Debido a que el isótopo ligero, el O 16 , se acumula preferentemente en el hielo, la proporción entre los isótopos del oxígeno en las aguas oceánicas varía de una época glacial a una interglacial a escala planetaria. Es por este carácter global que, posteriormente, la correlación entre los registros de ? 18 O de distintos lugares del mundo permitió establecer una curva patrón, la curva SPECMAP (Spectral Mapping Project) (Figura 4), actualmente utilizada como referencia para construir modelos de edad en testigos marinos (Imbrie et al., 1984; Martinson et al., 1987; Pisias et al., 1984).
Edad (x 10 años)
18 O ()‰
Figura 4.- Curva SPECMAP que muestra los estadios isotópicos de los últimos 400.000 años (Martinson et al., 1987). Los números pares, sombreados, indican los estadios fríos mientras que los impares corresponden a los cálidos).
En la década de 1990 empezaron a plantearse preguntas que la Teoría de Milankovitch no podía resolver. Así, se comprobó que las variaciones de la radiación solar según las componentes consideradas por Milankovitch no seguían un patrón glacial-interglacial exacto. Se cree que esto es debido, en parte, a que la excentricidad de la órbita terrestre influye poco en la cantidad de insolación recibida (Imbrie et al., 1993). Por tanto, la teoría astronómica de Milankovitch no explica satisfactoriamente la sucesión de glaciaciones cuaternarias cuya periodicidad es, aproximadamente, de 100.000 años (Raymo, 1998). Este ciclo de 100.000 años es asimétrico, con fases de crecimiento largas (90.000 años) y terminaciones rápidas (10.000 años). Este patrón de respuesta no linear a la insolación aún permanece inexplicado (Clark et al., 1999) (cf. Artículo 2 del capítulo de Resultados). Además, fluctuaciones climáticas rápidas, como el Younger Dryas, tampoco son explicables como respuestas a cambios en la insolación. Lo mismo sucede con las oscilaciones sincrónicas en los dos hemisferios los cuales experimentan cambios en la insolación de sentido opuesto (Chappellaz et al., 1993). El estudio de los mecanismos responsables de estos procesos es actualmente una prioridad en la investigación paleoclimática.
1.2.2. Cambios climáticos a escala sub-orbital: los ciclos de Daansgard-Oeschger
Después de haber introducido los cambios climáticos que se producen a la escala de las variaciones en la insolación terrestre y, por tanto, de los parámetros orbitales, es necesario abordar los llamados cambios climáticos abruptos, de unas pocas decenas de años de duración y que se repiten cada pocos milenios. Estos cambios no pueden estar relacionados a priori con variaciones en la cantidad de radiación solar que recibe nuestro planeta, bien porque han tenido lugar en épocas en que la insolación era prácticamente constante, como en los Estadios Isotópicos 3-4, bien porque indican un enfriamiento global en épocas de insolación creciente, como el Younger Dryas.
Hasta la década de 1980 no se empezaron a interpretar los cambios climáticos de orden milenario. En un artículo publicado en 1988 el profesor alemán H. Heinrich (Heinrich, 1988) identificó por primera vez una sucesión de niveles de arenas en sedimentos marinos del Atlántico Norte, con una recurrencia de, aproximadamente, 7.000 años. Unos años más tarde, W. Broecker
(Broecker et al., 1992) las denominó capas de Heinrich (del inglés, Heinrich layers) y las interpretó como acumulaciones resultantes del transporte por icebergs durante breves episodios de desprendimiento masivo que se produjeron a consecuencia de colapsos catastróficos del manto de hielo del Hemisferio Norte. A las partículas que constituyen las capas de Heinrich se las conoce como ice rafted debris (IRD), es decir, detritos transportados por el hielo. Aunque existen diversas teorías, aún no está resuelto el mecanismo exacto que produjo tales colapsos glaciares.
En la misma época comenzó la exploración paleoclimática de los casquetes polares mediante la obtención de testigos de hielo. Se observaron grandes variaciones en el valor de los isótopos del oxígeno medidos en las burbujas de aire atrapadas en el hielo. Estos resultados fueron relacionados con oscilaciones bruscas, de orden milenario, de la temperatura atmosférica (Dansgaard et al., 1984). A los periodos fríos se les denomina estadiales, del inglés stadials, y a los cálidos, interestadiales, del inglés, interstadials. Este hallazgo no atrajo especialmente la atención de la comunidad científica internacional hasta la publicación, unos años más tarde, de otros artículos que incluían resultados comparables en otro testigo de hielo, el GISP2 (Dansgaard et al., 1993; Grootes et al., 1993). Se confirmó así la ocurrencia de grandes oscilaciones milenarias en la temperatura del aire sobre Groenlandia. A estas oscilaciones se las llamó ciclos de Dansgaard-Oeschger en honor a sus descubridores (Figura 5). Tampoco en este caso hay una explicación plenamente convincente acerca del origen de estos ciclos climáticos.
YD BA
Ciclo de Bond
? 18 O (GISP2)
Evento de Heinrich
Figura 5.- Perfiles de ? 18 O y del Índice de Circulación Polar (PCI) del testigo de hielo de Groenlandia GISP2 (Grootes et al., 1993; Mayewski et al., 1994). Los registros indican una intensificación de la circulación atmosférica en los periodos fríos. Como ejemplo, se han señalado un ciclo de Dansgaard- Oeschger, un Evento de Heinrich y un Ciclo de Bond.
Más adelante, gracias a los trabajos de G. Bond y colaboradores (Bond et al., 1993; Bond et al., 1992; Bond and Lotti, 1995), se consiguió correlacionar los registros climáticos de los testigos sedimentarios del Atlántico Norte y de los testigos de hielo de Groenlandia, logro debido
en parte a la definición de los llamados Ciclos de Bond. Estos autores mostraron que varios ciclos de Dansgaard-Oeschger podían ser agrupados en ciclos de rango superior que mostraban un enfriamiento progresivo que culminaba en un Evento de Heinrich (Figura 5).
Los ciclos de Bond han sido encontrados en registros paleoclimáticos sincrónicos tanto marinos como lacustres de muchos lugares del mundo. Esto sugiere que obedecen a un mecanismo global y que su transferencia a escala planetaria es casi inmediata (véase una recopilación de los lugares donde se han identificado ciclos de D/O en Voelker, 2002). Un ejemplo de esta variabilidad climática milenaria en zonas alejadas de la influencia directa de los mantos glaciares se halla en el Mar Mediterráneo (Allen et al., 1999; Cacho et al., 1999b; Sánchez-Goñi et al., 2002; Tzedakis, 1999; Watts et al., 2000). El análisis de testigos marinos y lacustres de alta resolución ha permitido comprobar que la rapidez en la transferencia del cambio climático entre los sistemas oceánico y atmosférico que se postuló para el Atlántico Norte se extiende al menos hasta la región mediterránea (cf. Artículo 3 del capítulo de Resultados).
En la década de 1990 se formularon varias hipótesis para explicar los cambios climáticos abruptos que se acaban de describir. Primero se postuló que la dinámica interna del manto de hielo de Groenlandia bastaba para explicar la variabilidad observada en los registros climáticos (MacAyeal, 1993). Sin embargo, hay argumentos en contra de esta hipótesis. Entre los mismos cabe destacar (i) el hallazgo de registros con la misma ciclicidad en áreas muy alejadas del Atlántico Norte (Grimm et al., 1993; McIntyre y Molfino, 1996; Peterson et al., 2000); (ii) la respuesta sincrónica de otros casquetes glaciares relativamente pequeños (Elliot et al., 1998); y (iii) la existencia de cambios abruptos en épocas interglaciales con poco volumen de hielo (Bianchi y McCave, 1999a; Bond et al., 1997; Sirocko et al., 1996; Wang et al., 1999).
(C int a transportado ra oceá nic a, del in glés “Ocea nic c onveyor be lt”)
Corriente profunda fría y salina
Figura 6.- Esquema de la circulación termohalina global en el que se sitúan las principales áreas de transmisión de calor oceánico hacia la atmósfera (con círculos sombreados) (Broecker y Denton, 1989). Las corrientes profundas están representadas por la banda de color azul y las superficiales por la banda roja.
Otros investigadores propusieron la inestabilidad propia de la circulación termohalina como responsable principal de la alternancia de periodos fríos y cálidos (Vidal et al., 1997; Zahn et al., 1997). La transferencia de vapor de agua desde el Atlántico Norte al Pacífico hace que las aguas superficiales del Atlántico sean más salinas y más densas. Esta característica, unida a una
especial configuración oceanográfica, provoca que las aguas del Atlántico Norte se hundan y viajen en profundidad hasta el Pacífico, donde vuelven a aflorar. A este sistema de circulación oceánica global se le ha llamado cinta transportadora oceánica, (del inglés, oceanic conveyor belt) por su papel en el transporte de calor (Figura 6).
Se ha sugerido que durante los HE (Broecker, 1994), e incluso durante los estadios fríos de los ciclos D/O (Boyle, 2000), la circulación termohalina global se debilitó debido a la entrada de agua dulce procedente de la fusión glacial en el Atlántico Norte. La ralentización y, eventualmente, el cese de la formación de agua profunda en el Atlántico Norte (NADW, de sus siglas en inglés, North Atlantic Deep Water) pudieron alterar el transporte de calor en la cinta transportadora oceánica y con ello influir en el clima global. Actualmente, la comunidad paleoclimática está redoblando esfuerzo en torno a esta hipótesis, tanto mediante la construcción de modelos (Bigg y Wadley, 2001; Bigg et al., 2000; Schiller et al., 1997), como mediante la obtención de diferentes registros paleoclimáticos capaces de identificar la señal de los ciclos de D/O en las aguas profundas (Cacho et al., 2000; Cortijo et al., 2000; Dokken y Jansen, 1999; Hüls y Zahn, 2000; Oppo y Lehman, 1995). Se pretende confirmar así que el océano profundo también se ve afectado por los cambios climáticos abruptos. Algunos estudios recientes recogen la posibilidad de que el origen de los icebergs que desencadenan la ralentización o parada de la circulación termohalina no sea el mismo durante los HE que durante los estadiales de los ciclos de D/O. Por lo tanto, no todos los episodios de fusión glaciar producirían el mismo efecto en la circulación termohalina (Seidov y Maslin, 1999).
Otras investigaciones acerca del mecanismo responsable de los ciclos de D/O se centran en los desfases encontrados entre indicadores distintos. Así, Van Kreveld et al. (2000) observaron que los episodios de fusión del manto de Groenlandia se anticipan unos 300 años a los episodios de acumulación de detritos transportados por los hielos (IRD). Estos autores proponen que son los mecanismos internos de los mantos glaciares la causa primordial de los ciclos de D/O por su influencia en la circulación termohalina mediante los cambios en la salinidad y densidad de las aguas en respuesta a la fusión glaciar.
Uno de los fenómenos más difíciles de explicar mediante las anteriores hipótesis es el supuesto desfase entre los testigos de hielo de Groenlandia y de la Antártida (Blunier et al., 1998). Seidov y Maslin (2001) han propuesto un mecanismo que explicaría las diferencias de comportamiento entre las altas latitudes septentrionales y meridionales, el cual implica patrones distintos de circulación termohalina (Figura 7). Sin embargo, no todos los autores aceptan el desfase citado. Algunos, como Bard et al. (1997) y Lowell et al, (1995) consideran que la variabilidad climática en los dos hemisferios es sincrónica.
Eventos d e Hein ri ch en el Hemisfe ri o Norte
? 18 O(
)‰
? 1 8 O(
No NADW
Edad ( años BP)
Recuper ación en e l Hemisferi o Norte
Condicione s gl aci ar es normales
18 O(
diferentes patrones de la
modelizados para explicar la
asincronía entre hemisferios
durante el último periodo glacial.
Cada figura consta de: (1) los
registros de ? 18 O en testigos de
hielo de Groenlandia (GRIP) y de
la Antártida (BYRD); (2) un
círculo representativo del balance
de calor favorable a uno u otro
hemisferio, y (3) un corte esquemático latitudinal con la formación del agua profunda en el
Atlántico Norte (NADW) o en el Mar de Wedell, Antártida
(AABW, de sus siglas en inglés,
Antartic Bottom Water)
representadas mediante flechas. A) Durante los Eventos de Heinrich la formación de agua
profunda en el Atlántico Norte se paró por completo. Esto conduce a un calentamiento del Hemisferio Sur al no transferir calor hacia el norte. B) Cuando el Hemisferio Norte se recupera de un Evento de Heinrich, la circulación termohalina vuelve a funcionar,
produciéndose un calentamiento
en el norte por el enfriamiento del
sur. C) En condiciones glaciales normales, es decir, no inmersas en
un Evento de Heinrich, en ambos
hemisferios se crea agua profunda
y el balance de calor está
compensado (modificada de Seidov y Maslin, 2001, datos de http://www.ngdc.noaa.gov).
Se ha propuesto también que los cambios en la circulación atmosférica podrían explicar los paralelismos climáticos milenarios observados en registros distantes. Durante la última glaciación, la circulación atmosférica fue más intensa que en la actualidad, tanto por un mayor gradiente latitudinal de temperatura como por la mayor extensión de la célula atmosférica polar (Ditlevsen et al., 1996; Mayewski et al., 1994). El Índice de Circulación Polar de la Figura 5, calculado a partir de la cantidad de polvo desértico y sales marinas registradas en los hielos de Groenlandia, presenta valores más altos durante los estadiales (Mayewski et al., 1994; Taylor et al., 1993). Además, tanto los registros del loess de China (An, 2000; Chen et al., 1997; Lu y Sun, 2000; Porter y Zhisheng, 1995) como los indicadores de la actividad monzónica (Leuschner y Sirocko, 2000; Reichart et al., 1998; Schulz et al., 1998; Wang y Oba, 1998) revelan una intensificación de los vientos siguiendo la ciclicidad D/O. Al hilo de esta hipótesis, en el artículo 3 del capítulo de Resultados, se propone un mecanismo que explica la variabilidad de los vientos saharianos en paralelo con los ciclos de D/O.
La investigación de los mecanismos causantes de la variabilidad climática natural a escala de cambio decadal reviste un gran interés. La finalidad es doble: (i) diferenciar los patrones de variabilidad natural y antropogénicos y, (ii) conocer cómo se produce la interacción atmósfera- océano a esas escalas temporales. Además, las variaciones decadales son las que más directamente afectan a nuestra sociedad. En la región del Atlántico Norte, la circulación atmosférica superficial se caracteriza por la presencia casi permanente de bajas presiones en Islandia y de altas presiones en las Azores. La intensidad y la posición relativas de estos sistemas de presión determinan tanto la fuerza de los vientos contralisios como el trayecto seguido por las tormentas que afectan a las latitudes medias. La variabilidad temporal de dichas células de presión está descrita por la denominada Oscilación del Atlántico Norte (NAO, de sus siglas en inglés, North Atlantic Oscillation) La NAO puede ser representada mediante un índice que mide la diferencia de presión entre Gibraltar y Reykjavik (Hurrell, 1995). Este índice (Figura 8) que oscila a escala decadal ha tendido hacia valores cada vez más positivos en los últimos 30 años (Hurrell, 1996).
Índice de la NAO (Dic-Mar) 1820-2002
Figura 8.- Índice de la NAO
normalizada durante los meses de invierno entre Gibraltar y Reykjavik. La curva de trazo
http://www.cru.uea.ac.uk/cru/cl
imon/data/nao/.
La influencia de la NAO en el clima se manifiesta de múltiples maneras. Un índice NAO positivo, como en la década de principios de 1990, se alcanza cuando existe una mayor diferencia de presión entre los centros de altas y bajas presiones del Atlántico Norte (altas presiones de Azores y bajas presiones de Islandia) y su posición es más al noreste que su posición media. En esos años, las temperaturas sobre Groenlandia son más bajas que la media y el invierno en el norte de Europa es más templado (Barlow et al., 1997). Además, un índice NAO positivo supone una mayor intensidad de los vientos contralisios, que se sitúan más al norte, y por tanto, mayores precipitaciones en el norte de Europa y sequía en la región mediterránea y en el norte de África (Rodrigo et al., 2001; Rodwell et al., 1999). La influencia de una NAO positiva se traduce también en un incremento del transporte de polvo sahariano hacia el Mediterráneo y el Atlántico (Moulin et al., 1997b) y en una reducción de la extensión de la capa de hielo marino del Ártico (Rind et al., 2001). Por el contrario, a inviernos más templados en Groenlandia (índice NAO negativo) les corresponde un aumento de las precipitaciones en el sur de Europa (Rodó et al.,
1997) y en Canarias (García-Herrera et al., 2001) debido al desplazamiento de las bajas presiones de Islandia hacia el sur. En la Figura 9 se ilustran los cambios climático-meteorológicos que se producen en el Atlántico entre una situación de índice NAO positivo y otra de índice negativo.
Rama del Caribe
Rama Europea
Figura 9. Situaciones de índice NAO positivo (izquierda) y negativo (derecha). En un contexto de índice NAO positivo se produce un mayor aporte de polvo del Sahara debido a la mayor aridez en el norte de África y a la existencia de un escenario atmosférico favorable. A la vez, la aridez es también mayor en la zona del Mediterráneo y los vientos del noroeste están intensificados. Un índice negativo se caracteriza por la presencia de bajas presiones en el Mediterráneo que favorecen la entrada de los vientos del noroeste a una latitud más septentrional con el consiguiente aporte de humedad a la Península Ibérica. Las flechas representan la posición de los vientos predominantes. La trama sombreada indica el aporte de polvo de origen sahariano. La intensidad de las altas y bajas presiones se ha ilustrado con el número de isobaras representadas.
Cabe resaltar la relación entre la variabilidad de la NAO y las temperaturas superficiales marinas (SST, de sus siglas en inglés, Sea Surface Temperature), tanto en el Atlántico Norte como en regiones más alejadas (Cassou y Terray, 2001a; Czaja y Frankignoul, 2002). Así, se ha visto que índices positivos de la NAO corresponden con grandes pérdidas de calor en el Atlántico Norte, compensadas por ganancias en la zona subtropical. Eso da lugar a temperaturas anómalamente frías en el norte y anómalamente cálidas en las latitudes intermedias (Eden y Willebrand, 2001). Por otra parte, el descubrimiento de que la circulación termohalina, y el transporte subsiguiente de calor hacia latitudes altas, siguen el patrón de la NAO (Dickson, 1997) ha llevado a pensar que el océano podría ser quien controla los cambios climáticos decadales (McCartney, 1997). Existe ya una destacada línea de investigación en torno a la hipótesis de que son las anomalías en las temperaturas oceánicas las que inducen anomalías decadales en la circulación atmosférica (Cassou y Terray, 2001b; Curry et al., 1998). Por este motivo actualmente se incluye el océano en las modelizaciones climáticas a corto plazo, mientras que anteriormente sólo se tenía en cuenta la variabilidad atmosférica (Houghton et al., 2001).
El sistema climático de la NAO está relacionado, obviamente, con otros sistemas, como
la oscilación del Ártico (AO) (Ambaum et al., 2001), el Niño (Huang et al., 1998) y el monzón asiático (Kakade y Dugam, 2000). La naturaleza de estas relaciones está en el núcleo de varias lineas de investigación actuales. Así, Huang et al. (1998) han investigado la relación temporal entre el Niño y la NAO llegando a la conclusión de que es el Niño el que modula la variación de la NAO. También se ha determinado la influencia de la NAO en la variabilidad tropical, incluyendo las SST (Cassou y Terray, 2001a; Chang et al., 1997) las anomalías de precipitación en el Sahel (Folland et al., 1986; Servain et al., 2000) y la intensidad de los alisios (George y Saunders, 2001). Una de las cuestiones que hay planteadas es cómo puede modular el clima del Atlántico Norte la aridez del Sahel. La relación entre condiciones más áridas y la presencia de aguas más dulces y más frías en el Atlántico Norte parece clara (Brooks, 2000). El proyecto CLIVAR 6 profundiza en los mecanismos que generan estas teleconexiones. Éste es un objetivo crucial tanto para para descifrar la información paleoclimática como para la predicción. Se trata, en definitiva, de entender las causas y las consecuencias del cambio climático.
Una de las recomendaciones del IPCC es extender en el tiempo el estudio de la variabilidad climática decadal e interdecadal con el propósito de determinar con exactitud qué procesos gobiernan los fenómenos climáticos. Por esa razón se ha hecho un esfuerzo de identificación de registros de oscilaciones climáticas como la NAO en el periodo preinstrumental. Para ello se han extraído y contrastado datos históricos, como los datos de lluvias en Andalucía (Rodrigo et al., 2001) o de la cosecha vinícola en Francia (Souriau y Yiou, 2001). Sin embargo, hasta la fecha, los registros obtenidos son relativamente cortos, hasta el siglo XVI en España (Rodrigo et al., 2001). En Inglaterra hay registros de temperaturas de los últimos 335 años (Ghil, 2002). La utilización de medidas indirectas obtenidas en corales, árboles, hielos polares y estalactitas (Appenzeller et al., 1998; Cook et al., 1998; Cullen et al., 2001; Proctor et al., 2000; Rimbu et al., 2001) ha permitido extender el registro más atrás en el tiempo aunque perdiendo exactitud (Jones et al., 1998).
A título de resumen de este subcapítulo, en la Tabla 1 se enumeran y comentan brevemente las principales líneas de investigación sobre los mecanismos de cambio climático a diferentes escalas abiertas en la actualidad.
6 Más información en la página: http://www.ogp.noaa.gov/mpe/clivar/atlantic/index.htm
Tabla 1.- Principales líneas de investigación de los mecanismos causantes de la variabilidad climática a escala orbital, sub-orbital y decadal.
Inicio de las ice house
En la historia de la Tierra se suceden épocas frías, llamadas ice-house en las que tienen lugar las glaciaciones y épocas más cálidas, greenhouse, en las que no hay mantos de hielo polares. El mecanismo que regula el comienzo de una ice house no se conoce todavía
(Maslin et al., 1998; Zhisheng et al.,
(variación de la insolación)
-10 5 años
Desde que se descubrió que los ciclos de 100.000 años estaban
(Gildor y Tziperman, 2001; Imbrie et al., 1993; Imbrie et al., 1992; Shackleton, 2000)
desconectados de las variaciones de la insolación, se han propuesto varias teorías para explicar la presencia de este periodo en muchos registros de todo el mundo, y se está estudiando su relación con la temperatura, el CO 2 , hielo marino y otras variables
Relación entre el ciclo de 100,000 años y la insolación
Cambios climáticos abruptos y mecanismos desencadenantes
Estos cambios no responden a variaciones en la insolación que recibe la Tierra por lo que tienen que deberse a mecanismos “internos” del sistema, como la dinámica de los mantos glaciares, las fluctuaciones de la circulación termohalina, o los cambios en la intensidad de la circulación atmosférica
(Cortijo et al., 2000; MacAyeal, 1993; Raymo, 1998)
años de Heinrich)
Variabilidad milenaria en
Los cambios abruptos de escala milenaria del Holoceno y el Emiense descartan los cambios en la dinámica de los mantos
(Bianchi y McCave, 1999a; Bond et al., 1997; Cortijo et al., 1999; deMenocal et al., 2000; Sirocko et al., 1996; Wang et al., 1999)
Holoceno y en el
hielo como único mecanismo director de estas oscilaciones.
Emiense
posiblidad de establecer analogías con el clima interglacial
actual reviste un gran interés
partir del hallazgo de registros de la señal de los D/O en
(Labeyrie, 2000; Peterson et al., 2000; Vink et al.,
(ciclos de D/O,
Conexiones climáticas milenarias entre latitudes altas y bajas
latitudes tropicales, surge la necesidad de estudiar los procesos que controlan las conexiones atmosféricas y oceánicas interlatitudinales y sus posibles asincronías con el fin último de conocer el papel de las bajas latitudes en el desencadenamiento de estos eventos
Modelización conjunta
océano-atmósfera
Para modelizar los cambios abruptos se necesitan modelos que simulen conjuntamente las variaciones oceánicas y las
atmosféricas durante un estadio glacial con el fin de obtener
escenario lo más “realista” posible que permita reproducir los enfriamientos bruscos y los calentamientos graduales característicos de los ciclos de D/O
(Ganopolski y
Rahmstorf, 2001;
Schulz, 2002b)
están empezando a explicar ciclicidades de escala milenaria
(Ely et al., 1993; Giraudeau et al., 2000; Sánchez-Goñi et al., 2002)
milenaria de la NAO y el
como los D/O y las oscilaciones del Holoceno mediante
mecanismos similares a la NAO y el Niño
Influencia de la NAO en las latitudes tropicales
La posible relación entre el clima del Atlántico Norte y los trópicos es una de las teleconexiones que más se están investigando. Se ha observado que la NAO influye en la sequía del Sahara, en el aporte de polvo sahariano y en el clima tropical. También se empieza a pensar que los cambios en las SST tropicales pueden ser los responsables de la tendencia de la NAO de los últimos años
(George y Saunders, 2001; Hoerling et al., 2001; Moulin et al., 1997b; Servain et al., 2000)
10-10 el 2 años
(NAO,
Mecanismos de retro- alimentación
El descubrimiento de que el océano superficial y profundo responde a cambios climáticos decadales ha llevado a plantear que es el océano y no la atmósfera quien guarda la memoria de estos cambios y los retroalimenta
(Dickson, 1997;
Kerr, 1997;
McCartney, 1997)
Relación entre los índices de la NAO, la AO, el Niño
Cada vez más, la variabilidad climática se explica mediante índices definidos entre áreas climáticas. Sin embargo, eso no implica que la variabilidad detectada no esté influida
simultáneamente por otras oscilaciones
(Huang et al., 1998; Mo y Häkkinen, 2001a; Mo y Häkkinen, 2001b)
Extensión de los registros climáticos de la NAO y El
En los últimos años han surgido varios intentos para extender atrás en el tiempo los registros de la NAO y el Niño. Eso es posible gracias a algunos indicadores, como los anillos de crecimiento en corales y árboles, pero hasta la fecha se desconoce si responden a una ciclicidad milenaria.
(Appenzeller et al., 1998; Cook et al., 1998; Cullen et al., 2000; Rodrigo et al.,
Niño a épocas pre- instrumentales
La circulación atmosférica global juega un papel muy importante en la variabilidad climática, especialmente por su función de transporte de calor de bajas a altas latitudes. La circulación atmosférica se encarga de transportar hacia los polos, vía evaporación/condensación del vapor de agua, el “exceso” de calor que se recibe en las zonas tropicales. Los cambios en la posición y la extensión de las células convectivas (cf. Aptdo. 2.3.1), y de la Zona de Convergencia Intertropical, (ITCZ, de sus siglas en inglés, Intertropical Convergence Zone), han condicionado dicho transporte de calor y, por tanto, el clima de la Tierra durante el Cuaternario. Las consecuencias de estos cambios se dejan sentir a diversas escalas temporales, desde la estacional hasta la glacial-interglacial. En invierno, todo el sistema de presiones del hemisferio norte ocupa latitudes más bajas que en verano. Durante las épocas glaciales, la posición de la célula de Hadley condicionó la extensión de los desiertos (Chylek et al., 2001). De una manera similar, en las épocas frías, el frente polar (situado entre las células de Ferrel y la Polar, cf. Aptdo. 2.3.1) se desplaza hacia el sur debido a la mayor extensión de los casquetes polares. Induce así cambios climáticos profundos que no se limitan a las áreas sometidas a su influencia directa, sino que repercuten en todo el sistema climático terrestre (cf. COHMAP, 1988).
El hecho de que los cambios en la atmósfera ocurran mucho más rápidamente que los que se conocen en el océano, ha llevado en numerosas ocasiones a explicar mediante procesos atmosféricos algunos fenómenos de variación climática aún poco comprendidos, registrados en zonas geográficamente alejadas. Por ejemplo, el Niño, que se desencadena en aguas del Pacífico tropical, se propaga a muchas regiones de la Tierra mediante cambios en las presiones atmosféricas causados a su vez por las variaciones de temperatura de las aguas marinas superficiales asociadas a este fenómeno (Gallego et al., 2001; Janicot, 2000). Una situación similar ocurre con la NAO (cf. Aptdo. 1.2.3), en la que las diferencias en el gradiente de presión que se genera en el Atlántico Norte influyen en el clima de regiones tropicales (George y Saunders, 2001; Moulin et al., 1997b; Servain et al., 2000).
Por tanto, el estudio de la circulación atmosférica y del clima terrestre mediante el uso de indicadores contenidos en los sedimentos marinos deviene esencial para alcanzar los objetivos de esta Tesis. En concreto, necesitamos conocer de qué modo influye el clima en la producción y transporte de polvo desértico (cf. Aptdo. 1.3.1). Pero además, nos interesa comprender la influencia inversa, es decir, el papel de las partículas atmosféricas, sobretodo el polvo de los desiertos, en la variabilidad climática (cf. Aptdo. 1.3.2). Así, es obligado que describamos los mecanismos de retroalimentación entre el polvo atmosférico y el clima. La interacción atmósfera- océano como regulador de la productividad oceánica primaria, por ejemplo, en los afloramientos, también merece nuestra atención (cf. Aptdo. 1.3.3). El análisis de los registros de paleoproductividad fosilizados en los sedimentos marinos permite inferir las condiciones climáticas del pasado. Como mostraremos más adelante, el estudio de indicadores de productividad oceánica, tanto en la Cuenca del Norte de Canarias como en el Mar de Alborán, constituye una vía valiosísima para profundizar en el conocimiento de los escenarios climáticos que se sucedieron a lo largo de los últimos 250.000 años, en un caso, y en el último estadio glacial, en el otro (cf. capítulo de Resultados).
1.3.1. La influencia del clima en la generación, el transporte y el depósito de polvo atmosférico
El cambio climático condiciona la generación, el transporte y el depósito de polvo atmosférico mediante diversos mecanismos, como las modificaciones en la extensión y la distribución de las áreas desérticas, la intensidad de los sistemas de vientos o la cantidad de precipitaciones (Figura 10). Por su parte, la influencia del polvo atmosférico en el cambio climático es aún motivo de controversia (Overpeck et al., 1996). Es incierto hasta que punto la cantidad de polvo presente en la atmósfera, y eventualmente acumulado en los sedimentos, es una respuesta o una causa del cambio climático (Harrison et al., 2001).
P roces os climáticos
(precipitación, vientos,
circulación a gran escala
(usos del suelo, agricultura
Cantidad y flujo de
Figura 10.- Interrelaciones entre generación de polvo mineral, clima e impacto antrópico (modificada de Arimoto, 2001).
La idea de que durante los estadios glaciales el aporte de polvo fue mayor, tanto por un incremento en la aridez de las áreas fuente (Ruddiman, 1997), como por una intensificación de la circulación atmosférica (Sarnthein et al., 1981), gozó de amplia aceptación durante años. Actualmente, sabemos que la situación fue bastante más compleja y que el aumento de la carga eólica no fue un fenómeno uniforme ni espacial ni temporalmente (Kohfeld y Harrison, 2001; Rea, 1994).
Por un lado, se ha observado que los registros eólicos varían según escalas temporales diferentes del patrón glacial-interglacial, en relación con por ejemplo, la precesión (deMenocal y Rind, 1993; Moreno et al., 2001) y las variaciones suborbitales (Fuhrer et al., 1999; Mayewski et al., 1994; Taylor et al., 1993; Moreno et al., 2002b). Por otro lado, se ha determinado la gran influencia de los patrones locales tanto en la producción como en el transporte y el depósito de partículas de polvo mineral (Harrison et al., 2001). El margen africano noroccidental constituye un ejemplo claro de la importancia de las influencias locales. Varios estudios llevados a cabo de registros eólicos en dicho margen han mostrado patrones temporales de aporte de polvo muy variables en función de su posición respecto a los vientos dominantes y la distancia al talud continental (Bertrand et al., 1996; Martinez et al., 1999).
Superada la visión simplista tradicional, las observaciones más recientes han servido de estímulo para que la comunidad paleoceanográfica se vuelque en la investigación de los patrones de generación, transporte y depósito de polvo atmosférico. Ello ocurre por medio de dos vías principales: (i) la recopilación de datos actuales (Avila y Alarcón, 1999; Clemens, 1998; Rodriguez et al., 2001), revisados en Goudie y Middleton (2001), y (ii) la modelización de los
mecanismos implicados en el ciclo del polvo mineral (Andersen et al., 1998; D'Almeida, 1986; Ginoux et al., 2001; Joussaume, 1993; Mahowald et al., 1999; Reader et al., 1999; Shao, 2001; Swap et al., 1996).
La observación de los patrones actuales ha permitido evaluar cómo responden las propiedades del polvo eólico a los cambios estacionales, obteniéndose así resultados muy útiles, y sin duda necesarios, para interpretar los registros del pasado (Clemens, 1998; Rea, 1993). Según Clemens (1998) tres son los principios básicos de la interpretación de registros eólicos en sedimentos marinos:
?? El flujo de polvo y el tamaño de grano de las partículas son variables independientes (r = 0,36 en Clemens, 1998). Por tanto, un flujo eólico mayor en los sedimentos no significa necesariamente un tamaño mayor de las partículas.
?? El flujo eólico está relacionado principalmente con la aridez y la cubierta vegetal del área fuente. Sin embargo, en las regiones hiperáridas, la producción de polvo es menor debido a que la escasa humedad del ambiente no basta para romper los minerales en partículas de tamaño transportable a largas distancias (Pye, 1989; Rea, 1994).
?? El tamaño de las partículas eólicas es una función de la energía del agente de transporte y, en consecuencia, está muy relacionado con las presiones atmosféricas y la velocidad de los vientos. La cuantificación de la paleointensidad de los vientos a partir del tamaño de grano ha sido abordada en varios trabajos (Jaenicke y Schütz, 1978; Parkin, 1974; Sarnthein et al., 1981). Esas cuantificaciones son, no obstante, discutibles ya que la relación matemática entre velocidad de vientos y tamaño de partículas no está muy clara (Rea, 1994). En cambio, sí que hay consenso en considerar como éolicas a las partículas con tamaños de más de 6-7 ? m (McCave et al., 1995b). Por debajo de este diámetro las partículas tienen un comportamiento cohesivo.
La modelización de los controles del ciclo de polvo mineral ha proporcionado otros tres principios aplicables en la interpretación de los registros del pasado (Harrison et al., 2001):
?? La velocidad de cizalla crítica (del inglés, critical wind shear velocity, u) necesaria para que se produzca deflación depende de factores intrínsecos, como la forma, la densidad y el tamaño de las partículas y de factores extrínsecos, como la capacidad para la formación de agregados, la rugosidad del suelo y otros (Gillette, 1981; Marticorena y Bergametti, 1996; Nickling, 1983). De todos modos, si bien sería necesario considerar todos esos factores en las simulaciones de las áreas fuente y del flujo de polvo, todavía se está lejos de conseguirlo 7 (Harrison et al., 2001).
?? El transporte atmosférico de polvo depende, inicialmente, de la velocidad de los vientos que levantan las partículas y, posteriormente, de las condiciones meteorológicas que determinan la inyección de polvo en las capas altas de la troposfera para su transporte a largas distancias (cf. Aptdo. 2.3.2). Por tanto, en las reconstrucciones paleoclimáticas debe tenerse muy en cuenta el contexto meteorológico local que facilita el transporte de polvo.
7 Son aún muy escasas las simulaciones globales (Reader, et al., 1999; Mahowald, et al., 1999) que incorporan algunas de las características de la superficie terrestre, como la cantidad y el tipo de vegetación o la humedad del suelo. Por ahora aún después de haberse demostrado la influencia que ejercen en la deflación, no hay ningún modelo global que incluya características locales, como la rugosidad del suelo. En algunas modelizaciones sí se han incluido ya características de las partículas, como su tamaño (Ginoux, et al. 2001). No hay, sin embargo, ningún modelo global que incluya la mineralogía de las partículas, a pesar de su importancia en las propiedades radiativas.
?? El depósito del polvo puede ocurrir en seco (sedimentación de las partículas o formación de aglomerados) o en húmedo (incorporación de las partículas a las nubes como núcleos de condensación o en gotas de lluvia durante la precipitación). En las interpretaciones del registro eólico ambos tipos de depósito deben considerarse por su conexión con la variabilidad de las paleoprecipitaciones.
Si bien los modelos del ciclo del polvo mineral son todavía incompletos, sí reproducen a gran escala la variabilidad temporal y espacial observada en imágenes de satélite (Harrison et al., 2001) (Figura 11).
g/m año
Figura 11.- Simulación de la deposición global de polvo en la actualidad según Mahowald et al. (1999) (modificada de Harrison et al., 2001).
Llegados a este punto, se hace necesario indagar en la influencia climática de las partículas eólicas con el fin de conocer los mecanismos de retroalimentación del sistema clima/polvo (cf. Figura 10).
El polvo procedente de regiones áridas y semi-áridas representa el 50% (1.500 x 10 6 Tm/año) de la carga total de partículas eólicas que son inyectadas en la atmósfera en la actualidad (Bergametti et al., 1989a). Se ha demostrado que la presencia de polvo en la atmósfera tiene una gran influencia directa e indirecta sobre el clima, mediante mecanismos químicos y físicos (Arimoto, 2001). El papel del polvo atmosférico en el cambio climático actual constituye uno de los ejes de investigación del grupo del IPCC (Houghton et al., 2001).
La capacidad de las partículas eólicas para reflejar y absorber la radiación ultravioleta, la
visible y la infrarroja, modifican las propiedades ópticas y radiativas de la atmósfera. La medida de la influencia de un factor determinado en la alteración del balance de energía del sistema Tierra-atmósfera es conocida como forzaje radiativo (del inglés, radiative forcing) (Houghton et al., 2001). Actualmente, se sabe que la influencia ejercida por las partículas eólicas puede ser positiva o negativa y, por tanto, producir calentamiento o enfriamiento (Idso, 1981; Robertson et al., 2001), en función de las propiedades ópticas de las partículas (Sokolik et al., 2001), de su mineralogía (Claquin et al., 1999) y de su distribución en la atmósfera (Hamonou et al., 1999). Según su tamaño, las partículas generan efectos opuestos. Las partículas de tamaño muy pequeño (<1 ? m) producen enfriamiento, ya que dispersan y devuelven al espacio la radiación solar de onda corta. En partículas algo más grandes la absorción de la radiación de onda larga es mayor que la dispersión favoreciendo así el calentamiento. Este comportamiento contrastado se hace especialmente potente cerca de la superficie terrestre, donde las plumas de polvo mineral enfrían la atmósfera sobre las superficies oscuras, como el océano, y la calientan sobre las brillantes, como los desiertos, debido a los cambios que producen en el albedo (Harrison et al., 2001; Knorr et al., 2001) 8 .
En el último periodo glacial, la mayor concentración de polvo en la atmósfera pudo producir un enfriamiento de entre 1 y 3ºC (Harrison et al., 2001). Overpeck et al. (1996), en cambio, postulaba un calentamiento debido a la absorción de la radiación por las partículas de polvo. Sin embargo, su simulación no incluye velocidades de vientos ni áreas fuente de polvo, por lo que el resultado final está sesgado. En cualquier caso, es obvio que se deben continuar estudiando las propiedades radiativas de las partículas eólicas para interpretar mejor su papel en el cambio climático actual y pasado.
Las partículas eólicas también influyen indirectamente en el cambio climático a través de reacciones químicas con oxidantes y compuestos de nitrógeno y de azufre que tienen lugar en la atmósfera (Figura 12). Se ha demostrado que el polvo mineral puede cambiar la capacidad oxidante de la atmósfera, debido principalmente a su reactividad con oxidantes como el ozono (O 3 ) y el radical peroxilo (HO 2 ) (Arimoto, 2001). De este modo, la concentración de estos oxidantes atmosféricos disminuye, al menos localmente. Esto implica que el polvo mineral puede contribuir a la formación del “agujero” de ozono. El polvo reacciona, además, tanto con compuestos de nitrógeno (NO 2 y HNO 3 ) como de azufre (SO 2 ), modificando el ciclo de estos elementos (Harrison et al., 2001), la acidez de la atmósfera y el pH de las precipitaciones (Avila y Rodà, 2002; Guerzoni et al., 1997; Loÿe-Pilot et al., 1986).
Otro efecto indirecto del polvo mineral sobre la variabilidad climática se transmite a través de las influencias que ejerce en los ciclos biogeoquímicos. Téngase en cuenta que el polvo procedente de los desiertos es fuente de nutrientes, tanto para los ecosistemas terrestres (Avila et al., 1998) como marinos (Duce et al., 1991; Guerzoni et al., 1997; Harrison et al., 2001) (Figura 12). El polvo mineral aporta K + , NH 4 + , NO 3 - y PO 4 3- a los ecosistemas terrestres e interviene en la formación de suelos (terra rossa) (Goudie y Middleton, 2001). La observación de que la entrada
8 Brooks (2000) considera estos procesos al proponer un mecanismo de retroalimentación para explicar la sequía de los últimos 50 años en el Sahel. Este autor considera que el incremento de polvo sobre el Norte de África provoca simultáneamente un calentamiento de la troposfera y un enfriamiento de la superficie. La disminución resultante en el gradiente de temperatura reduce la convección y las precipitaciones. Asimismo, debilita el contraste térmico y de presión atmosférica entre continente y océano, lo cual refuerza la disminución de las precipitaciones. Ambos mecanismos inducen una mayor aridez continental y el consiguiente aumento de polvo en la atmósfera, cerrando así un ciclo que se retroalimenta fácilmente.
de Fe vía polvo mineral aumenta la productividad oceánica, estimulando la fijación de N 2 por el fitoplancton (Edwards y Sedwick, 2001; Kim y Church, 2001; Martin et al., 1994), sugiere un posible mecanismo para explicar la reducción de CO 2 durante los periodos glaciales. El mayor aporte de polvo al océano en el último periodo glacial pudo conducir a un incremento en la productividad oceánica y a una mayor exportación de carbono hacia el sedimento (Broecker y Henderson, 1998; Falkowski et al., 1998).
Reacciones de mezcla
que afectan la composición
y tamaño de las partículas
presentes en la atmósfera
que aporta nutrientes
a los ecosistemas terrestres
en climas fríos y áridos
provenientes del polvo y
Producción de aerosol
formado por agua marina
Depósito de partículas
(sedimentos marinos)
Figura 12.- Interacciones biogeoquímicas entre partículas minerales y clima (modificado de Arimoto,
1.3.3. Interacción atmósfera-océanos en la variabilidad climática: afloramientos costeros y su influencia en la concentración de CO 2
Un proceso de gran importancia en las relaciones atmósfera-océano, y con gran repercusión en el ciclo del carbono y, por tanto, en el clima, son los afloramientos de aguas profundas. Cuando el viento sopla paralelo a la costa, la capa de agua más superficial se mueve desplazándose ligeramente hacia la derecha en el hemisferio norte por el efecto de Coriolis. La capa de agua subsuperficial también se desplaza hacia la derecha, y así sucesivamente hasta una profundidad de unos ~100 metros. Este movimiento, conocido como la espiral de Ekman, produce un desplazamiento neto mar adentro de la capa de agua superficial, según una dirección que forma un ángulo de 90º respecto al viento dominante. El agua subsuperficial asciende entonces hasta la superficie para compensar el defecto de masa creado (Garrison, 1996) (Figura
Transporte neto
Vi ento
supe rfici al
Viento paralelo a la c os ta
Figura 13.- Transporte de Ekman (A) y producción de un afloramiento costero (B)
Los afloramientos constituyen uno de los principales procesos de aporte de nutrientes a la superficie oceánica, junto con la descarga fluvial y el transporte eólico de polvo mineral. Tanto en los afloramientos costeros como en el afloramiento ecuatorial afloran aguas frías intermedias (50- 200 metros) enriquecidas en nutrientes y en CO 2 procedentes, a su vez, de la descomposición progresiva de la materia orgánica decantada desde capas superiores (Freudenthal, 2000; Martinez, 1997). Por tanto, la riqueza en nutrientes de un afloramiento depende de la riqueza en nutrientes de las aguas subsuperficiales y de la productividad superficial a escala regional. Esto hace que el estudio de las zonas de afloramiento sea muy interesante por (1) su relación con la circulación atmosférica, (2) su papel como fuente de nutrientes y aporte de CO 2 a la atmósfera y (3) la importancia de la bomba biológica 9 en la fijación del CO 2 y su transferencia a los sedimentos en forma de materia orgánica y carbonatos (Figura 14).
La investigación de los gradientes de productividad en las zonas de afloramiento sirven para detectar los cambios en la intensidad y/o la dirección de los vientos locales y para cuantificar las fuentes y sumideros de CO 2 , compartimentos clave en el ciclo del carbono que controla el cambio climático global (cf. Artículos 2 y 4 del capítulo de Resultados).
9 La bomba biológica (del inglés, biological pump) es el proceso por el cual el CO 2 fijado por fotosíntesis es transferido al interior del océano, donde el carbono queda almacenado temporalmente (Figura 14). El concepto de bomba biológica realza el papel de los organismos marinos, incluyendo el fitopláncton, las bacterias y los organismos depredadores, en el ciclo global del carbono.
CO , N
Fijación de C y N
por el fitopláncton
Advección lateral
Límite de la zona eufótica
pasivo de carbono
(zoopláncton)
Figura 14.- Esquema simplificado de la bomba biológica: expresión del papel de los organismos en el ciclo del carbono. En la figura se observan los distintos procesos que tienen lugar desde la fijación de C y N por el fitopláncton hasta su acumulación en los sedimentos marinos. Figura modificada de http://www.msrc.sunysb.edu/octet/biological_pump.html
1.4. El polvo de origen desértico en los sedimentos marinos: enfoque paleoclimático.
Los orígenes de la Paleoceanografía se remontan al siglo XIX, cuando en las expediciones del H.M.S. Challenger se empezaron a estudiar sedimentos marinos como fuente de información paleoambiental. Las investigaciones paleoceanográficas se basan en el uso de indicadores indirectos o proxies. Este concepto se refiere a parámetros o variables medibles que ofrecen pistas acerca de la variación de propiedades o procesos del pasado. Fisher y Wefer (1999) presentan un listado muy detallado de los indicadores más usados en paleoceanografía. El presente capítulo está centrado en los principales métodos de estudio de los registros eólicos en Paleoceanografía (cf. Cap. 3 de esta Introducción para más detalles sobre los análisis granulométricos y geoquímicos). Conviene indicar, no obstante, que además de los sedimentos marinos, los testigos de hielo y los registros continentales (depósitos tipo loess) constituyen importantes fuentes de información acerca de las partículas eólicas (Kohfeld y Harrison, 2001) (cf. Tabla 2).
Como ya se ha apuntado anteriormente (cf. Aptdo. 1.3.1) el registro de las partículas de origen eólico acumuladas durante milenios en los sedimentos marinos tiene variadas aplicaciones paleoclimáticas, especialmente en lo que respecta a la intensidad del viento y a la aridez continental. Sin embargo, hay varios aspectos a tener en cuenta. Para empezar, la diferenciación entre material hemipelágico y eólico en sedimentos marinos no es sencilla (Rea, 1993). Por este motivo, en Paleoceanografía se evitan las zonas receptoras de aportes fluviales o turbidíticos significativos a los sedimentos ya que aumentan las posiblidades de enmascaramiento de la señal eólica. Las mejores zonas para el estudio de los aportes eólicos son las situadas suficientemente lejos de los márgenes continentales (unos 1.000 km) y en altos topográficos (seamounts). Sin embargo, cuando los sedimentos de esas zonas carecen de material datable, como foraminíferos, su interés paleoclimatológico prácticamente desaparece. En otras ocasiones, las tasas de sedimentación son demasiado bajas y el único rango cronológico abordable es el glacial/interglacial. En latitudes altas también pueden aparecer IRD mezclados con el material eólico, aunque en estos casos la distinción entre ambos, a partir de criterios granulométricos y mineralógicos es más sencilla (Lebreiro et al., 1996; Plaza, 2001).
Para aislar el componente eólico de un sedimento, es necesario eliminar tanto el carbonato (con HCl o acético) como la materia orgánica (con H 2 O 2 ). En algunos casos, también es conveniente atacar el ópalo (con NaOH) y los óxidos e hidróxidos (con un reductor fuerte). El extracto resultante puede considerarse eólico si cumple las condiciones de localización expuestas anteriormente y sólo entonces puede ser sometido a los análisis granulométricos, geoquímicos, isotópicos y mineralógicos pertinentes. En cualquier caso, teniendo en cuenta que muchos análisis geoquímicos y sedimentológicos se efectúan sobre el sedimento total, es fundamental tener en cuenta los patrones locales para diferenciar la fracción eólica e interpretar los resultados. Un procedimiento muy útil para separar el sedimento en función de su origen es la modelización de las diferentes subpoblaciones que forman las muestras (cf. Aptdo. 3.1.6).
Las técnicas e indicadores más utilizados actualmente en el estudio de la velocidad de los vientos y las condiciones de aridez/humedad continental del pasado a partir de la identificación y la cuantificación del material eólico acumulado en los sedimentos marinos clasificados por objetivos específicos se indican a continuación.
Extracción secuencial: si la localización del testigo es idónea (cf. página anterior), el proceso de extracción explicado anteriormente permite obtener una fracción eólica final susceptible de análisis (Rea, 1993).
Granulometría: se considera eólica la fracción no carbonatada mayor de 6-7 ? m (Parkin y Shackleton, 1973). También son útiles otros parámetros, como la clasificación del sedimento. Por sí sola esta técnica no permite separar con precisión la fracción eólica del resto.
Microscopía electrónica: el estudio de la superficie de las partículas ayuda a identificar la fracción eólica (Kawahata et al., 2000; Pye, 1987). Esta técnica halla su mayor interés en estudios específicos o puntuales, no como método de separación de la fracción eólica. Entre sus ventajas se cuenta el poder realizar un análisis químico elemental de la partícula eólica una vez detectada (Ma et al., 2001).
Detección del área fuente.
Concentración de elementos: directamente, no resuelve cuáles son las áreas fuente del polvo mineral porque, por sí solo, ningún elemento tiene carácter diagnóstico. Sin embargo, las relaciones entre elementos, como el Ti/Al o Fe/Al, sí pueden tener valor diagnóstico y permitir la identificación de áreas fuente concretas (Bergametti et al., 1989a; Chiapello et al., 1997; Coudé-Gaussen et al., 1987).
Mineralogía: hay algunos minerales, sobretodo arcillas y óxidos de hierro, que pueden indicar el área fuente del polvo acumulado en los sedimentos marinos (Avila et al., 1996; Balsam et al., 1995; Kiefert et al., 1996; Molinaroli, 1996). Sin embargo, los estudios citados no incluyen un tratamiento cuantitativo de los resultados analíticos, por lo que las comparaciones entre diversas zonas resultan complejas.
Propiedades magnéticas: la aplicación de esta técnica al estudio de las áreas fuente de polvo mineral está en fase de desarrollo (J. C. Larrasoaña, com. pers.). La presencia de minerales magnéticos en el polvo procedente de los desiertos permite su identificación y clasificación por áreas fuente. Tiene la ventaja de que es un método rápido, en el que las mediciones se efectúan sobre muestra continua a lo largo del testigo. La susceptibilidad magnética para detectar simplemente la presencia de partículas eólicas en el sedimento sin diferenciarlas mineralógicamente sí que ha tenido un uso más extendido (Bozzano et al., 2002).
Isótopos del Sr y relación Sm/Nd: actualmente está considerada una de las mejores técnicas de detección de áreas fuente gracias a las bases de datos ya establecidas y al carácter diagnóstico de los isótopos radiogénicos (Grousset et al., 1992a; Grousset et al., 1998). Sin embargo, los análisis son largos y costosos por lo que esta técnica no
se suele emplear sistemáticamente sino en intervalos especialmente interesantes.
Trayectorias de los vientos: los llamados programas de retro-trayectorias permiten identificar el área fuente de una tormenta de polvo a partir de mapas meteorológicos sinópticos (Avila y Alarcón, 1999; Bucher, 1989; Rodriguez et al., 2001). Aunque no tiene aplicación paleoclimática directa, es muy útil para fijar las propiedades químicas, mineralógicas y sedimentológicas del polvo en función de su área fuente y de la distancia a la misma.
Medidas hechas con satélites: igual que la técnica anterior, se aplica al estudio de los aportes actuales de polvo del desierto. Ayuda a comprender los mecanismos meteorológicos de transporte de las partículas eólicas, así como sus propiedades, aspectos ambos de interés paleoclimatológico. Los principales sensores que se utilizan son los siguientes: (i) el AVHRR (del inglés, Advanced Very High Resolution Radiometer) cuyas imágenes en los canales de radiación visible e infrarroja sirven para reconocer las nubes de polvo mineral (Husar et al., 2001); (ii) el CZCS (del inglés, Costal Zone Colour Scanner) cuyas imágenes de la intensidad de la radiación emitida obtenidas encima del océano permiten conocer la distribución de las partículas eólicas (Stegmann y Tindale, 1999); (iii) el TOMS (del inglés, Thematic Ozone Mapping Spectrometer) capaz de detectar las partículas eólicas por la radiación ultravioleta que absorben (Alpert y Ganor, 2001); (iv) y el satélite METEOSAT, que proporciona imágenes de tormentas de polvo a escala regional en el canal visible (Bucher, 1989; Dulac et al., 1992; Moulin et al., 1998). En una reciente comparación entre los resultados de estos sensores y datos obtenidos in situ se pone de manifiesto la necesidad de establecer redes científicas coordinadas para mejorar el conocimiento de las nubes de polvo y la prevención de los riesgos asociados a las mismas (Husar et al., 2001). El índice IDDI (del inglés, Infra-red Difference Dust Index) ilustra los progresos más recientes en la identificación de las áreas fuente del polvo mineral mediante satélites. El IDDI, basado en las medidas de la radiación infrarroja adquiridas por el satélite METEOSAT, permite identificar no sólo las áreas fuente, sino comparar su intensidad (Brooks, 2000; Goudie y Middleton, 2001).
Granulometría de la fracción eólica: es la técnica más utilizada para estudiar la intensidad de los vientos a partir del registro sedimentario marino. También tiene, sin embargo, varias limitaciones, como las dificultades de separación de las fracciones fluvial y eólica, y de discriminación de la influencia de las corrientes de fondo unidas a las inexactitudes propias de los métodos granulométricos 10 (cf. Cap.
10 Si bien la mayoría de estudios granulométricos proporcionan el tamaño medio de las partículas, raramente hacen referencia al tamaño máximo, indicador de la intensidad máxima del viento (Goudie y Middleton, 2001). Sí que hay, no obstante, algunas referencias a la presencia de las denominadas “partículas gigantes”. Se trata de partículas eólicas, generalmente halladas en registros próximos a las áreas fuente, que alcanzan tamaños de más de 100 ? m y cuyos mecanismos de transporte no están claros (Middleton et al., 2001).
Los indicadores reseñados permiten un acercamiento al conocimiento de las condiciones climáticas del pasado a partir de inferencias sobre las características de los vientos y los cambios en las áreas fuente. Sin embargo, las variaciones en el flujo de polvo, así como sus propiedades, pueden estar influídos por una combinación de factores, a veces difíciles de aislar. En este punto se hace necesario el uso de modelos de predicción de la respuesta de las variables paleoambientales (Kohfeld y Harrison, 2000). En este marco, y a través de extensas bases de datos, las observaciones son, a la vez, inputs necesarios para las simulaciones 11 , y elementos de evaluación del funcionamiento de los modelos, principalmente para eventos muy estudiados, como el Último Máximo Glacial o el Holoceno Medio (Kohfeld y Harrison, 2001).
11 DIRTMAP (Dust indicators and Records from Terrestrial and Marine Paleoenvironments) es un ejemplo de base de datos creada especialmente para comparar los paleodatos obtenidos en ambiente marino y terrestre con las simulaciones del flujo eólico realizadas para el Último Máximo Glacial y el Holoceno. De esta manera se evalua la capacidad de las simulaciones para caracterizar el cambio climático y las variaciones de las áreas fuente (Kohfeld y Harrison, 2000).
Tabla 2.- Información paleoclimática proporcionada por los registros eólicos.
Problemas/Ventajas
Acumulación del material eólico y concentración de Ca 2+
Cambios temporales en la carga de polvo atmosférico
Indicador muy directo. Al provenir de un testigo de hielo no hay errores en la determinación de qué material es eólico
(Mayewski
Cambios en el tamaño e intensidad de la célula polar 12
Se hace difícil diferenciar entre mayor velocidad del viento y cambios en las áreas fuente.
(Fuhrer et al., 1999; Taylor et al., 1993)
Buenos indicadores, salvo errores en las determinaciones geoquímicas causadas por la entrada de material proveniente de reacciones que tienen lugar en la atmósfera
(Biscaye et al., 1997; Grousset et al., 1992a; Hong et al., 1996; Svensson et al., 2000)
Áreas fuente
También puede estar influída por cambios de depósito seco a húmedo
(Kohfeld
Textura de la superficie de las partículas
Identificación de la fracción eólica
Algo subjetivo. Es conveniente usarlo con otros indicadores
(Moreno et al., 2002a; Pye, 1987)
(Lamy et al., 1998; Moreno et al., 2002b)
del sedimento
Testigos marinos
Mediana de las distribuciones granulométricas
También puede estar influída por el tipo de depósito, seco o húmedo. Debe usarse sólo cuando la distancia del testigo al área fuente es constante
(Clemens, 1998; Prins y Weltje, 1999b; Rea, 1993; Ruddiman, 1997; Sarnthein et al., 1981; Stuut, 2001)
Mineralogía de
Puede conducir a errores sino se conoce con detalle la distribución de arcillas en el área fuente. Por otro lado, el estudio debe ser cuantitativo y no basarse solamente en la aparición o ausencia de un determinado mineral
(Bout-Roumazeilles et al., 1997; Caquineau et al., 1998; Coudé- Gaussen y Rognon, 1993; Lange, 1982; Molinaroli, 1996)
Puede generar errores si no se aisla bien la fracción eólica, por ejemplo, cuando hay influencias volcánicas
(Grousset et al., 1998; Grousset et al., 1992b)
Aunque los elementos individuales no son diagnósticos de áreas fuente específicas, la relación entre sus proporciones (Ti/Al, Si/Al, Fe/Al) sí pueden ser útiles
(Boyle, 1983; Martinez et al., 1999; Matthewson et al., 1995; Moreno et al., 2001; Schneider et al.,
Sólo puede usarse cuando se sabe con certeza que el área fuente se ha mantenido constante en el tiempo. Hay que aislar las fuentes locales de polvo y los efectos debidos al retrabajamiento del material y a procesos post-deposicionales
Espesor de la secuencia de loess
Zhisheng, 1995)
Mineralogía y
Buenos indicadores, siempre que se evite el loess retrabajado.
(Arnold et al., 1998; Biscaye et al., 1997)
12 El tamaño de grano de las partículas eólicas que alcanzan los polos es muy pequeño y no refleja bien los cambios en la intensidad de transporte. De hecho, no hay variación glacial/interglacial. Sin embargo, se ha comprobado una perfecta correlación entre intensidad de transporte y tasa de depósito de material eólico. Este es el motivo por el cual es este indicador el que se utiliza para interpretar los cambios en la intensidad de la célula polar. Éstos coinciden habitualmente con fases de mayor aridez en las áreas fuente (Kohfeld y Harrison, 2001).
Capítulo2.- Contexto regional
Esta Tesis aborda el estudio paleoceanográfico de una sección latitudinal de la zona subtropical a la mediterránea a través del estudio sedimentológico y geoquímico de tres testigos sedimentarios marinos (Tabla 3 y Figura 15). Por tanto, la zona de estudio se encuentra situada en el límite de influencia de dos grandes sistemas climáticos y bajo la influencia de ambos: el sistema de bajas presiones del Atlántico Norte y el sistema de altas presiones de la zona subtropical. Los dos primeros testigos fueron obtenidos en la Cuenca del Norte de Canarias, en los márgenes del Cañón de Agadir, durante sucesivas campañas del proyecto europeo CANIGO (Canary Islands Azores and Gibraltar Observations) a bordo del buque oceanográfico alemán METEOR. El tercer testigo procede de la cuenca oriental del Mar de Alborán y se recuperó en 1995 en una campaña del proyecto IMAGES a bordo del buque francés Marion Dufresne.
Tabla 3.- Localización de los testigos analizados en esta Tesis.
GeoB 5559
M 42/4
31º38,7’N;
13º11,2’W
GeoB 4216
M 37/1
30º37,8’N;
12º23,8’W
MD 95-2043
36º8,5’N;
2º37,3’W
Con el testigo GeoB 5559 obtenido en el flanco del seamount de Agadir, se pretendía conseguir un registro libre de la influencia de las corrientes turbidíticas y de fondo que posibilitase el estudio del aporte eólico a la cuenca (Figura 15). La proximidad al desierto del Sahara y la dirección de los vientos dominantes hacen de esta zona un lugar ideal para el estudio paleoclimático de registros eólicos (cf. Artículo 1 del capítulo de Resultados). El segundo testigo, GeoB 4216, se encuentra más cercano a la costa y, está sujeto, por tanto, a la influencia de uno de los filamentos más conspicuos del afloramiento costero del noroeste de África, el filamento de Cabo Ghir. Esta localización se seleccionó con el fin de poder estudiar las variaciones de la productividad oceánica en el pasado. El registro de productividad obtenido del testigo GeoB 4216 refleja las variaciones en la intensidad del afloramiento costero y del filamento de Cabo Ghir durante los últimos 250.000 años (cf. Artículo 2 del capítulo de Resultados). El hecho de disponer de dos testigos de la misma cuenca ha facilitado la comparación de los registros respectivos y la interpretación espacial de algunos procesos en la escala glacial/interglacial. La construcción de los modelos de edad está descrita en Freudenthal et al. (2002) y Moreno et al. (2001).
El testigo MD 95-2043 fue extraído a 1.840 m de profundidad en la cuenca oriental del Mar de Alborán, al noreste de la cresta de Alborán (Figura 15). El Mar de Alborán es la más occidental de las cuencas mediterráneas y constituye la única conexión de este mar con el océano Atlántico. En los primeros 18 m del testigo MD 95-2043 han sido estudiados recientemente diversos registros: biomarcadores moleculares (Cacho, 2000b), propiedades sedimentológicas (Plaza, 2001) y asociaciones polínicas (Sánchez-Goñi et al., 2002). La tasa de sedimentación media de este testigo, 30 cm/1.000 años, y su gran longitud, 37 metros, lo hacen especialmente útil para estudios paleoceanográficos de alta resolución temporal. En esta Tesis se han investigado las variaciones en la fracción eólica y en la productividad oceánica en el intervalo correspondiente al Estadio Isotópico 3, entre 28.000 y 48.000 años y 1.000-1.600 cm, con un espaciado de muestreo que nos permite alcanzar una resolución próxima a los 100 años. La construcción del modelo de edad está descrita en Cacho et al. (1999a).
100ºW
20ºW
MD-95 2043
20ºE
GeoB 5559-2
4216-1
Figura 15.- Situación geográfica de los testigos analizados en el marco de la presente Tesis. Los recuadros
muestran con mayor detalle la localización de los testigos.
La descripción sedimentológica de los testigos de la Cuenca del Norte de Canarias está ilustrada en forma de logs o columnas en la Figura 16. La descripción de las facies sedimentarias del testigo MD 95-2043 está basada en el trabajo de Plaza (2001) (Tabla 4).
Las conexiones atmosféricas y oceanográficas de las dos zonas de estudio son evidentes. Esta circunstancia permite abordar su estudio climático desde el planteamiento conjunto de varios procesos, entre los que destacan el aporte de polvo del Sahara y el incremento de productividad
ligado al afloramiento. Es, por tanto, pertinente dedicar un capítulo a describir la circulación oceánica y atmosférica actual de las dos zonas.
A) GeoB5559-2
Clay bearing foram
nanno ooze
Foram bearing
nannofossil mud
Horizontal burrow
7.5YR 5/3
T1 Foram sand
B) GeoB4216-1
Nanno ooze bearing
Muddy nanno ooze
Light Light brownish brownish gray gray
Sandy nanno ooze
Clayey nanno ooze
Aumento de tamaño de grano Bioturbación
Poco laminado
nanofósiles
1) Litología
2) Estructuras
Figura 16.- Descripción sedimentológica de los dos testigos de la Cuenca Norte de Canarias. A) GeoB 5559 y B) GeoB 4216 (Wefer et al., 1997; 1998). Los códigos de color proceden de la tabla elaborada por The rock-color chart comité, USA.
Tabla 4.- Características de los sedimentos del testigo MD 95-2043 según Plaza (2001).
Facies 13
Media del tamaño
Densidad húmeda (g/cm 3 )
de grano (? m)
magnética (SI)
hemipelágicos
Fangos mixtos
gravitativos
- 1001-1011
- 1273-1283
- 1600-1605
2.2. Circulación oceánica
2.2.1. Circulación superficial
A grandes rasgos, la región objeto de estudio está situada en la rama oriental del giro subtropical del Atlántico Norte (en inglés, Eastern Boundary Current System). La circulación oceánica superficial en las latitudes altas y subtropicales del océano Atlántico Oriental está dominada por dos ramas principales de la Corriente del Golfo: la Corriente del Atlántico Norte, que se dirige hacia el norte, y la Corriente de Azores, hacia el Sur. La Corriente de Canarias está alimentada por la corriente de Azores y transporta hacia el sur las aguas frías del Atlántico Norte. Se cierra así por el este el giro subtropical (Figura 17). Además, una rama desgajada de la Corriente de Azores entra en el Mar Mediterráneo a través del Estrecho de Gibraltar. A esta masa de agua, dentro ya del Mar de Alborán, se la conoce como Agua Atlántica Modificada (MAW) debido a que se va mezclando progresivamente con el Agua Mediterránea Superficial (MSW) de origen mediterráneo (Millot, 1999).
13 Las facies fueron definidas a partir del análisis de las propiedades físicas y del tamaño de grano. Los intervalos turbidíticos no han sido considerados en la presente Tesis. Para mayor detalle, veáse Plaza (2001)
del E de Groenlandia
del O de Groenlandia
Ecuatorial Meridional
Figura 17.- Principales corrientes superficiales del Atlántico Norte (con flechas grises lascorrientes frías y negras las cálidas). Los recuadros indican las zonas ampliadas posteriormente en las Figuras 18 y 19. Los testigos estudiados en esta Tesis están marcados con estrellas.
Una característica oceanográfica fundamental de la región de estudio es el afloramiento estacional debido al transporte de Ekman generado por los vientos alisios paralelos a la costa noroccidental de África (Mittelstaedt, 1983) 14 . El estudio detallado de la circulación y la dinámica asociada al Frente de Azores, a la Corriente de Canarias y a los giros anticiclónicos del Mar de Alborán, así como sus variaciones estacionales, constituyeron los objetivos principales del proyecto europeo CANIGO (Parrilla, 1999; Parrilla et al., 1999). Uno de los principales resultados del citado proyecto ha sido la modelización de la variabilidad de meso-escala en la región de estudio (Johnson y Stevens, 2000). De esta manera se ha observado que el afloramiento de la costa noroccidental africana no es lineal ni uniforme. En este marco se han identificado varios filamentos de aguas afloradas, tanto en imágenes de satélite (Davenport et al., 1999; Van Camp et al., 1991) como a partir de mediciones in situ de las temperaturas marinas (Hagen et al., 1996). El desarrollo de los filamentos está controlado por la topografía, emergida y sumergida, y la dirección e intensidad de los vientos alisios (Nykjaer y Van Camp, 1994; Stevens y Johnson, 2001). La presencia de promontorios, cañones y crestas submarinos provoca aumentos locales del afloramiento de aguas frías y ricas en nutrientes. Los filamentos constituyen así una zona de
14 El afloramiento de Málaga en el Mar de Alborán, está controlado por la entrada de aguas atlánticas y los vientos del oeste (Poniente) pero no tiene un marcado carácter estacional. El contexto oceanográfico es, por tanto, distinto de la Cuenca del Norte de Canarias.
transición entre las aguas costeras eutróficas y las aguas oligotróficas del giro subtropical (Barton et al., 1998).
El filamento de Cabo Ghir, uno de los de mayor extensión del margen africano, influye directamente en la Cuenca Norte de Canarias (Figura 18). En situaciones excepcionales, el filamento llega a extenderse 300 km de distancia de la costa alcanzando los 13ºW de longitud (Johnson y Stevens, 2000). El estudio de las variaciones de la productividad oceánica superficial registrada en los testigos GeoB 5559 y GeoB 4216 debe permitir reconstruir los cambios en la intensidad del filamento de upwelling de Cabo Ghir en el pasado (cf. Artículo 2 en el capítulo de Resultados y Freudenthal et al., 2002).
Filamento de Cabo
GeoB 4216-1
África del Noroeste
Filamento de Cabo Yubi
18ºW
16ºW
14ºW
12ºW
10ºW
8ºW
Figura 18.- Concentración de
clorofila-a aguas afuera del noroeste
África correspondiente al día 19
Marzo de 1998. Ilustra un evento
extraordinario del filamento de Cabo
Ghir. Se indican mediante flechas las
principales corrientes superficiales. Imagen procesada por R. Davenport
a partir de datos del proyecto
SeaWIFS (Distributed Active Archive Center, Goddard Space Flight Center, Greenbelt, MD, USA).
El agua atlántica derivada de la Corriente de Azores penetra en el Mar de Alborán en superficie, a través del Estrecho de Gibraltar. El régimen hidrográfico del Mar Mediterráneo es antiestuarino, es decir, el intercambio de aguas a través del Estrecho se produce de modo que el agua mediterránea, más salada, sale en profundidad, mientras que las aguas atlánticas, más ligeras, entran por la superficie. Este intercambio de aguas está controlado por el balance hídrico del Mediterráneo, influído por la cantidad de precipitación y evaporación en la cuenca y por los aportes fluviales que recibe (Béthoux, 1979). Ya en el Mar de Alborán, el agua atlántica describe dos giros anticiclónicos que ocupan, respectivamente, la Cuenca Occidental (Western Alboran Gyre, WAG) y la Cuenca Oriental (Eastern Alboran Gyre, EAG) (Figura 19). En el límite del giro oriental se desarrolla un frente de densidad conocido como Frente de Almería-Orán. Para más detalles, véase la extensa recopilación bibliográfica de la circulación superficial en Alborán llevada a cabo por Plaza (2001).
de Si cil ia
Figura 19.- Concentración de clorofila-a en el Mar Mediterráneo correspondiente a la media obtenida de los 31 días del mes de Mayo de 1980. Se indica la circulación superficial dominante (flechas) y la posición del testigo IMAGES MD 95-2043 (estrella). Imagen generada a partir de datos del proyecto SeaWIFS (Distributed Active Archive Center, Goddard Space Flight Center, Greenbelt, MD, USA). Se observa el claro contraste entre las aguas oligotróficas del Mediterráneo y los mayores contenidos en clorofila-a del Mar de Alborán o del Golfo del León. Para escala de colores, ver Figura 18.
Aunque la productividad en el Mar Mediterráneo es, en general, muy baja, en el Mar de Alborán alcanza valores elevados en los afloramientos de la periferia norte de los giros anticiclónicos y en el afloramiento costero de Málaga (Fabrés et al., 2002; Garcia-Gorriz y Carr, 1999; Garcia-Gorriz y Carr, 2001; Sarhan et al., 2000). La velocidad del agua atlántica entrante juega un papel muy importante en las variaciones de la productividad en el Mar de Alborán. Otros factores que modifican la productividad primaria en esta región son los aportes de nutrientes por descargas fluviales, la intensidad y la dirección de los vientos y la desestratificación de la columna de agua (Fabrés et al., 2002; Garcia-Gorriz y Carr, 2001). La situación del testigo IMAGES MD 95-2043, influido por la presencia de dichos afloramientos, es idónea para reconstruir las variaciones de productividad ligadas a los cambios climáticos del pasado (cf. Artículo 4 de Resultados).
El sistema de circulación oceánica global que transporta calor y salinidad de un océano a otro es conocido con el nombre de cinta transportadora oceánica (cf, Aptdo. 1.2.2). En este transporte intervienen aguas superficiales, intermedias y profundas. En el Atlántico Norte las aguas superficiales, más salinas y más densas que las equivalentes en el Pacífico Norte, se hunden y viajan en profundidad hasta el Pacífico donde vuelven a aflorar (cf. Figura 6). En concreto, el agua profunda del Atlántico Norte se forma en determinados lugares del Mar de Noruega por su especial configuración oceanográfica. Las aguas de la Corriente del Golfo aportan la sal necesaria para que las aguas superficiales aumenten su densidad y se hundan en el Mar de Noruega, donde, tras mezclarse con el Agua Saliente del Mediterráneo (MOW, de sus siglas en inglés, Mediterranean Outflow Water), se forma el Agua Profunda del Atlántico Norte (NADW).
La hidrología de la Cuenca del Norte de Canarias ha sido descrita por Fütterer (1983) y Sarnthein et al. (1982a) (Figura 20A). Hasta unos 600 m discurre la Corriente de Canarias (CC). Por debajo, se sitúa el Agua Central del Atlántico Norte (NACW), que alimenta el afloramiento del margen del noroeste de África. El desplazamiento de la NACW es compensado por el Agua Intermedia Antártica (AIW), procedente del sur. El Agua Saliente del Mediterráneo (MOW) se encuentra entre 1.000 y 1.500 m y su presencia se detecta hasta los 20ºN en el margen africano e incluso en el Caribe (Sarnthein et al., 1982a). En la cuenca de Canarias la NADW se halla entre 1.500 y 4.000 m de profundidad. Por debajo de los 4.000 m aparece el Agua Profunda Antártica (AABW) (Sarnthein et al., 1982a).
A) Noroeste de África
20 ºN
Mas as de agua
SW : Agua Superficial
(Corriente de
Canarias, CC)
SACW : Agua Ce ntral
del Atlán tic o Sur
NACW : Ag ua Central de l Atlá nti co No rte
EUC : Contrac or rien te Ecuatorial
SAIW : Agu a Intermedi a del Atlán tic o Sur
MOW : A gu a Salien te del Med iterráneo
NADW : Agua Profunda del Atlántico Norte
AABW : Antarctic B ottom Wat er
B) Mar Mediterráneo
38, 6‰
39,1‰
38, 8‰
38, 4‰
38,7‰
de Gibr alt ar
de Sic ilia
Masa s d e agua
MOW : Agua
MAW : Agua At lá ntica Modifica da LIW : Agua Int erme dia Le vantina WMDW : Agua Profunda del Mediterrá neo Occ ide nt al EMDW : Agua Pr ofu nd a d el Mediterrá neo Ori ental
Mediterr áne a
Figura 20.- Secciones hidrológicas del noroeste africano (A) y del Mar Mediterráneo (B). La situación geográfica de las secciones está indicada en los mapas adjuntos. Las abreviaturas utilizadas se especifican en las leyendas de las masas de agua. Cortes modificados de Sarnthein et al. (1982a) y Hopkins (1989).
En el Mar Mediterráneo, y a una escala menor, también se forma agua profunda. Concretamente, en las células convectivas del Mar Adriático, donde se forma el Agua Profunda del Mediterráneo Oriental (EMDW) y en el Golfo de León, donde se forma el Agua Profunda del Mediterráneo Occidental (WMDW). En el Mediterráneo Oriental existe otra célula convectiva
donde se forma Agua Intermedia Levantina (LIW) (Millot, 1999). El funcionamiento de estas células está controlado por los intensos vientos del norte 15 que soplan en invierno sobre el Adriático y el Golfo de León (Korres et al., 2000; Tintoré et al., 1988). En el sistema del Adriático, el agua profunda se forma por la mezcla entre el agua de la somera plataforma continental y la LIW. Los aportes de agua dulce del río Pó juegan un papel muy importante pues implican que se forme una masa de agua superficial que, aunque fría y menos salina, tiene una densidad semejante a la que entra procedente del mar Jónico (Targarona, 1997). De esta manera, las dos aguas de densidades similares pueden mezclarse dando lugar a una masa de agua con mayor densidad. Gracias a los vientos del noreste y a la configuración de la plataforma se forma finalmente el agua profunda del Mediterráneo Oriental. En el Golfo de León, la formación de agua profunda es independiente de cualquier mezcla lateral con aguas intermedias. En esa área, la formación de agua profunda está ligada fundamentalmente al sistema de vientos fríos y secos que provocan una intensa evaporación del agua superficial en invierno, aumentando así su salinidad.
En el mar de Alborán, de donde procede el testigo MD 95-2043, se pueden diferenciar tres masas de agua bien definidas (Figura 20B): la MAW, la LIW y la WMDW. La MAW ocupa los primeros 200 m, por encima de la LIW, que se sitúa entre 200 y 800 m de profundidad. La LIW, formada en el Mediterráneo Oriental, es la fuente principal de la MOW (Pistek et al., 1985). Cerca del fondo se halla la WMDW, formada en el Golfo de León. La WMDW contribuye episódicamente a la MOW (Kinder y Parrilla, 1987). La disposición y la dinámica de las masas de aguas y sus variaciones a lo largo del tiempo influyen en la sedimentación de las partículas a través de la columna de agua, por lo que ambos aspectos deben ser tenidos en cuenta en el estudio del registro sedimentario (Neuer et al., 1997). Por otra parte, las características de las masas de agua en contacto con el fondo condicionan las condiciones diagenéticas de la interfase agua/sedimento y pueden condicionar, por tanto, la preservación de los indicadores paleoambientales.
El conocimiento de la circulación atmosférica del área de estudio reviste un gran interés, tanto por constituir una vía de aporte de terrígenos al océano como por su relación con la productividad oceánica superficial. Abordaremos, en primer lugar, de un modo general, la circulación atmosférica, en superficie y altitud, exponiendo a continuación las particularidades del área de estudio.
Las diferencias latitudinales de insolación y la rotación terrestre, definen un modelo de circulación general de la atmósfera compuesto por tres células convectivas en cada hemisferio (Ahrens, 1993). Se trata de las células de Hadley (sobre los trópicos), de Ferrel (sobre las latitudes templadas), y la polar (en los polos). Estas tres células redistribuyen hacia los polos el “exceso” de calor propio de las regiones ecuatoriales y tropicales. Estos sistemas convectivos resultan en el desarrollo de un cinturón de altas presiones en torno a los 30? y de dos bandas de bajas presiones, en el ecuador y a 60º, siempre en términos de presiones medias anuales. La baja ecuatorial está
15 Conocidos como tramontana y mistral en el Golfo de León y como bora en el Adriático.
relacionada con la ITCZ, mientras que la baja de 60º obedece a la posición del Frente Polar. Los vientos de superficie que se generan reciben el nombre de alisios (trade winds), contralisios o vientos del oeste (westerlies), y vientos polares del este (polar easterlies) (Figura 21).
Cél ula
Cél ul a de
Vi en tos polares d el es te Bajas presiones (Frent e Pola r)
Contr al isios Cinturón de altas presiones Alisios del nordeste
Zona de Conver gencia Intertropic al
Alisios del sureste Cinturón de altas presiones Contr al isios
Bajas presiones (frent e Polar) Vi en tos polares d el es te
Figura 21.- Distribución idealizada de los sistemas de presión superficial y vientos asociados en un planeta en rotación y cubierto de agua (modificado de Iriondo, 2000). Se marcan con una A y una B las altas y bajas presiones, respectivamente.
Más allá del modelo, y si bien en el mundo “real” la distribución de presiones está afectada por la presencia de continentes, montañas y casquetes glaciares, hay algunos centros de presión estables. Éstos permanecen en las mismas latitudes durante todo el año y sólo varían ligeramente de posición e intensidad. El Anticiclón de las Azores y las Bajas Presiones de Islandia son ejemplos bien conocidos de centros de presión estables. La posición de estos centros controla el clima de regiones muy extensas, y determinan la dirección de los vientos de superficie y los patrones de precipitación.
A mayores altitudes, los vientos dominantes tienen su origen en el gradiente horizontal de presión existente entre los polos, con aire frío, y los trópicos, con aire cálido (Buckle, 1996). Dicho gradiente crece con la altitud, alcanzando su máximo cerca de la tropopausa. Sin embargo, debido a la rotación de la Tierra, el aire no se dirige hacia los polos sino hacia el este en todas las latitudes del hemisferio norte, salvo en la zona tropical, donde hay un movimiento de compensación hacia el oeste. La concentración de estos vientos en estrechas bandas cerca de la tropopausa es conocida como corriente en chorro o jet (Figura 22). En la zona cercana al ecuador geográfico, encima de las latitudes subtropicales, se forma en verano un chorro dirigido hacia el oeste, en inglés, el tropical easterly jet, relacionado con la producción de las ondas del este (del inglés, easterly waves), fenómeno que influye en la distribución de precipitaciones en la región ecuatorial y en el aporte de polvo a la región del Caribe (Tetzlaff y Wolter, 1980).
Chorro del Frente
30 Ecu ador
60 Latitud (ºN)
Figura 22.- Posición media de las corrientes en chorro polar y subtropical, dentro del modelo de circulación general en invierno. Las dos corrientes en chorro fluirían “hacia la página”, alejándose del lector, es decir, de oeste a este. La posición de las altasy bajas presiones, A y B, respectivamente, está igualmente indicada (modificado de Ahrens, 1993).
El régimen de vientos del área de estudio está sometido a notables variaciones estacionales debido al desplazamiento de la ITCZ y del Anticiclón de las Azores. Así, en invierno, los alisios son más intensos entre 10º y 25?N, mientras que en verano y otoño se desplazan hacia latitudes más altas. A grandes rasgos, en invierno los contralisios se sitúan sobre el Mediterráneo, y en verano se desvían hacia el norte de Europa (Figura 23).
Contralisios
Norteaméri ca
Figura 23.- Esquema de la circulación atmosférica superficial sobre el Atlántico Norte en invierno. Se ha marcado la posición media de las altas (A) y bajas (B) presiones semi-permanentes. Los testigos estudiados están marcados con estrellas.
Además de la circulación atmosférica superficial, responsable parcial del transporte de polvo en zonas cercanas al margen africano y de la formación del afloramiento costero, la circulación atmosférica a mayor altitud, donde se sitúa la llamada Capa de Aire del Sahara (del inglés, Saharan Air Layer-SAL) reviste una gran importancia. La SAL ha sido estudiada por muchos autores por su intervención en el transporte de polvo hacia el Océano Atlántico y Europa (Bergametti et al., 1989a; Chiapello et al., 1997). Los aportes eólicos por la intermediación de la SAL alcanzan ocasionalmente el Caribe y Escandinavia. La SAL se sitúa entre 1,5 y 5-7 km sobre el nivel del mar, a mayor altura que la capa de aire monzónico. El aire del Sahara se eleva por encima del aire monzónico más frío y sirve de “almacén” de partículas de polvo movilizadas previamente (Buckle, 1996). Esta estructura atmosférica vertical sobre el Atlántico facilita el transporte de polvo mediante la propagación de las ondas del este desde el margen africano hasta zonas tan alejadas como el Mar Caribe (Prospero, 1996) (Figura 24).
(alisios y monzones)
A Altas presiones
B Bajas presiones

References: resolución 
 resolución

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 Artículo 2
 resolución 
 Artículo 3
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 Artículo 2
 resolución 
 resolución 
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