La oscilación del Atlántico este: mecanismo e impacto en el clima europeo en invierno

El patrón de oscilación del Atlántico Este (EAO) de invierno exhibe un dipolo bien definido a una altura geopotencial de 500 hPa con centros sobre el Atlántico Norte y Europa Central. Los cambios de fase a fase de la EAO reflejan los cambios generales de la circulación atmosférica y la circulación zonal y meridional dominan en las fases positiva y negativa respectivamente de la EAO. Esto induce el cambio espacial de las trayectorias de borrascas, la redistribución del transporte de calor y humedad, lo que a su vez da como resultado una temperatura del aire y precipitaciones anómalas en el invierno en Europa. La variabilidad interanual de la temperatura del aire superficial y la precipitación explicada por el índice EAO es del 25 al 35 % y del 15 al 25 %, respectivamente. Se observan cambios en toda la cuenca en la intensidad y ubicación de la corriente en chorro polar del Atlántico Norte entre las fases opuestas de la EAO. Se muestra que la circulación ciclónica y anticiclónica anómala sobre el Atlántico Norte y el desplazamiento norte-sur de la corriente de chorro del Atlántico Norte son inherentes a la fase EAO positiva o negativa.

Introducción

El paradigma climático moderno se basa en la idea de la existencia de algunos estados estables (modos) en la atmósfera, y el cambio de las condiciones climáticas se considera una transición de fase a fase. El principal componente de este patrón para la Oscilación del Atlántico Norte (NAO)  se considera que es la presión atmosférica. También se considera un patrón de teleconexión del Atlántico este u Oscilación del Atlántico este (EAO).  Los centros de presión que definen estos patrones, para la EAO están situados al suroeste de las Islas Canarias (25 °N, 25 °W), entre los mares Negro y Caspio (50 °N, 40 °E) y al oeste del Reino Unido (55 °N, 20 °W). La EAO se define como un patrón con un único centro al sur de Islandia (52,5 °N, 22,5 °O). Este patrón explica del 6 % al 23 % de la variabilidad interanual de la presión atmosférica en la región atlántica-europea.

Tanto la EAO como la NAO tienen un impacto significativo en la circulación atmosférica y el clima europeo. En particular, se muestra que la EAO modula la precipitación hacia el suroeste frente al Reino Unido y en toda la Península Ibérica, e influye en las principales trayectorias de las borrascas y la posición de las corrientes en chorro sobre el Atlántico Norte. El índice NAO refleja los cambios latitudinales de las trayectorias de las borrascas y el índice EAO, los cambios en la intensidad y el número de borrascas.

El objetivo del presente trabajo es describir el mecanismo EAO y su impacto en los patrones de circulación atmosférica, así como en la temperatura del aire superficial y la precipitación en la región atlántica europea en la temporada de invierno.

Datos y métodos

Los datos para las fases EAO positiva y negativa se obtuvieron promediando las características atmosféricas correspondientes durante cinco años (1990, 1998, 2001, 2007 y 2014) con un índice EAO invernal positivo y cinco años (1952, 1954, 1976, 1981 y 2012) con uno negativo. Estos años fueron seleccionados por la razón de que el índice EAO fue el más alto en valor absoluto y el índice NAO fue neutral (menos de 1 en valor absoluto).

Resultados

 El patrón EAO de la presión a nivel del mar consta de un centro ubicado a 55 °N, 20 °W (Fig. 1, а). En H500 se identifican dos centros de diferente signo: el primero - sobre el Atlántico Norte (52 °N, 30 °W), el segundo, bastante vasto, pero menos intenso, sobre Europa Central (Fig. 1, b). El segundo modo explica el 20,1 % de la variación total de la presión a nivel del mar y el 22,6 % de la variación total de H500.

 

 Fig. 1. La estructura espacial de los patrones de presión a nivel del mar (a) y H500 (b) en la región atlántica europea en invierno Los índices de circulación caracterizan la variabilidad temporal de los modos atmosféricos.

El análisis de la variabilidad a largo plazo del índice EAO de invierno derivado de H500 muestra que hasta 1986 dominaba la fase negativa de la señal. Luego se observaron fases EAO positivas y negativas con igual frecuencia (Fig. 2). Así, desde principios de 1950, la tendencia lineal del índice EAO es bastante positiva. 

 

Fig. 2. Variabilidad a largo plazo del índice EAO de invierno y su tendencia lineal Latitudes medias del Atlántico cerca del centro principal de la EAO

Y aquí surge una pregunta inevitable. ¿Está forzando el calentamiento global el índice de la EAO o por el contrario las temperaturas ascendentes en Europa son consecuencia (aunque sea solo en parte) del índice EAO?

 

Fig.3 Anomalías compuestas del campo de presión atmosférica superficial (hPa) en la región atlántica europea en las fases positiva (a) y negativa (b) de la EAO en invierno en relación con 1981 – 2010

En la fase positiva (negativa) de EAO, las anomalías compuestas de la presión a nivel del mar miden +6 hPa (-4 hPa), respectivamente. En H500, la fase positiva de la EAO se caracteriza por fuertes vientos del oeste sobre la región atlántica europea (Fig. 4, a). La fase negativa de EAO está asociada con la dorsal subtropical intensa ubicada al oeste de la costa europea sobre el Atlántico norte, y la depresión que se extiende desde Barents hasta el mar Mediterráneo (Fig. 4, b). La vaguada fría sobre los mares Negro y Mediterráneo en invierno es un factor del desarrollo de la ciclogénesis activa sobre estas áreas. En consecuencia, durante la fase negativa de la EAO se debe esperar un aumento de la actividad ciclónica en el Mar Negro y la región del Mediterráneo. Bajo el tipo de circulación zonal (la fase positiva EAO) no ocurren borrascas, y bajo la configuración de campo H500 que se muestra en la Fig. 4, b (la fase negativa EAO) el 42 % de todas las borrascas se desarrollan en la región de Azov-Mar Negro. Así, en la región atlántica-europea en invierno la fase positiva de la EAO se caracteriza por la dominación del tipo de circulación zonal y meridional en la fase negativa.

 

Fig. 4. Patrón compuesto H500 en las fases positiva (а) y negativa (b) de la EAO en invierno

Las anomalías de presión atmosférica en las diferentes fases de la EAO se forman como resultado de cambios de circulación a gran escala en la región atlántica-europea. En la fase positiva de la EAO, la parte sureste de la región esta bajo la influencia del anticiclón siberiano y la parte noreste, bajo el impacto de los anticiclones escandinavos o árticos. Además, en el norte de la región atlántica europea se intensifica el anticiclón de Groenlandia. A lo largo de 50 a 60 °N aparece un camino para los borrascas del Atlántico (Fig. 5, a). Estas borrascas son muy profundas. Las anomalías de temperatura positiva en la superficie del Atlántico Norte favorecen su intensificación. Se suprime la actividad ciclónica sobre el mar Mediterráneo lo que provoca un déficit de precipitaciones en el sur de Europa y en la región del Mar Negro. El invierno en la mayor parte de Europa durante la fase positiva de EAO es templado. Las anomalías de la temperatura del aire oscilan entre +0,5 y +3,5 °C. La fase negativa de la EAO está asociada con el movimiento hacia el noreste del anticiclón de las Azores (Fig. 5, b). Al mismo tiempo, la parte nororiental de la región atlántica europea se ve afectada por las dorsales anticiclónicas siberianas. Las huellas de las borrascas del Atlántico van a lo largo de la periferia norte del anticiclón de las Azores o cualquier anticiclón transitorio grande formado sobre el Atlántico Norte. Luego, a través de la Península Escandinava, las borrascas penetran hacia el norte de Rusia, trayendo precipitaciones a esta región. Algunas borrascas se mueven a lo largo de las trayectorias ultrapolares que suministran a las regiones árticas una gran cantidad de calor y humedad. El proceso activo de la ciclogénesis también se observa en la parte oriental del Mar Mediterráneo, Asia Menor y el Mar Negro. El invierno en la mayor parte de Europa en fase negativa EAO es más fría de lo habitual. Las anomalías de la temperatura del aire oscilan entre -1,5 y -0,5 °C. 

 

Fig. 5. Trayectorias principales de las borrascas (indicadas por flechas) y posición de los principales anticiclones en las fases positiva (a) y negativa (b) de la EAO en invierno 

La estrecha relación positiva entre el índice de la EAO y la superficie Se observa en la temperatura del aire en la región europea (Fig. 6, a). Los coeficientes de correlación superan el 0,5 sobre Europa Central y el 0,6 sobre Europa Occidental. Por lo tanto, la EAO explica entre el 25 y el 35 % de la variabilidad de la temperatura del aire en la región europea durante los meses de invierno. 

 

Fig. 6. Correlación entre el índice EAO y la temperatura del aire en superficie (а) y la precipitación (b) en la región europea en invierno (1950 – 2015)

El campo de correlación del índice EAO y la precipitación exhibe una estructura zonal. El área de correlaciones positivas se observa en el sur de la Península Escandinava, el norte de la parte europea de Rusia y sobre la mayor parte de Europa Occidental. Las correlaciones negativas ocupan el sur de Europa Central y el norte de la Península Escandinava (Fig. 6, b). La relación positiva más fuerte del índice EAO y la precipitación (R > 0,6) se observa en el Reino Unido y las regiones del norte de Francia, mientras que el área de coeficientes de correlación negativos (R < -0,6) se localiza principalmente al sur y al oeste desde el Mar Negro: sobre Turquía y Rumania. En consecuencia, la EAO explica en promedio entre el 15 y el 25 % (y en algunas partes de Europa hasta el 35 %) de la variabilidad de las precipitaciones en la región europea durante los meses de invierno. El campo de correlación concuerda bien con las características descritas anteriormente de la circulación atmosférica. Dado que las trayectorias de las borrascas están asociadas con la posición de la corriente en chorro en la troposfera media y el número de borrascas, con la intensidad del chorro, es obvio que las corrientes en chorro son el factor más importante para la formación de las situaciones sinópticas. Consideremos el impacto de dos importantes señales climáticas (NAO y EAO) en los parámetros de la corriente en chorro. En invierno, la corriente en chorro sobre el Atlántico Norte se ubica con mayor frecuencia en tres bandas latitudinales: 34 – 38°N, 42 – 46°N y 54 – 58°N (Fig. 7, b). Los valores extremos de los coeficientes de correlación entre el índice EAO y el viento zonal a 500 hPa se ajustan a estas bandas (Fig. 7, b). Por lo tanto, los valores del índice EAO reflejan cambios en la posición del chorro de la troposfera media sobre el Atlántico Norte y su intensidad. Hay que tener en cuenta que la intensificación del chorro en la ubicación sur y central ocurre en la fase EAO positiva, pero en la fase EAO negativa el chorro se fortalece en el norte de la región. La Fig. 7 muestra un campo de correlación similar del índice NAO. A diferencia de la EAO, la NAO controla parcialmente la velocidad de la corriente en chorro cuando el chorro está en las posiciones norte y central. 

 

Fig. 7. La correlación entre los índices NAO (a) y EAO (b) y el viento zonal a 500 hPa (el histograma lineal muestra la distribución de la posición del chorro en la troposfera media en diferentes zonas latitudinales del Atlántico Norte)

Las anomalías del viento zonal a 500 hPa indican que la EAO sirve como "cambio" de la posición de la corriente en chorro sobre el Atlántico. En invierno, en la fase EAO positiva aparece la circulación ciclónica anómala sobre el Atlántico Norte (Fig. 8, a). Al mismo tiempo, los vientos del oeste aumentan en fuerza de 6 a 8 m/s al sur de 45° N y disminuyen de 6 a 7 m/s al norte de 57 °N. Esto significa que la corriente en chorro está en la posición central o sur, la actividad ciclónica se intensifica en las latitudes medias y disminuye en las regiones polares.

 

 Fig. 8. Anomalías compuestas de la dirección del viento y el viento zonal a 500 hPa en invierno en relación con 1981 – 2010 en las fases EAO positiva (a) y negativa (b) (las áreas de las anomalías negativas de la velocidad del viento están sombreadas) 

En la fase EAO negativa se revela la circulación anticiclónica anómala sobre el Atlántico Norte (Fig. 8, b). El viento zonal se fortalece de 6 a 7 m/s al norte de 57 °N y se debilita de 6 a 7 m/s al sur de 42 °N. En consecuencia, la corriente en chorro se ubica en la posición norte, es decir, la actividad ciclónica se intensifica en las latitudes polares y disminuye en las medias. 

Conclusión

Se ha descubierto que el tipo de circulación atmosférica cambia en diferentes fases de la EAO en la región atlántica-europea. En la fase EAO positiva (negativa) prevalece el tipo de circulación zonal (meridional). Esto se refleja en las trayectorias de las borrascas y tiene un impacto en la temperatura del aire superficial y la precipitación en la región.

La variabilidad interanual de la temperatura del aire superficial y la precipitación explicada por el índice EAO es del 25 al 35 % y del 15 al 25 %, respectivamente. La fase EAO positiva está asociada con la mayor temperatura del aire en la región en invierno (media las anomalías del aire invernal en Europa oscilan entre +0,5 y +3,5 °С) y la fase EAO negativa, con las más bajas (las anomalías medias oscilan entre -1,5 y -0,5 °С). El índice de Oscilación del Atlántico Este está estrechamente relacionado con la velocidad de la corriente en chorro en la troposfera media sobre el Atlántico Norte. El signo del índice EAO es un indicador perfecto de la posición latitudinal del chorro.

Artículo original:

The_East_Atlantic_Oscillation_Mechanism_and_Impact_on_the_European_Climate_in_Winter

El clima de los últimos 2000 años en el centro de la península ibérica.

Introducción 

El clima de la Península Ibérica presenta una gran variabilidad interanual e interdecadal. La intensa variabilidad interanual es responsable de la ocurrencia frecuente de años húmedos y secos y está asociada con el desplazamiento latitudinal de las trayectorias de las borrascas, parcialmente controladas por la   corriente en chorro. La Oscilación del Atlántico Norte (OAN)  es el patrón de variabilidad atmosférica más destacado y recurrente en las latitudes medias y altas del hemisferio norte. Los efectos de la OAN invernal en el clima de la Península Ibérica son más evidentes en los registros de precipitación que en las medidas de temperatura del aire. Además de la OAN,  se sabe que otros modos de variabilidad climática del Atlántico norte y Europa, como los patrones del Atlántico este (AE) y Escandinavia (SCAND), desempeñan un papel importante en la modulación de las variables climáticas en la península. 

Banquisa sobre la laguna Cimera de Gredos, 15-6-2013

Los registros sedimentarios lacustres han sido ampliamente utilizados para determinar la historia ambiental y climática de la Península Ibérica. También se incluyen es este estudio registros dendrocronológicos.  Los registros lacustres más estudiados son los de zonas de baja y media altitud. Las reconstrucciones basadas en secuencias lacustres de lagos de baja altitud suelen enfrentar el desafío adicional de distinguir entre señales climáticas y antrópicas, mientras que los lagos de alta montaña a menudo presentan una influencia antrópica insignificante debido a las limitadas actividades humanas en estas áreas remotas; por lo tanto, sus registros sedimentarios a menudo contienen señales climáticas más prístinas en comparación con los registros de las montañas bajas. Una de estas reconstrucciones se ha realizado en un lago alpino (laguna Cimera, 2140 m.s.n.m.) ubicado en la sierra de Gredos, y cubren los últimos siglos. La mayoría de estas reconstrucciones climáticas distinguen cinco períodos climáticos principales para los últimos dos milenios: el período romano (RP; 650 a. C. - 500 d. C.), la Alta Edad Media (EMA; 500 - 900 d. C.), la anomalía climática medieval (MCA; - 1300 dC), la Pequeña Edad de Hielo (LIA; 1300 - 1850 dC); y la llamada Era Industrial (1850 – 2012 dC). 

Los registros estudiados brindan información detallada sobre la evolución climática para ventanas de tiempo específicas, mientras que otros períodos siguen siendo menos estudiados. La influencia de la OAN en los ecosistemas lacustres también ha sido determinada para estos periodos. Estas reconstrucciones climáticas comúnmente atribuyen las condiciones climáticas cálidas y áridas de la anomalía climática medieval, al predominio de las fases positivas de la OAN y las condiciones húmedas y frías de la pequeña edad del hielo, al predominio de las fases negativas de este modo climático. Sin embargo, el papel de los otros modos climáticos en la evolución climática así como sus interacciones con la OAN a lo largo de los últimos milenios no han sido bien abordados. Se ha realizado una comparación del registro paleoclimático obtenido con otras reconstrucciones climáticas ibéricas para determinar la variabilidad espacial y temporal del clima a lo largo del tiempo y demostrar que las reconstrucciones climáticas de los dos últimos milenios deberían considerar simultáneamente la influencia de la OAN así como de otros forzamientos climáticos (por ejemplo, el patrón AE).

Lugar de Estudio

La laguna Cimera se ubica en el brazo sur del sistema central, en la sierra de Gredos. Esta región montañosa se ubica a la izquierda del centro de la Península Ibérica, se extiende aproximadamente 700 km de NE a SW y presenta elevaciones de hasta ~2600 m.s.n.m. La litología precuaternaria de la región está compuesta principalmente por rocas ígneas del Paleozoico tardío (granito y gneis), aunque también están presentes pizarras. El clima es de tipo alpino inmerso en un clima mediterráneo con fuerte influencia continental. La llegada de las depresiones atlánticas desde el Suroeste SW ocurre frecuentemente en otoño, invierno y primavera; sin embargo, el anticiclón de Azores es persistente y no favorece el transporte de humedad desde el oeste en verano. Como consecuencia, este clima regional se caracteriza por una cantidad significativa de precipitaciones sólidas y bajas temperaturas en invierno y  condiciones cálidas y secas en verano. Las temperaturas medias anuales oscilan entre 0 y 2 °C durante el mes más frío y entre 20 y 22 °C durante el mes más cálido. La precipitación total anual es de  1400 mm.

Condiciones climáticas reconstruidas en la Península Ibérica central

 

Figura 1. Reconstrucción climática del centro peninsular a partir de varios estudios. A=árido, H=húmedo, C=frío y W=cálido. Los registros incluyen, Almenara de Adaja; la laguna de toba de Somolinos; laguna Cimera; Laguna  de Taravilla y Tablas de Daimiel.

Período romano (~250 a. C. - 500 d. C.)

En el centro de la península, Almenara de Adaja y Tablas de Daimiel registraron una alternancia a escala centenaria de períodos fríos y cálidos, mientras que la secuencia de la laguna Cimera exhibió períodos breves decenales de eventos de lluvia sobre nieve, que sugieren oscilaciones frías y cálidas. Estas diferencias en la frecuencia de las oscilaciones climáticas pueden atribuirse parcialmente a la menor resolución temporal de los primeros registros ibéricos.

En cuanto a la humedad, todos los registros mostraron una alternancia entre las fases árida y húmeda. La laguna Cimera mostró alternancias multidecadales de duraciones largas y cortas de la cubierta de hielo derivadas de variaciones de la productividad del lago resultantes de las fluctuaciones entre períodos de temporadas de nieve de invierno más largas durante condiciones más frías y/o más húmedas y condiciones opuestas. Estas alternancias multidecadales condujeron a oscilaciones periódicas en la erosión del suelo. También frecuentes tormentas de otoño/verano en esta región. 

Alta Edad Media (500 - 900 dC)

En Almenara de Adaja y las Tablas de Daimiel registran  frío y aridez, aunque los primeros registros indicaban condiciones opuestas al final de este período. Entre 500 y 630  AD, La laguna Cimera se caracterizó por más eventos de lluvia sobre nieve y capas de hielo más cortas como se refleja en el aumento de la productividad del lago, lo que sugiere temperaturas cálidas y áridas condiciones y temporadas de nieve más cortas, mientras que del 630 al 900 dc, el registro de la laguna presentó condiciones opuestas. Estas condiciones climáticas a largo plazo también pueden indicar una inhibición progresiva de la erosión del suelo en la laguna Cimera. Los datos son consistentes con las bajas crecidas observadas en la cuenca del río Tajo  durante este período climático. Se observa una transición de condiciones áridas a húmedas en el centro peninsular.

Anomalía climática medieval (900 - 1300 dC)

Generalmente se registraron condiciones más secas indicadas por niveles de agua más bajos y concentraciones químicas más altas. Se observa una disminución en el suministro fluvial y un aumento en las partículas de polvo del Sahara. Prevalecieron condiciones más cálidas y áridas como lo demuestran los niveles más bajos de los lagos, la disminución de la escorrentía y un importante desarrollo de xerófitas y vegetación mediterránea. En el centro peninsular, El registro de la laguna Cimera mostró un escenario predominantemente cálido y árido como lo indican los eventos predominantes de lluvia y nieve y una tendencia creciente de la productividad del lago causada por cubiertas de hielo cortas relacionadas con la temporada de nieve más corta. Una menor frecuencia de tormentas de otoño/verano en el centro peninsular. Las grandes inundaciones disminuyeron en la cuenca del río Tajo durante el período 1205-1450 dC. Las condiciones áridas y secas predominaron en su mayoría durante todo el periodo. 

Datos dendroclimáticos

Los resultados de las reconstrucciones dendroclimáticas están resumidos en la tabla 1, en la que se analizan, por décadas, la precipitación y la temperatura desde el año 1050 hasta  el 1300. El criterio de clasificación en frío/cálido o lluvioso/seco es el más sencillo posible, calculando el porcentaje de estaciones que se encuentran por encima o por debajo de su respectiva media, y mostrando los valores resumen para cada década. A continuación se presentan los resultados de cada uno de los siglos. En el siglo XI, los valores dendroclimáticos de la precipitación y de la temperatura muestran una época principalmente seca y cálida. Durante el siguiente siglo se mantiene la tendencia a las temperaturas moderadas pero cambian las tendencias en la precipitación, indicando una época lluviosa. Durante el siglo XIII se alternan períodos fríos y cálidos, iniciándose con un período frío entre 1204-23, seguido de los períodos 1224-43 (cálido), 1244-56 (frío), 1257-72 (cálido) y 1272-1300 (frío). Los años más secos suelen ser a la vez los más calurosos, y, por el contrario, los más fríos coinciden con los más lluviosos, obteniéndose aproximadamente cada 25 años una sequía intensa y general en toda la zona estudiada. El año 1202 es uno de los más lluviosos del siglo, estando citado el año anterior (1201) en las fuentes históricas como uno de los de más alta pluviosidad. Por otra parte, existen pocas referencias históricas relativas a la temperatura de este período, si bien se mencionan los inviernos de 1212-13 como los más fríos en ambas Mesetas, hecho que coincide con los resultados dendroclimáticos para el invierno, la primavera y el verano de 1213. 

Tabla 1. Porcentaje de estaciones (árboles) que representan valores de calor-frío o sequía-humedad durante el óptimo climático medieval. Se han coloreado los que se alejan más de un 5% del 50%.

 Pequeña Edad de Hielo (1300 - 1850 dC)

Todos los registros en las latitudes medias de la península registraron condiciones de frío, aunque hubo diferencias en cuanto a la humedad, con la laguna de Taravilla, la desembocadura del Tajo y Tablas de Daimiel presentando condiciones predominantemente áridas. El registro de la laguna Cimera se caracterizó por una tendencia decreciente de intensos eventos de escorrentía y una baja productividad del lago prevalente con oscilaciones decenales, lo que indicaba predominantemente largas duraciones de la cubierta de hielo causadas por nevadas prolongadas.

Estas condiciones en el centro peninsular probablemente fueron provocadas por un período más frío con oscilaciones decadales seco-húmedo-seco en el marco de un escenario general húmedo. Este escenario climático se reflejó ampliamente en la erosión del suelo de la laguna Cimera, que generalmente constante y probablemente causado por condiciones frías que desfavorecen el desarrollo y desintegración de suelos. Se observa mayor presencia de tormentas de otoño/verano en el centro peninsular, lo que también se observa para el río Tajo. La baja productividad lacustre generalizada que se muestra en los puede explicarse por las condiciones húmedas dominantes que prevalecieron durante esta época y probablemente inhibió la deposición de aportes de nutrientes del polvo del norte de África.

Datos dendroclimáticos

El siglo XIV que fue un período moderado con la excepción de algún año en que las condiciones climáticas fueron algo más extremas. Los años 1303, 1304 y 1333 fueron de los más secos del siglo XIV, destacando especialmente el año 1304. Las temperaturas que se obtienen en el siglo XV indican que se trata de un período cálido aunque, a diferencia del anterior, con gran variabilidad climática. Estos datos coinciden con las noticias históricas sobre dicha época. Los datos indican inviernos fríos en la zona Centro entre 1435-1446 y 1465-1469, habiendo noticias sobre severos inviernos en las Mesetas en los años 1434-35 y 1465-66. Respecto a los resultados pluviómetricos obtenidos en el siglo XV, se puede concluir que la frecuencia de lluvias generalizadas abarcando la mayor parte de la Península fue escasa, observándose una gran variabilidad de precipitaciones y sequías en un mismo año. Las reconstrucciones del siglo XVI muestran la existencia de un período notablemente frío entre 1504-1539, que termina en 1540 (el año más caluroso del siglo). Este hecho coincide espectacularmente con las noticias de fríos intensos hasta 1540, año en el que se inicia una recuperación térmica. En la tabla 2 se muestran los resultados de las temperaturas anuales obtenidas durante este período. Por otra parte, se alternan lluvias y sequías, circunstancia similar a la del siglo anterior, pero de mayor intensidad, obteniéndose los valores más altos entre los reconstruidos. La fuerte sequía obtenida en determinados años, podría justificar el notable incremento en la celebración de rogativas pro pluvia según evidencian los registros históricos. Durante el siglo XVII las temperaturas se suavizan notablemente respecto a las del periodo anterior, disminuyendo así mismo la intensidad de las lluvias y las sequías. Se obtiene un mayor número de veranos y primaveras lluviosas, hecho coincidente con las noticias relativas a un aumento en la frecuencia de temporales estivales. En el siglo XVIII las noticias relativas a las condiciones climáticas coinciden con los valores reconstruidos de temperaturas y precipitaciones, de carácter suave en este período. El siguiente siglo se puede considerar de clima moderado. 

 

Tabla 2. Porcentaje de estaciones (árboles) que representan valores de calor-frío o sequía-humedad durante la pequeña edad del hielo. Se han coloreado los que se alejan más de un 5% del 50%.

Era Industrial (1850 - 2012 dC)

Los registros incluidos en este estudio muestran que en los últimos 150 años, la península se ha caracterizado por condiciones cálidas y áridas predominantes, que son están más probablemente asociadas con la tendencia actual del calentamiento global. No obstante, la intensificación de las actividades humanas durante la Era Industrial y su impacto en los ecosistemas naturales han aumentado la dificultad de discernir y evaluar las señales climáticas. La secuencia de la laguna Cimera mostró una tendencia creciente de la productividad del lago que fue desencadenado parcialmente por duraciones progresivamente más cortas de la capa de hielo, probablemente causadas por temporadas de nieve menos prolongadas y sugieren condiciones áridas prevalentes en el centro peninsular. Sin embargo, entre 1850 y 1950 dC, la secuencia de la laguna Cimera presentó un cambio de menor a mayor frecuencia de intensos episodios de escorrentía, mientras que en los últimos 50 años, la secuencia muestra una marcada disminución de estos episodios.  

Figura2. Temperaturas estimadas a partir de los sedimentos lacustres de la laguna Cimera.

El agua de verano de la laguna Cimera se ha calentado en más de 1,5 °C desde la década de 1980, lo que es consistente con el aumento de temperaturas provocadas por el calentamiento global. 

Datos dendroclimáticos

Los registros climáticos del siglo XX indican una gran variabilidad y un notable recrudecimiento general del clima con elevadas temperaturas y fuertes sequías, siendo también notable las bajas temperaturas o las lluvias de algunos años. Esta característica del siglo XX es comparable a los resultados obtenidos durante los siglos XV y XVI, donde la gran variabilidad climática observada no sólo en el mismo año, sino de forma interanual, hace pensar que la Pequeña Edad del Hielo  en la Península se caracterizó por su gran variabilidad climática. El interés de esta época, es que se pueden comparar los datos dendroclimáticos con los termométricos (en la tabla 3 comparados con datos de Madrid-Retiro) para ver las coincidencias y deferencias, hay que tener en cuenta que los datos dendroclimáticos representan la media de 200 estaciones mientras que los termométricos se refieren solo a la estación de Madrid-Retiro.

 

Tabla 3. Porcentaje de estaciones (árboles) que representan valores de calor-frío o sequía-humedad durante la época industrial. Se han coloreado en función de si están por encima o por debajo del 50% Datos de Madrid-Retiro expresados en mm, ºC y porcentaje comparados con los datos Dendro en porcentaje.

Los datos de Madrid-Retiro se han porcentuado respecto a sus valores medios para el periodo para ajustarlos más al formato de los datos dendroclimáticos, en este caso se han coloreado si están por encima o por debajo del valor medio. Aunque los datos dendroclimáticos y los pluvio-termométricos no representan lo mismo, hay 6 décadas de coincidencia sobre 13 en los datos de precipitaciones (menos del 50%), más notable es la coincidencia de 11 décadas sobre 13 en los datos de temperatura.

Mecanismos de forzamiento climático que impulsan la variabilidad climática en la Península Ibérica durante los últimos dos milenios

Se ha demostrado que la OAN representa el modo climático responsable de la mayor parte de la variabilidad climática en las regiones del Atlántico Norte y Europa en las últimas décadas. Así, la mayoría de las reconstrucciones climáticas ibéricas a lo largo del últimos 1000 años han atribuido la mayor parte de la variabilidad climática observada a variaciones en las reconstrucciones climáticas que comúnmente atribuyen las condiciones climáticas cálidas y áridas del periodo climático medieval a las fases positivas dominantes de la OAN y las condiciones húmedas y frías de la pequeña edad del hielo al predominio de fases negativas de la OAN.

Sin embargo, varios trabajos recientes sugieren que otros modos climáticos del Atlántico norte, como los patrones del Atlántico este (AE) y Escandinavo (SCAND), influyen significativamente en la mayoría de las variables climáticas en Europa. 

AE y SCAND modulan las variaciones en la fuerza y ubicación de los dipolos de la OAN en la escala multidecadal. La influencia combinada de OAN-AE y OAN–SCAND conduce a cambios en la temperatura y la precipitación invernales. Cuando la OAN y los modos AE tienen el mismo signo, los patrones de precipitación y temperatura presentan un distribución espacial homogénea, mientras que cuando estos modos tienen el signo contrario, la Los patrones de precipitación y temperatura presentan distribuciones espaciales heterogéneas. En la península se mostró que la OAN gobierna principalmente la precipitación invernal y la AE gobierna las temperaturas del invierno y del verano. La dinámica lacustre ibérica es sensible a los efectos estacionales de las variaciones interanuales en estos tres patrones.  

Figura 3. Coeficientes de correlación de Spearman que muestran la coherencia espacial de la relación OAN(NAO)-clima (es decir, wPre y wTmp) y los índices basados en EOF (es decir, OAN y AE) para diferentes combinaciones de signos: (a) y (b) modos en la misma fase (OAN– AE)S; n=57; (c) y (d) modos en fases opuestas (OAN–AE)O; n=51. Precipitación y conjuntos de datos de temperatura (wPre y wTmp) para inviernos boreales (diciembre-febrero) entre 1902 y 2009 se calcularon utilizando el conjunto de datos climáticos globales. 

El papel de estos otros modos climáticos y sus interacciones podría explicar la variabilidad climática espaciotemporal observada en la península Ibérica durante los últimos milenios. Las condiciones térmicas y los gradientes de humedad presentes durante la época romana sugieren que el clima predominante estaba dominado por la combinación de fases NAO-–EA+   cual indicaron que condujo a inviernos cálidos y húmedos y veranos cálidos (Fig. 3d). Por el contrario, la alta edad media presentó un gradiente árido con condiciones generalmente frías, lo que sugiere que la combinación NAO+–EA-    dominó la principal variabilidad climática y condujo a inviernos secos y fríos y veranos fríos (Fig. 3b). Sin embargo, las condiciones climáticas que dominaron la época romana y la pequeña edad del hielo  podrían haber sido causadas por un predominio de ambos modos climáticos que actúan en la misma fase. Así, el periodo cálido medieval estaría marcado por un predominio positivo de las fases de la OAN y AE (OAN+–AE+), lo que daría lugar a inviernos secos y cálidos y veranos cálidos, mientras que la pequeña edad del hielo estaría dominada por las fases opuestas (NAO-–EA-) de estos modos climáticos, lo que daría lugar a inviernos fríos y húmedos y veranos fríos (Fig. 3ab).

La relación entre el clima (p. ej., NAO) y los forzamientos climáticos externos, como Los forzamientos volcánicos y solares son un tema controvertido debido a sus complejas relaciones. A pesar de esta compleja relación, predominan las fases OAN y AE durante todos los periodos al estar asociados con una respuesta dinámica a gran escala del sistema climático a forzamientos volcánicos y solares. Durante el periodo romano y el óptimo climático medieval la irradiancia solar fue relativamente alta y hubo pocas erupciones volcánicas tropicales explosivas, mientras que durante la alta edad media y la pequeña edad del hielo, la irradiancia solar se caracterizó por varios períodos de mínimos solares y hubo erupciones volcánicas tropicales más frecuentes (Tabla 4).

Estos forzamientos podrían haber modulado la OAN y fases de AE en los últimos dos milenios (Tabla 4). La mayoría de las reconstrucciones climáticas para el último milenio han asumido una relación lineal entre la actividad solar y la OAN porque no se han considerado otros modos climáticos. Sin embargo, los resultados sugieren que a escala multidecadal, las fluctuaciones de la actividad solar se reflejaría en la AE.

 

Tabla 4. Frecuencia de erupciones volcánicas tropicales, intensidad de la energía de irradiancia solar obtenida, y presencia de eventos de bloqueo y condiciones oceánicas y continentales atribuidas a los forzamientos, fases OAN (NAO) y AE (EA) y Condiciones climáticas generales sobre la Península Ibérica.

Otra consecuencia de la relación entre la actividad solar y los modos climáticos es el desarrollo de eventos de bloqueo atmosférico, que consisten en un sistema de alta presión en la región oriental del Atlántico Norte que modifica el flujo de vientos del oeste. La baja radiación solar promueve el desarrollo de eventos de bloqueo atmosférico frecuentes y persistentes. Estos eventos de bloqueo suelen durar un tiempo suficientemente largo (es decir, entre 1 y 3 semanas) para inducir anomalías climáticas significativas en una amplia zona de Europa, aunque la ocurrencia de estas anomalías depende de la ubicación, frecuencia y persistencia de estos eventos de bloqueo en el centro del Atlántico Norte están condicionados principalmente por la fase de la OAN. La OAN+ conduce a un patrón de "océano frío/tierra cálida", que es desfavorable para el desarrollo y persistencia de eventos de bloqueo, mientras que la fase OAN- conduce a una patrón de “océano cálido/tierra fría”, que promueve la formación y persistencia de bloqueos. Recientemente, la ubicación y persistencia de estos eventos de bloqueo sobre el Atlántico norte oriental también se ha asociado con la fase del patrón AE Durante la alta edad media y la pequeña edad del hielo, la baja irradiación solar promovió el desarrollo de eventos de bloqueo atmosférico frecuentes y persistentes. 

La fase OAN de estos períodos climáticos determinó las principales condiciones de humedad y dominancia térmica. La fase OAN+   dominó la alta edad media y condujo a un patrón de 'océano frío/tierra cálida', que inhibió la evaporación del agua del océano. Este patrón junto con los eventos de bloqueo de baja frecuencia y menos persistentes generalmente condujeron a condiciones áridas y relativamente frías en la península. Por el contrario, la pequeña edad del hielo se rigió por una fase OAN- que condujo a un patrón de 'océano cálido/tierra fría', que mejoró la evaporación de agua el océano, este segundo patrón junto con bloqueos persistentes y de alta frecuencia promovió un escenario general húmedo y frío durante este período.

Referencias:

Climate reconstruction for the last two millennia in central Iberia: The role of East Atlantic (EA), North Atlantic Oscillation (NAO) and their interplay over the Iberian Peninsula

RECONSTRUCCIONES DENDROCLIMÁTICAS EN ESPAÑA. COMPARACIÓN CON DATOS HISTÓRICOS

Efectos climáticos de la erupción del volcán Hunga Tonga

Introducción

Hunga Tonga-Hunga Ha'apai (HT-HH), es un volcán submarino en el Pacífico Sur (20,54°S, 175,38°O), alcanzó el clímax de su fase de erupción el 15 de enero de 2022. La explosión envió una columna volcánica a la mesosfera hasta altitudes de 57 km, un récord en la era de los satélites. También disparó alertas de tsunami en todo el mundo, olas que se propagaron a nivel mundial y perturbaciones ionosféricas. 

Además de partículas, las erupciones volcánicas pueden arrojar grandes cantidades de gases a la estratosfera. Aunque alrededor del 80% de este volumen de gas puede ser vapor de agua H2O magmático hasta el 90% de la humedad emitida por los volcanes suele eliminarse por condensación en el punto frío de la tropopausa. También se encuentran a menudo cantidades considerables de dióxido de carbono CO2 y dióxido de sulfuro SO2 en las columnas volcánicas, junto con ácido clorhídrico HCl y otros gases traza. El SO2 reacciona con el H2O y el ión oxidrilo OH para formar aerosoles de sulfato submicrónicos que reflejan la radiación solar y reducen la temperatura de la superficie. Por ejemplo, la influencia radiativa de la erupción del Monte Pinatubo de 1991 “puso fin a varios años de temperatura superficial globalmente cálida”, lo que ilustra la capacidad de las erupciones volcánicas para alterar sustancialmente el clima global.

La composición de la pluma del volcán HT-HH no tiene precedentes, ya que la erupción inyectó grandes cantidades de H2O directamente en la estratosfera. El alto contenido de humedad de la pluma quizás no sea sorprendente ya que la caldera del HT-HH estaba situada a 150 m bajo el nivel del mar, donde el agua en contacto con el magma en erupción (a temperaturas de ∼1100–1470 K ) fue sobrecalentado, resultando en vapor explosivo.

El Microwave Limb Sounder (MLS) a bordo del satélite Aura de la NASA proporciona mediciones de 15 gases traza, entre ellos H2O, HCl y SO2. El MLS mide la emisión térmica del limbo de la Tierra, cubriendo regiones espectrales cercanas a 118, 190, 240 y 640 GHz. MLS es muy adecuado para observar penachos volcánicos, ya que la radiación de microondas no se ve afectada en gran medida por los aerosoles de sulfato. 

Inyección de H2O estratosférico sin precedentes

La Figura inferior  compara las inyecciones estratosféricas del volcán HT-HH HCl, SO2 y H2O con otras inyecciones estratosféricas (volcánicas o de otro tipo) observadas por MLS. Las inyecciones grandes se marcan individualmente.

Serie temporal de proporciones de mezcla máximas de H2O, SO2 y HCl con selección de calidad a diferentes niveles de presión. Los máximos de SO2 a 14 hPa y los máximos de HCl a 31 hPa después de la erupción HT-HH se muestran en rosa.

La erupción del HT-HH no inyectó grandes cantidades de HCl o SO2 en la estratosfera. La masa total inyectada de SO2 estratosférico fue de 0,41 ± 0,02 Tg, que palidece en comparación con erupciones anteriores medidas por MLS, como el volcán Kasatochi de 2008 ,o el  Sarychev de 2009 o las erupciones de del Raikoke de 2019, cada una de las cuales emitió ~1 Tg. La masa de SO2 inyectada por el HT-HH es aún menos notable en el contexto de las 17 Tg inyectadas por la erupción del Pinatubo de 1991.

El único aspecto inusual de la pluma de SO2 es su altura de inyección. Las columnas de SO2 normalmente se inyectan a altitudes no superiores a 46 hPa (∼21 km). HT-HH es la única inyección observada por MLS que produjo valores máximos de SO2 a 14 hPa (∼29 km), con valores detectados hasta 6,8 hPa (∼35 km). Para el 27 de enero, la pluma de SO2 cayó por debajo de los niveles de fondo. 

La inyección de HCl fue igualmente normal. Al igual que con el SO2, el único aspecto inusual de la pluma de HCl es su altura de inyección de 31,6 hPa (∼24 km), mientras que las erupciones anteriores no alcanzaron más de 68 hPa (∼18,6 km).

Por el contrario, la magnitud de la inyección del HT-HH de H2O no tiene precedentes. Existen tres vías naturales para la inyección directa de H2O en la estratosfera: convección excesiva, tormentas de pirocumulonimbos (piroCb) y erupciones volcánicas. El registro anterior de H2O estratosférico medido por MLS fue de 26,3 ppmv a 100 hPa asociado con un evento convectivo de exceso en agosto de 2019 que abarcó miles de kilómetros cuadrados y persistió durante varias horas. Dos eventos de pirocúmulos se destacan en el registro de H2O de la MLS: el Noroeste del Pacífico de 2017  y el Año Nuevo australiano de 2019/2020. Solo los pirocúmulos australianos inyectaron suficiente H2O para permitir una estimación precisa de la masa (19 ± 3 Tg).

Las erupciones volcánicas del Kasatochi de 2008  y del Calbuco de 2015 fueron las únicas en el registro de la MLS que inyectaron cantidades apreciables de H2O en la estratosfera. Ninguno depositó H2O a altitudes superiores a 68 hPa (∼18,6 km), y ambas inyecciones fueron demasiado pequeñas para una estimación fiable de la masa de H2O.

La erupción del HT-HH inyectó al menos 146 ± 5 Tg de H2O en la estratosfera, no solo superando las magnitudes de todas las demás inyecciones en el registro de la MLS, sino también eclipsando una estimación teórica de 37,5 Tg del Pinatubo. Esta inyección de H2O estratosférico es única en el registro satelital (1979 a la fecha). Para poner la inyección del HT-HH en perspectiva, representa aproximadamente el 10% de la carga estimada de H2O estratosférico de 1400 Tg. Además, la altura de la inyección de la pluma de H2O superó con creces la de cualquier otra inyección en el registro de la MLS

 Evolución de la pluma de H2O

El 15 de enero, la pluma alcanzó los 0,46 hPa (∼53 km). El 16 de enero fueron visibles dos penachos separados, uno en la estratosfera superior (entre 1 y 8 hPa) y el otro en la estratosfera inferior (entre 10 y 80 hPa), donde se inyectó la mayor parte del volumen de H2O. En este día, los efectos en la pluma de una fuerte cizalladura del viento entre 1 y 8 hPa fueron evidentes.

Para el 22 de enero, el penacho había dado la vuelta casi por completo al globo a 2,1 hPa, mientras que solo viajaba a la mitad de velocidad  a 26 hPa. En promedio, durante enero y febrero, la pluma se movió aproximadamente  37° de longitud por día a 2,1 hPa, pero solo unos  18° de longitud por día de 31 a 6 hPa, en consonancia con los vientos de los análisis meteorológicos. Para el 5 de febrero, la pluma cubría todas las longitudes, con las mayores concentraciones de 38 a 21 hPa (∼ 22–26 km). Para el 31 de marzo, la pluma de alrededor de 4,6 hPa se había reducido a valores cercanos al fondo.

Las mediciones del 31 de marzo muestran la persistencia de la pluma de H2O en la estratosfera baja y media. Al mismo tiempo que rodeaba el globo, la pluma de H2O se ensanchaba lentamente, extendiéndose principalmente hacia el norte alrededor de 26 hPa. Este penacho requerirá un mayor seguimiento a medida que la señal de la erupción se propague hacia la estratosfera superior y hacia los polos en la Circulación Brewer-Dobson (BDC).

Discusión 

La importancia del H2O estratosférico está bien establecida; afecta la química y la dinámica estratosférica, así como la radiación atmosférica. Por ejemplo, el exceso de H2O estratosférico podría aumentar las concentraciones de OH, aumentando ligeramente la producción de ozono O3 a través del ciclo de oxidación del metano  CH4 pero empeorando el agotamiento de O3 a través del ciclo de HOx, lo que lleva a una disminución neta de O3. El incremento en las concentraciones de OH también podrían aumentar la pérdida de CH4, lo que resultaría en una disminución de su vida y, por lo tanto, reduciría su efecto a largo plazo sobre el clima. Además, si el incremento de las concentraciones de H2O se incorporaran al vórtice antártico en desarrollo en una medida suficiente para elevar la temperatura de formación de las nubes estratosféricas polares, se aumentaría la pérdida química acumulativa de O3. En términos de transporte, un estudio de la respuesta dinámica a una duplicación uniforme del H2O estratosférico concluyó que dicha humectación podría reducir la temperatura estratosférica y aumentar la fuerza del BDC; también podría resultar en que los chorros troposféricos del oeste se vuelvan más fuertes y las trayectorias de las tormentas se desplacen hacia los polos. Dado que la inyección del HT-HH es aproximadamente el 10% de la carga de H2O estratosférica, una respuesta dinámica de menor magnitud sería lo esperado.

El H2O ingresa a la estratosfera principalmente en los trópicos, donde se liofiliza 

en el punto frío de la tropopausa. Este mecanismo da lugar a la “grabadora”, mediante la cual el ciclo anual de las temperaturas de la tropopausa se imprime en bandas alternas de aire seco y húmedo que se elevan en la estratosfera tropical. Al cortocircuitar la vía a través del punto frío, el HT-HH ha interrumpido esta señal de "latido del corazón" (ver figura inferior)

(a) La grabadora atmosférica (anomalías zonales medias de H2O en los trópicos). (b) Serie temporal de H2O casi global (60°S a 60°N) a 100 y 31 hPa. Las abundancias de H2O se basan en datos del Microwave Limb Sounder.

De acuerdo con el mecanismo de liofilización, las temperaturas inusualmente bajas de la tropopausa alrededor del año  2001 provocaron una fuerte caída en la cantidad de H2O que ingresa a la estratosfera. Esta anomalía seca se propagó a través del BDC, ascendiendo lentamente a través de la estratosfera y moviéndose hacia los polos. Usando la propagación de la caída de H2O de 2001 como un análogo para el transporte de la pluma del  HT-HH, esperamos que el ascenso pueda transportar H2O volcánico a 10 hPa dentro de aproximadamente 9 meses después de la erupción. El exceso de H2O podría llegar a las latitudes medias del norte y del sur en aproximadamente 18 y 24 meses respectivamente, en un amplio dominio en la estratosfera superior. Dado que parte de la pluma ha entrado en la rama inferior del BDC, el H2O elevado puede alcanzar latitudes medias estratosféricas más bajas en unos pocos meses. La escala de tiempo para la disipación completa del penacho puede ser de 5 a 10 años.

Los cálculos radiativos de la caída repentina de H2O de ~0,4 ppmv (a 100 hPa) en 2001 demostraron que el forzamiento radiativo de incluso pequeñas variaciones en el H2O de la estratosfera inferior podría inducir cambios a escala decenal en la temperatura superficial media global. En el caso del volcán HT-HH serían sin precedentes lo que corresponde a ∼1,5 ppmv (a 31 hPa) si se promediara entre 60°S y 60°N.

Estudios previos de los efectos radiativos de las perturbaciones del H2O estratosférico, incluida la inyección volcánica directa, han demostrado que pueden provocar el calentamiento de la superficie. Como se estableció anteriormente, la erupción del HT-HH fue inusual porque inyectó cantidades extremadamente grandes de H2O. Las simulaciones preliminares del modelo climático sugieren un forzamiento radiativo efectivo  en la tropopausa de +0,15 W/m2 debido al incremento del H2O. A modo de comparación, el aumento del forzamiento radiativo debido al crecimiento del CO2 entre 1996 y 2005 fue de aproximadamente +0,26 W/m2. De modo que el incremento de H2O del HT-HH ejercerá un forzamiento radiativo positivo en la superficie, compensando el enfriamiento de la superficie causado por el forzamiento radiativo de los  aerosoles. 

En otras palabras, el forzamiento radiativo del HT-HH nos ha hecho avanzar en el cambio climático aproximadamente 5 o 6 años lo que quiere decir que este verano de 2022 hemos vivido un verano típico de 2027 o 2028. Además como la inyección de vapor tardará aproximadamente ese tiempo o incluso más en disiparse. Muy probablemente los veranos de aquí a 2028 sean similares al de 2022 con la variabilidad natural esperada. 

No es una buena noticia, pues este verano de 2022 ha sido el más cálido jamás registrado en amplias zonas el mundo y también el más seco. Lo que nos pone de manifiesto que los próximos veranos de aquí a 2028 podrían ser todos tan catastróficos como este 2022 y después de 2028 lejos de mejorar, debido al cambio climático, continuaríamos por la senda ascendente de las temperaturas y posiblemente de las sequías.

Dada la extraordinaria magnitud de la inyección de H2O del HT-HH y el hecho de que su tiempo de residencia estratosférico anticipado supera la escala de tiempo típica de 2 a 3 años para que los aerosoles de sulfato caigan de la estratosfera, El volcán HT-HH puede ser la primera erupción volcánica observada que impactó el clima no a través del enfriamiento de la superficie causado por los aerosoles de sulfato volcánico, sino más bien a través del calentamiento de la superficie causado por el exceso de forzamiento radiativo de H2O.

Resumen

En resumen, las mediciones del MLS indican que la erupción del HT-HH inyectó una cantidad excepcional de H2O directamente en la estratosfera. La magnitud de la inyección constituyó al menos el 10% de la carga total de H2O estratosférico. El día de la erupción, el penacho de H2O alcanzó una altitud de ~53 km. La inyección de H2O pasó el punto frío de condensación de la tropopausa, interrumpió la señal de la grabadora de cinta de H2O, estableció un nuevo récord de altura de inyección de H2O en el récord de 17 años de la MLS y podría alterar la química y la dinámica estratosférica a medida que la pluma de H2O de larga duración se propaga a través de la estratosfera en el BCD. A diferencia de anteriores erupciones fuertes en la era de los satélites, el HT-HH podría afectar el clima no a través del enfriamiento de la superficie debido a los aerosoles de sulfato, sino más bien a través del calentamiento de la superficie debido al exceso de forzamiento de H2O estratosférico. Dadas las posibles consecuencias de alto impacto de la inyección de H2O del HT-HH, es fundamental continuar monitoreando los gases volcánicos de esta erupción y las futuras para cuantificar mejor sus diferentes roles en el clima.

Documento original

El tiempo cerca de Madrid en 2017 (Talamanca de Jarama)

Un año más traigo los datos del observatorio de la AEMET de Talamanca de Jarama a 40 Km al NE de Madrid.

Con 15,23 ºC ha sido el segundo año más cálido de toda la serie sólo por detrás de los 15,33 ºC de 1995. Ha sido un año muy seco pero  no se bate ningún récord de precipitación mínima anual. 

Chopera de Talamanca de Jarama