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

Reconstrucción dendroclimatica de la temperatura de verano de Madrid-Retiro basada en datos de la sierra de Guadarrama 1679-2022

La dendrocronología,  es la ciencia que se ocupa de la datación de los anillos de crecimiento de las plantas arbóreas y arbustivas leñosas. Basada en el patrón de crecimiento de anillos, la dendrocronología analiza patrones espaciales y temporales de procesos biológicos, físicos o culturales.

Para la reconstrucción dendroclimática o dendrocronológica de las temperaturas cercanas al puerto de Navacerrada en la sierra de Guadarrama, se han tomado dos localidades, de la sierra de Guadarrama con ejemplares de Pinus Sylvestris 

Se ha seleccionado la temperatura media mensual desde julio hasta septiembre del año actual de crecimiento por ser la que mejor se adapta a los datos termométricos al compararla con los datos dendrocronológicos.

Reconstrucción basada en datos termométricos reales desde 1854 para Madrid-Retiro y 1946 para Navacerrada. Para fechas anteriores los datos han sido estimados a partir de los datos dendroclimáticos de Pinus Sylvestris de Navacerrada.

 

La reconstrucción es básicamente aceptable desde 1679 hasta 1986. Algunos de los aspectos más destacables del período reconstruido son el descenso brusco de la temperatura entre 1770 y 1775; las irregularidades térmicas registradas en el siglo XVIII y principios del XIX, y la disminución de la variabilidad al final de la Pequeña Edad de Hielo (PEH), hacia 1820, que puede considerarse como el acontecimiento más importante. El periodo comprendido entre 1690 y 1710, que incluye los años más fríos de la pequeña edad del hielo, aparece en Navacerrada como la temperatura media estival más regular de todo el periodo reconstruido; las temperaturas medias de verano tendieron a mantenerse en el nivel medio, con una muy baja variabilidad. La temperatura estival en Navacerrada  alcanzó su máximo en  1720 de 17,4 ºC (igualada en 2018 y superada en 2016 y 2022 este último récord absoluto con 18,0 ºC). A partir de este año (1720) se observa una tendencia ascendente hasta 1900 y a partir de este año se observa una tendencia decreciente hasta 1970, año a partir del cual las temperaturas inician un aumento que continúa hasta la actualidad.

Extrapolación a Madrid-Retiro

Al comparar los datos reales termométricos de Madrid-Retiro y Navacerrada nos damos cuenta de que las series son prácticamente paralelas, con una diferencia media de 8,14 ºC y una diferencia entre valores (desviación de temperatura entre ambas series descontando los 8,14 ºC de diferencia) de no más de 3º C, que oscilan aleatoriamente, lo que si se observa es una diferencia que cambia gradualmente desde 7,5 ºC aproximadamente hasta 8,5ºC lo que quiere decir que desde 1946 hasta 2022 la temperatura de Madrid-Retiro ha aumentado cerca de 1ºC respecto a la de Navacerrada, lo que puede atribuirse al efecto Isla de calor, si tenemos en cuenta que al marchar hacia el pasado este efecto se diluye, tenemos datos bastante fiables de las temperaturas de Madrid-Retiro hasta 1679 aproximadamente al poder extrapolarlas de los datos dendroclimáticos de Navacerrada.

Cabe destacar que hay un periodo entre 1854 y 1865 en el cual,  la diferencia de la temperatura termométrica de Madrid-Retiro y la estimada a partir de datos dendroclimáticos para Navacerrada arroja una diferencia de valores de entre 10 y 11 ºC, además coincide con los valores máximos de la serie de Madrid-Retiro, y con los primeros años de la estación termométrica. Como hemos visto, la diferencia correcta entre Madrid-Retiro y Navacerrada para esa época debería ser inferior a 7,5º C lo cual nos hace pensar que se trata de valores incorrectos para la serie termométrica (termómetro en condiciones no- estándar) y que probablemente habría que corregir a la baja unos 3 ºC aproximadamente. Pero como no me gusta “cocinar” datos y para quitar argumentos a los mal llamados “escépticos” los dejo como válidos, aun así se ve como actualmente se están alcanzando dichos valores e incluso superando, aunque el máximo de la serie no ha sido superado aún, 26,45 ºC para el verano de 1854 frente a 26,30 ºC para el verano de 2022.  Si tomamos el año completo el año más cálido de la serie es 2022 con 16,93 ºC muy por encima ya de los 16,05 ºC del récord de 1856.

En ambas series se aprecia un aumento notable de las temperaturas a partir de 1979 partiendo de valores relativamente bajos, se alcanzan rápidamente valores de récord, lo que pone de manifiesto un “abandono” de la variabilidad climática natural, sobre todo, visto en la escala más amplia de tiempo que nos permite ver la dendroclimatología.

Una gráfica de temperaturas medias ponderadas a 30 años, nos da una visión aún más clara del fenómeno indicado anteriormente, donde además se ve claramente como ya se supera el pico de finales del siglo XIX.

Referencias:

DENDROCLIMATOLOGICAL INVESTIGATION COVERING THE LAST 300 YEARS IN CENTRAL SPAIN  

Calentamiento en Madrid. Temperaturas de Madrid-Retiro, registro 1838-2020

AEMET

La capa de hielo de Groenlandia

Esto es un resumen del último informe del IPCC AR6 para Groenlandia.

Cambios recientes observados

En este artículo se presentan cambios en el tiempo de la masa de hielo de  Groenlandia y se evalúan los diferentes procesos que está causando el aumento de la pérdida de masa. El cambio de masa total de la capa de hielo de Groenlandia comparada con la pérdida en la Antártida, se presenta en la Figura 1. 

 

Figura 1 Pérdidas en la capa de hielo antártica  y en la capa de hielo de Groenlandia (cambios de masa). Los valores que se muestran en gigatoneladas (1 Gt = 1000.000.000 toneladas, los números grandes muchas veces son inimaginables y los pasamos por alto, 1 Gt equivale a 1 Km3 de hielo)  y provienen de mediciones de satélites mediciones para el período 1992–2020. El rango de incertidumbre estimado, aparece en colores sombreados, para los respectivos cambios acumulativos. 

En la actualizad Groenlandia habría perdido unos 5000 Km3 de hielo desde 1992.

La extensión estimada de la capa de hielo en diferentes momentos se muestra en la Figura 3.

Para el siglo XX hay reconstrucciones del cambio de masa estimado para la capa de hielo de Groenlandia y sus glaciares periféricos para el periodo 1900–1983 y para el período 1901–1990. El registro de satélites se remonta a 1972  (Figura 2). La tasa de cambio de masa de la capa de hielo fue positiva (es decir, ganó masa) entre 1972-1980 (47 ± 21 Gt por año) y luego negativa (es decir, perdió masa; –51 ± 17 Gt por año  y –41 ± 17 Gt por año) en los periodos  1980–1990 y 1990–2000, respectivamente. Después de 1992, es muy probable que la tasa del cambio de la masa de hielo fuera más negativa durante 2012-2016 que durante 1992-2001, con un nivel de confianza muy alto de que la fusión en verano ha aumentado desde la década de 1990 a un nivel sin precedentes durante al menos los últimos 350 años. El registro se ha extendido hasta 2020. La capa de hielo de Groenlandia perdió 4890 [4140–5640] Gt de hielo entre 1992 y 2020, provocando un aumento del nivel del mar de 13,5 [11,4 a 15,6] mm. (Figura1 y 2). En resumen: los aproximadamente 5000 Km3 de hielo perdidos en Groenlandia entre 1992 y 2020 han hecho aumentar el nivel del mar entre 1,1 y 1,5 cm.

Datos recientes muestran que, después de dos veranos fríos en 2017 y 2018, con una pérdida de masa relativamente moderada de alrededor de 100 Gt  al año, el cambio de masa de 2019 (–532 ± 58 Gt por año) fue la mayor pérdida de masa anual en el registro. La tasa de pérdida de hielo fue, en promedio, 39 [–3 a 80] Gt por año durante el período 1992–1999, 175 [131 a 220] Gt por año durante el período 2000–2009 y 243 [197 a 290] Gt por año durante el período 2010-2019.

Recientemente ha comenzado a dominar la pérdida de masa de la capa de hielo de Groenlandia [balance de masa superficial (SMB)], en lugar de la descarga del hielo sobre los fiordos (debido al aumento del derretimiento de la superficie y escorrentía), aumentando del 42% de la pérdida de masa total para 2000–2005 al 68% para el periodo 2009–2012. La descarga de hielo en los fiordos fue relativamente constante entre 1972-1999, con una variación de alrededor del 6% para toda la capa de hielo, mientras que la fusión superficial varió por un factor de más de dos interanualmente, lo que lleva a una pérdida o ganancia de masa en un año dado (Figura 2). 

 

 

Figura 2.  Cambios de masa de hielo y tasas de cambio para las regiones de la capa de hielo de Groenlandia. 

(a) Serie temporal de cambios de masa para cada una de las principales cuencas de drenaje que se muestran en la figura del recuadro para los períodos 1972–2016, 1992–2018 y 1992–2020.

(g) Groenlandia dividida en siete regiones. Estimaciones de las tasas de cambio de masa del balance de masa superficial por región.

El patrón temporal en estos conjuntos de datos más largos conduce a una alta confianza que las pérdidas de masa de la capa de hielo de Groenlandia están cada vez más dominadas por la SMB, pero existe un alto nivel de confianza en que la pérdida de masa varía fuertemente, debido a la gran variabilidad interanual de esta. A escala regional, la altura de la superficie está disminuyendo en todas las regiones, y se han observado retiros generalizados del frente terminal y de ruptura de bloques de hielo (frentes glaciares).

Las mayores pérdidas masivas han ocurrido a lo largo de la costa oeste y en sureste de Groenlandia (Figura 2), concentrándose la descarga en unos pocos glaciares. Este patrón en esta región es consistente con las observaciones del sistema (GPS) que muestra el levantamiento elástico del lecho rocoso de decenas de centímetros entre 2007 y 2019 como resultado de la pérdida continua de masa de hielo. La serie temporal regional muestra que la fusión superficial ido reduciendo la cantidad de hielo gradualmente en todas las regiones, mientras que el aumento de la descarga en el sureste, centro este, noroeste y el centro-oeste se ha relacionado con el retroceso de los glaciares de marea. En resumen, los registros regionales detallados muestran un aumento en la pérdida de masa en todas las regiones después de la década de 1980, causado tanto por aumentos en la descarga de hielo por los glaciares en sus frentes, como por el derretimiento de hielo sobre la superficie (confianza alta), aunque los patrones varían entre las regiones. La pérdida de hielo más grande se produjo en el noroeste y el sureste de Groenlandia (confianza alta).

La variabilidad a gran escala la circulación atmosférica es un importante impulsor de la SMB a corto plazo. Este efecto de variabilidad atmosférica de la circulación tanto en la precipitación como en las tasas de fusión 

 

Figura 3 Cambio de masa acumulada de la capa de hielo de Groenlandia y contribución equivalente al nivel del mar. 

(a) Una estimación basada en el rango de valores de la masa de la capa de paleo hielo de Groenlandia y los equivalentes del nivel del mar en relación con la actualidad y la mediana de todas las estimaciones centrales.

(b) (b, izquierda) pérdida de masa acumulada (y nivel del mar equivalente) desde 2015 desde 1972, la estimación pérdida de masa desde 1840 indicada con un recuadro sombreado, y proyecciones hasta 2100 Se muestran interpretaciones esquemáticas de reconstrucciones individuales de la extensión espacial de la capa de hielo de Groenlandia.

     (c) período cálido del Plioceno medio; 

     (d) Último Interglacial

(e) el Último Máximo Glacial: el sombreado gris muestra la extensión del       hielo en tierra. Mapas de cambios de elevación media 

    (f) 2010-2017 derivados de la altimetría del radar 

(g) cambios proyectados (2093-2100) 

fue impulsado por condiciones atmosféricas altamente anómalas. Patrones de circulación, tanto diarios como estacionales a escalas temporales. El derretimiento de la capa de hielo de Groenlandia está más fuertemente correlacionado con el índice de bloqueo de Groenlandia que con el índice de la Oscilación del Atlántico Norte de verano. Estudios han demostrado que una mayor insolación (reducción de la cobertura de nubes) conduce a un aumento de las tasas de fusión, particularmente sobre la zona de ablación de bajo albedo en la parte sur de la capa de hielo de Groenlandia. Por el contrario, un aumento de la nubosidad sobre las partes centrales de alto albedo de la capa de hielo, demostró que la radiación saliente conduce a una mayor fusión y una recongelación reducida de agua de deshielo. 

Los efectos de las nubes se compensan entre sí, el aumento en el derretimiento es causado por aumento de los flujos de calor. En resumen, existe una confianza media en que los cambios en la cobertura de nubes son un importante impulsor del aumento de las tasas de fusión en el parte sur y oeste de la capa de hielo de Groenlandia.

Las retroalimentaciones positivas de albedo contribuyeron sustancialmente a aumentar el derretimiento de la capa de hielo de Groenlandia posteriormente a la década de 1990. Varias retroalimentaciones (en su mayoría positivas) que involucran albedo de superficie operan sobre las capas de hielo. La amplificación de la fusión por el aumento observado de la exposición al hielo desnudo a través de la migración de la línea de nieve a partes más altas de la capa de hielo desde el año 2000  fue cinco veces más fuerte que el efecto de los procesos hidrológicos y biológicos que conducen a la reducción de albedo del hielo. Las impurezas, en las partes biológicamente activas conducen a una reducción del albedo y se estima que han aumentado la escorrentía de hielo desnudo en el sector suroeste de la capa de hielo de Groenlandia alrededor del 10%. En resumen,  existe un alto nivel de confianza en que el derretimiento de la capa de hielo de Groenlandia aumentó desde alrededor de 2000 amplificado por retroalimentaciones positivas de albedo, siendo la expansión de la extensión del hielo desnudo el factor dominante, y el albedo en la zona de hielo desnudo está controlado principalmente por impurezas biológicas.

Alrededor de la mitad del agua de deshielo de la superficie de la capa de hielo de Groenlandia entre 1960-2014 fue escorrentía, mientras que la mayor parte del resto se infiltró en el firn (nieve compactada)  y nieve, donde o bien se volvió a congelar o se acumuló en acuíferos. Una disminución del contenido de aire en el firm entre 1998-2008 y 2010-2017 en el área de percolación de baja acumulación del oeste de Groenlandia, redujo la capacidad de retención de agua de deshielo.

Además, la infiltración de agua de deshielo en el firn puede estar fuertemente limitada por losas de hielo de baja permeabilidad creadas por la recongelación de infiltrado agua de deshielo. Observaciones y modelos recientes indican que las capas de baja permeabilidad que se expanden rápidamente conducen a un aumento en el área de escorrentía desde 2001.

En resumen el almacenamiento de agua de deshielo y recongelación puede amortiguar temporalmente un aumento de derretimiento a gran escala, pero se han identificado factores limitantes.

Las temperaturas del océano cerca de la zona de puesta a tierra de los glaciares de marea es críticamente importante para su tasa de descarga por ruptura, pero hay poca confianza en la comprensión de su respuesta al forzamiento oceánico. 

El aumento de icebergs sobre el mar, se ha asociado con un período de retroceso generalizado de los glaciares de marea. Hay pruebas sólidas de un rápido derretimiento submarino en glaciares de marea. Cambios en el derretimiento submarino y la descarga de agua de deshielo subglacial pueden desencadenar un aumento descarga de hielo al reducir el apoyo al flujo de hielo y promover su ruptura; El calentamiento de las aguas oceánicas ha estado implicado en el reciente adelgazamiento y ruptura del hielo flotante lenguas en el noreste y noroeste de Groenlandia. En escalas temporales decenales, La posición final de los glaciares de marea se correlaciona con el derretimiento submarino. En escalas de tiempo más cortas, glaciares individuales o grupos de glaciares pueden comportarse de manera diferente y asincrónica, y no hay asociaciones siempre claras entre la temperatura del agua y las tasas de ruptura glaciar o retroceso. En resumen, las aguas oceánicas más cálidas y el aumento de la temperatura de descarga subglacial de superficie fundida en los márgenes de la terminación marina de los glaciares aumentan el derretimiento submarino, lo que conduce a un aumento de la descarga de hielo. Hay confianza media en que esto contribuyó a la aumento de la tasa de pérdida de masa de Groenlandia, particularmente en el período 2000-2010 cuando se observó un aumento de la descarga en el sureste y noroeste.

Permanecen aún grandes incertidumbres en el espesor del hielo de alrededor de la mitad de los glaciares de descarga y las regiones de icebergs siguen estando pobremente muestreadas cerca de los extremos del glaciar. Existe un alto grado de confianza en que la batimetría (que rige las masas de agua que desembocan en los fiordos) y la geometría del fiordo y topografía del lecho rocoso (control de la dinámica del hielo) modulan la respuesta de glaciares individuales al forzamiento climático.

Evaluación del modelo

El progreso reciente confirma que existe una confianza media en la capacidad de los modelos del clima para simular cambios en el derretimiento de la capa superficial de hielo de Groenlandia. Las deficiencias restantes en el acoplamiento entre modelos de clima y las capas de hielo (p. ej., baja resolución espacial) limitaron la adecuada representación de las retroalimentaciones entre ellos. Las simulaciones de derretimiento superficial resultantes se comparan mejor con modelos climáticos regionales y observaciones, pero las deficiencias restantes conducen a problemas para reproducir un estado actual de la capa de hielo a las observaciones. En resumen, hay una confianza media en los datos cuantitativos sobre las simulaciones del estado actual de la capa de hielo de Groenlandia.

Las interacciones hielo-océano siguen siendo poco conocidas y difíciles de modelar, con parametrizaciones a menudo utilizadas para estimar la ruptura de glaciares que terminan en el mar. Debido a las dificultades de modelar gran cantidad de terminaciones marinas glaciares y la disponibilidad limitada de datos sobre la roca madre de alta resolución, la mayoría del trabajo de modelado reciente sobre los glaciares de descarga de Groenlandia está centrado en glaciares individuales o en un número limitado, o una región específica.

El estudio de las contribuciones de los cuatro glaciares más grandes sobrestimó el total de la contribución de los glaciares de la capa de hielo de Groenlandia, debido a las diferencias en respuesta entre glaciares grandes y pequeños. Las interacciones hielo-océano tienen el potencial de desencadenar un retroceso extensivo de los glaciares en escalas de décadas, como lo indican las observaciones. Un punto de interés de los modelos de la capa de hielo continental ha sido el tratamiento mejorado de glaciares que terminan en el mar a través de la inclusión de procesos de ruptura. Un conjunto de datos topográficos mejorados del lecho rocoso permiten capturar mejor la descarga de hielo para los glaciares en modelos de capa de hielo continental, y las simulaciones indican que la topografía del lecho rocoso controla la magnitud y la tasa de retroceso. En general, los glaciares que desembocan en los fiordos están controlados por la topografía del lecho rocoso, y hay poca confianza en la cuantificación de la futura pérdida de masa de Groenlandia provocada por el calentamiento de las condiciones oceánicas, debido a las limitaciones en la comprensión actual de las interacciones hielo-océano, su implementación en modelos de capas de hielo y conocimiento de la topografía del lecho rocoso.

Un desafío pendiente es la baja confianza en la reproducción histórica de cambios de masa de la capa de hielo de Groenlandia (Recuadro 1). Sin embargo, hay confianza media en los modelos de capa de hielo que reproducen el presente estado de la capa de hielo de Groenlandia, lo que lleva a una confianza media en la capacidad actual para proyectar con precisión su evolución futura. 

Proyecciones al 2100

Los cambios en el derretimiento superficial del hielo de Groenlandia o SMB contribuirán a elevar el nivel del mar en 2100 entre 3 y 16 cm con un valor promedio más probable de 7 cm. Según proyecciones de SMB obtenidas por dos modelos climáticos regionales y reconstrucciones basadas en conjuntos de temperatura. Este valor puede verse incrementado hasta 6 cm en simulaciones de modelos climáticos regionales en las que se atribuye una mayor amplificación ártica y retroalimentaciones de nubes y hielo marino asociadas que en otras simulaciones.

La contribución de Groenlandia al nivel futuro del mar (Tabla 1) muestra una contribución probable de 7 cm (entre 0 y 11 cm) para estimaciones bajas y de 14 cm (entre 8 y 27 cm) según estimaciones altas. Nuevas proyecciones para el siglo XXI han incluido el comportamiento del manto de hielo dinámico acoplado ESM a modelos atmosféricos regionales (Tabla 1). El modelo  acoplado ESM de capa de hielo proyecta un aumento del nivel del mar de 10,9 cm hacia 2100 respecto al nivel del  mar de 2015 y una contribución similar  bajo un escenario idealizado de un aumento de un 1% por año en las emisiones de CO2. Las simulaciones incluyen Interacciones entre la capa de hielo y la atmósfera y el agua de deshielo en la superficie de la capa de hielo encaminado al océano. El modelo atmosférico regional acoplado y modelo de capa de hielo proyecta un aumento del nivel del mar de 7,9 cm en 2100 en relación con el año 2000.

Un ESM de menor complejidad acoplado a un modelo de capa de hielo da una contribución del nivel del mar de 2,5 a 6,4 cm  y 5,6 a 12 cm  (el rango se debe a cuatro simulaciones con diferentes conjuntos de parámetros para el modelo de atmósfera) identifican una simulación con un conjunto de parámetros más probables que proyectan entre 3,4 y 7,3 cm según diferentes escenarios. 

Es posible que la respuesta dinámica esté subestimada. Las proyecciones multimodelo se corrigen con una evaluación de la respuesta dinámica histórica al clima anterior a 2015 forzamiento (Recuadro 1). Para el período 2015–2100, se proyectan contribuciones al nivel del mar que van desde 1 a 5 cm. La mayor pérdida de masa se atribuye a una mayor disminución en SMB debido a la alta sensibilidad climática de los modelos utilizados. Las proyecciones fueron corregidas con la tendencia histórica. En segundo lugar, un emulador de las proyecciones está forzado por las distribuciones de temperatura del aire en la superficie para cada modelo a partir de un emulador de balance energético de dos capas y luego corregido con la tendencia histórica. Estos dos enfoques resultan en proyecciones que son similares en sus valores medianos y proyecciones pero difieren en su rango. Resultados similares se obtienen cuando se aplica el ajuste paramétrico. Groenlandia podría contribuir con hasta 33 cm al aumento del nivel del mar en 2100 en relación con 2000. Se señaló que el potencial alto en la contribución del nivel del mar en este estudio podría deberse a la suposición de calentamiento espacialmente uniforme, que puede sobrestimar tasa de derretimiento superficial, Sin embargo, también refleja la profunda incertidumbre que rodea el forzamiento atmosférico, procesos superficiales, fusión submarina, ruptura y dinámica del hielo. Se atribuye un 40% de dispersión del conjunto de modelos múltiples a la incertidumbre del modelo de la capa de hielo, 40% de incertidumbre del modelo climático y 20% de incertidumbre al forzamiento oceánico.

 

Cuadro 1 Contribuciones del nivel del mar proyectadas,  en metros para la capa de hielo de Groenlandia para 2100 en relación con el periodo 1995-2014, Las cursivas denotan contribuciones parciales. La respuesta dinámica histórica  de las simulaciones ISMIP6 se estima en 0,19 ± 0,10 mm por año (0,02 m ± 0,01 m en 2100 en relación con 2015). 

Por tanto, existe una confianza media en que la pérdida de masa de la capa de hielo de Groenlandia está dominada por la incertidumbre en los escenarios climáticos y procesos superficiales, mientras que la incertidumbre en la fusión por ruptura frontal juega un papel menor.

Los procesos superficiales, en lugar del hielo descargado en el océano, dominarán la pérdida de hielo de Groenlandia durante el siglo XXI, independientemente del escenario de emisiones (alta confianza). Así lo confirman las proyecciones. La pérdida masiva proyectada de Groenlandia se debe predominantemente al aumento del agua de deshielo en la superficie y a la pérdida en capacidad de recongelamiento que da como resultado una disminución de SMB (nivel de confianza alto), concurrente con el aumento de las temperaturas y el oscurecimiento de la capa de hielo superficie  Los cambios de masa debidos a SMB y la dinámica de los glaciares de salida están vinculados, como la pérdida de masa por un proceso disminuye la pérdida de masa por el otro – por ejemplo, SMB elimina el hielo antes de que pueda llegar al glaciar marino término. Existe un grado de confianza medio de que la pérdida de masa a través del hielo de descarga disminuirá en el futuro, porque un aumento en la pérdida de masa (mediante el aumento de escorrentía superficial) conduce, en la mayoría de las áreas, a un retroceso del margen del glaciar hacia la tierra sobre el nivel del mar, aislando el capa de hielo de la influencia marina.

En resumen, es prácticamente seguro que la capa de hielo de Groenlandia continuará perdiendo masa este siglo bajo todos los diferentes escenarios de emisiones,  y una alta confianza en que la pérdida de masa total para 2100 aumentará con las emisiones acumuladas. La evaluación del nivel del mar está basada en proyecciones, lo que permite un enfoque más consistente a una gama más amplia de forzamientos climáticos y oceánicos. Es probable que la capa de hielo de Groenlandia contribuya entre 1 cm y 10 cm  con un nivel más probable de 6 cm para un escenario de bajas emisiones y entre 9 cm y 18 cm con un nivel más probable de 13 cm para un escenario de emisiones más alto para 2100 en relación con el periodo 1995–2014.

Existe un alto grado de confianza en que la pérdida de Groenlandia estará cada vez más dominada por el derretimiento de la superficie (SMB), ya que la respuesta dinámica de los glaciares forzada por el océano disminuirá a medida que los márgenes marinos se retiran a tierras más altas.

Proyecciones más allá de 2100

Las proyecciones del nivel del mar para 2300 son de 15 cm en escenarios de bajas emisiones y de 31 cm a 1.19 m en escenarios de  altas emisiones. Un nuevo estudio da una contribución del nivel del mar de 11 a 20 cm en escenarios de bajas emisiones  y de 61 cm a 1,29 m en escenarios de altas emisiones. Otras proyecciones de altas emisiones indican que Groenlandia podría contribuir entre 25 cm y 1,74 m. Se proyectan pérdidas en Groenlandia de 54 cm (entre 28 cm y 1,28 m) para un calentamiento de 2 °C y 97 cm ( entre 40 cm y 2,23 m) con un calentamiento de 5 °C. Estos estudios coinciden en que estas evaluaciones están en el extremo inferior del rango de proyecciones. Además, las observaciones sugieren que las pérdidas de la capa de hielo de Groenlandia están siguiendo el rango superior de las proyecciones. Por lo tanto, el rango probable para la contribución de la capa de hielo de Groenlandia al nivel medio mundial del nivel del mar (GMSL) hacia 2300 puede ser  de entre 11 y 25 cm o entre 31 cm y 1,74 m bajo diferentes escenarios. Sin embargo, dada la incertidumbre de los modelos climáticos utilizados para proyectar el cambio de la capa de hielo durante el siglo XXI y la amplia gama de simulaciones que se extienden más allá de 2100, solo hay  poca confianza en la contribución a GMSL para 2300 y más allá.

El papel de la retroalimentación elevación-masa para futuras proyecciones de Groenlandia se puede evaluar a partir de simulaciones paleolíticas.

La pérdida total de hielo de Groenlandia, contribuiría en unos 7 m al nivel del mar, durante un milenio o más ocurriría para una temperatura superficial media global sostenida (GMST) entre 1 °C (confianza baja) y 4 °C (confianza media) por encima de los niveles preindustriales. Nuevos estudios confirman esta evaluación y  estiman que una pérdida completa podría suceder en alrededor de 8000 años a 5,5°C y en unos 3000 años a 8,6°C. Basado en la concordancia entre estudios nuevos y previos, por lo tanto, existe una alta confianza en que la tasa a la cual el comportamiento de la capa de hielo de Groenlandia depende de la cantidad de calentamiento.

Se ha encontrado un umbral de pérdida de hielo irreversible vinculada al tamaño de la capa de hielo. Si la capa de hielo pierde una masa equivalente a unos 3-3,5 m de aumento del nivel del mar, no volvería a crecer a su estado actual, y con 2 m de aumento del nivel del mar sería irreversible. El momento en el que la  capa de hielo podría alcanzar este volumen crítico depende de las condiciones oceánicas y  atmosféricas, la dinámica del hielo y la retroalimentación clima-capa de hielo. Por lo tanto, las proyecciones difieren en  magnitud y tasa de cambio de temperatura para cruzar el umbral de pérdida irreversible. Proyecciones de conjunto indican que el umbral de masa puede alcanzarse en tan solo 400 años si el calentamiento alcanza 10°C o más por encima del presente. En resumen, hay una confianza alta en la existencia de un umbral de comportamiento de la capa de hielo de Groenlandia en  un clima más cálido; sin embargo, hay poco acuerdo sobre la naturaleza de los umbrales y los puntos de inflexión asociados. 

Resumen

Está claro que Groenlandia está perdiendo hielo a un ritmo cada vez mayor, sobre todo debido a procesos de derretimiento de la capa superficial. (5000 km cúbicos entre 1992 y 2020). Existen incertidumbres de la velocidad de pérdida y de su contribución al aumento del nivel del mar en función de los diferentes modelos empleados y de los diferentes escenarios de emisiones futuras, pero es claro la contribución de la masa total de hielo sería en torno a 7 m lo cual tardaría miles de años en suceder con altos niveles de calentamiento. Dentro de nuestro siglo podemos esperar elevaciones de centímetros y derretimientos más moderados.