El glaciar del Monte Perdido (evolución histórica)

Descripción

El macizo de Monte Perdido es quizás uno de los más espectaculares y conocidos del Pirineo por su morfología característica, de singular belleza, y sus dimensiones. La cima que le da nombre alcanza los 3.355 m y el macizo se desarrolla con amplitud en las cabeceras de dos de los valles más representativos de la cordillera, como son el de Ordesa y el de Pineta. Ambos drenan sus aguas hacia el río Cinca. La extensión de la superficie glaciada, aunque en la actualidad muy mermada, es la segunda del Pirineo, detrás de la del Macizo de Aneto-Maladeta.

Vista general del glaciar del monte perdido el 24 de agosto de 2023. Se observa un escalón superior ya muy biselado y el escalón inferior (antiguo intermedio) partido en dos con la parte derecha muy biselada y la parte izquierda perdiendo grosor a gran velocidad. Aquí se pueden consultar las fotos originales y en alta resolución. 

El macizo de Monte Perdido-Marboré forma una cresta de 11 km de longitud orientada de W a E.  Desde el Marboré la cresta se divide en dos ramales con la misma orientación, del Astazou a la Brecha de Tucarroya y del Marboré al Soum de Ramond (3.305 m). En esta última cresta se encuentra el Cilindro (3.327 m) y el Monte Perdido (3.355 m), en cuyas paredes septentrionales se alojaron los glaciares de mayor desarrollo (Cilindro y Monte Perdido). Las formas glaciares se localizan en circos orientados al norte preferencialmente, con 15 circos en los que se alojaron glaciares durante la Pequeña Edad del Hielo PEH (1300-1850).

Al norte, además de glaciares en lengua bien desarrollados, el circo de Tucarroya, amplio valle colgado circundado por el Monte Perdido, Marboré y los Astazou por encima de 2.500 m, constituye uno de  los ámbitos del Pirineo remodelados en mayor medida durante la PEH. Los complejos morrénicos se sitúan en el fondo de valle, ocupando su porción meridional bajo las cumbres de Marboré y Monte Perdido. Éste aloja el glaciar de Monte Perdido, que en el pasado histórico desbordó el circo de Tucarroya hacia Pineta. En el Monte Perdido se observan formas, principalmente morrenas estriadas o fluted moraines. Que hacen pensar en la existencia de diferentes episodios glaciares a lo largo de la PEH, señalados por un cordón externo y continuo con unas morrenas bien conformadas que alcanzaron los 2.450 metros; morrenas estriadas que señalan la posibilidad de una oleada glaciar de poca entidad; y morrenas menores alojadas al pie de los escarpes, en torno a 2.600 m (ver imagen inferior). Existen diversos trabajos que recopilan ilustraciones y fotografías donde es posible ver esta evolución. Deglaciados desde el siglo XIX. Los restos más importantes están en circos orientados al norte, a favor de la umbría y paredes de 200-500 metros.

Acanaladuras morrénicas, o flutes, desarrolladas sobre la morrena de la máxima extensión de la PEH en el glaciar de Monte Perdido a consecuencia del último avance glaciar histórico.

Datación de la secuencia de hielo del glaciar Monte Perdido 

Un estudio del hielo ha determinado las diferentes edades del hielo del glaciar, La frecuencia de las capas de escombros aumenta hacia la parte superior de la secuencia del glaciar, la acumulación de estas capas de escombros es indicativa de una acumulación reducida de hielo y el predominio de los períodos de ablación. Análisis del hielo no han registrado edades de este del período industrial. De hecho, Esto significa que se han perdido más de 600 años de acumulación de hielo asociados con el calentamiento después de 1850.

Adicionalmente, un núcleo de sedimento de 6 m de espesor obtenido en 2011 del Lago Marboré proporcionó información valiosa de los últimos 14.600 años de la evolución depositacional del lago.

 

 Comparación de la relación Plomo/Aluminio Pb / Al y la concentración de Mercurio Hg de sedimentos de peso seco en muestras del glaciar con datos obtenidos de sedimentos del lago Marboré. Tener en cuenta las diferencias en el eje vertical. 

El glaciar está compuesto de hielo de hasta ∼ 2000 años y la historia posterior del glaciar ha involucrado tres períodos principales. El período I fue una fase de acumulación desde el año 0 al 700. El período II representa una fase dominada por la ablación de 700 a 1200, que corresponde al intervalo de la capa oscura, rica  en sedimentos. El Período III corresponde a una nueva fase de acumulación desde el año 1200 al 1400. Este último período concuerda bien con un aumento en los episodios de lluvia intensa durante la estación fría (octubre-mayo) en el sur de los Pirineos Centrales entre 1164 y 1414, lo que probablemente resultó en una mayor acumulación de nieve en las zonas altas. Lo que lleva a una acumulación neta en el glaciar. Finalmente, no se ha encontrado hielo de los últimos 600 años en el glaciar. Esto indica que el hielo de la PEH se ha derretido, lo que apunta a un período de intensa pérdida de masa desde 1850. Cabe destacar la extracción y fundición de Cobre Cu, Plata Ag y Plomo Pb se documentaron históricamente en el valle de Bielsa durante la época preindustrial. De hecho, el glaciar se encuentra a solo 7 km al este de algunos de los yacimientos de plomo y plata más grandes de los Pirineos Centrales (minas históricas de Parzán). El impacto de la contaminación ambiental antigua en ambientes alpinos altos se archiva en la secuencia lacustre del vecino lago Marboré, proporcionando la primera evidencia del transporte a larga distancia de metales traza de actividades históricas de minería y fundición de metales durante el período romano. El enriquecimiento de elementos traza en el registro de hielo glaciar corresponde a actividades mineras durante la antigüedad, la comparación de las relaciones Plomo / Alunimio Pb / Al de los registros fechados de forma independiente del lago Marboré y el glaciar, proporciona más apoyo para esta cronología. En particular, la falta de un pico de Pb / Al que caracterice el período industrial en la secuencia superior del registro glaciar, donde se analizaron varias muestras, respalda la ausencia de registros de los últimos 2 siglos en el glaciar,  la concentración de Mercurio, Hg en el glaciar es uniforme a lo largo de la secuencia de hielo. Las concentraciones de Hg en otros registros de núcleos de hielo muestran un aumento durante el inicio de la industrialización en 1800  con valores máximos típicamente de 3 a 10 veces más altos que los valores preindustriales. En el lago Marboré, el aumento de Hg ocurrido en los últimos 500 años está asociado con la máxima actividad en las minas españolas de Almadén durante el período colonial. 

Final de la glaciación

Las variaciones de los avances y retrocesos glaciares en esta zona de los Pirineos no están aún bien documentadas. En esta cadena montañosa existe un importante desconocimiento sobre las fluctuaciones glaciares del Holoceno, con poca evidencia de avances Neoglaciales. Según las cronologías de los anillos de los árboles pirenaicos. El hielo analizado brinda información valiosa sobre la evolución del glaciar en los últimos 2 milenios,  la información paleoclimática más antigua del Circo Marboré proviene del Lago Marboré, ya que en el circo no se han encontrado depósitos glaciares correspondientes al Pleistoceno superior. Existe evidencia sedimentológica de que el lago Marboré  ha estado libre de hielo desde al menos el inicio del período Bølling (Greenland Interstadial 1; 14.600–12.900 años antes del presente), cuando se depositaron sedimentos clásticos en la cuenca del lago. El glaciar de Pineta principal ya se había retirado más arriba en la cabecera desde hace unos 11 mil años. El Holoceno (últimos 11.700 años) representa el interglacial actual, un periodo cálido y relativamente húmedo que se ha considerado estable en comparación con el estadio glacial anterior (entre hace 120.000 y 11.700 años). Aunque el rango de variación de temperatura durante el Holoceno ha sido menor que durante los periodos glaciares, las reconstrucciones en ambientes continentales han permitido describir grandes variaciones en las precipitaciones y el balance hidrológico, a escala global y regional y tanto a escala de milenios como de pocos cientos de años

Época prerromana

Se han identificado varios avances glaciares durante el Neoglacial (que comenzó hace alrededor de 6000–5000 años). 

Se han marcado las morrenas neoglaciares y de la PEH sobre este mapa de google maps.

La morrena más externa del circo de Marboré data de 6900 ± 800 años. Correspondiente al avance Neoglacial, periodo frío identificado en los sedimentos del lago Marboré. Es la fecha holocena más antigua disponible para depósitos glaciares en España, e indica un avance glaciar durante el período Neoglacial . Otros avances menores habrían ocurrido después, como se infiere de tres superficies pulidas fechadas en 3500 ± 400, 2500 ± 300 y 1100 ± 100 años. 

El análisis polínico muestra condiciones climáticas templadas y relativamente húmedas durante el Periodo Húmedo Íbero-Romano. Es difícil confirmar si el hielo basal neoglacial todavía está presente en el glaciar, ya que ninguna muestra de hielo ha sido fechada con una edad neoglacial o incluso más antigua. Aun así, el hielo neoglacial podría haber permanecido en la base del glaciar sin quedar expuesto.

Época romana

Con la nueva cronología del registro del glaciar, se puede asegurar que este ha persistido al menos desde el periodo romano (hace unos 2000 años). Que es un período cálido bien conocido en la Península Ibérica.

Baja edad media

También sobrevivió pero probablemente más pequeño que durante los tiempos neoglaciales anteriores. Esta situación probablemente continuó durante el siguiente período frío, la Edad Oscura  cuando el glaciar avanzó como lo indica la superficie pulida fechada en 1100 ± 100 años.

Óptimo climático medieval

Desafortunadamente, no se ha obtenido información sobre la respuesta del glaciar a los períodos de calentamiento romano o durante la anomalía climática medieval. Lo más probable es que la voluminosa morrena al pie del macizo de Monte Perdido se haya depositado durante la PEH, indicando un importante avance glaciar. La Anomalía Climática Medieval, más árida y seca y con un gran incremento de los porcentajes de polen de olivo y cierto descenso de los taxones arbóreos. Se ha estimado que las temperaturas de verano durante la Anomalía Climática Medieval (ACM; alrededor de los años 900–1300) fueron tan cálidas como las del siglo XX, pero no hay información disponible sobre la respuesta de los glaciares al calentamiento durante esta época.

La anomalía climática medieval (ACM; 900–1300 ) es la era cálida preindustrial más reciente en Europa. El glaciar experimentó un retroceso dramático durante ese período  incluido el derretimiento completo de algunos glaciares menores en el circo de  Marboré. Sin embargo, durante la anomalía climática medieval, se conservó parte del glaciar, ya que se ha encontrado hielo de 700 años. Sin duda, la pérdida de hielo fue significativa, como lo demuestra la acumulación de estratos oscuros durante un largo intervalo de tiempo (años 600–1200) y los solo 6 m de hielo que quedaron de ese período. El glaciar estuvo dominado por procesos de ablación durante la edad media. Es evidente que al final de la edad media el glaciar persistía. Aún se conserva hielo de este periodo.

Pequeña edad del hielo (PEH)

Sobre un glaciar de la edad media tan disminuido, el hielo comenzó a acumularse nuevamente a un ritmo rápido debido  a condiciones más frías y húmedas en las zonas de montaña durante la PEH(1300–1850). En la mayoría de los casos, el PEH fue el período en el que los glaciares de montaña registraron su máxima extensión del último interglaciar del Holoceno, A partir de una gran variedad de proxies, se han identificado varios periodos cálidos y fríos en la Península Ibérica durante la PEH. En el Circo de Marboré se han cartografiado dos generaciones de morrenas de la PEH, cuyo emplazamiento coincidió con las fases más frías de la PEH, es decir, 1620-1715, cuando los glaciares pirenaicos registraron su máxima extensión de los últimos 2 milenios, y en algún momento entre 1820 y 1840, cuando un rápido avance de la masa de hielo se movió sobre la gran morrena dejando surcos y crestas paralelas, las llamadas flautas, como signos de erosión. Estas dos fases frías están muy bien identificadas en el Circo de Marboré. Hoy el glaciar se divide en tres pequeños cuerpos de hielo Comparando la extensión del glaciar al final de la PEH en 1850, según la ubicación de la morrena, y la extensión actual, más de 5 km2 del glaciar han desaparecido, lo que indica que los últimos 150 años probablemente ha sido el período con el mayor derretimiento de los glaciares en los últimos 2000 años. El avance de los glaciares durante la PEH está bien documentado en los Pirineos.

La gran morrena de Monte Perdido y las morrenas más externas, ya individualizadas de los glaciares Occidental y Central, corresponden a la primera etapa de la Pequeña Edad del Hielo (siglos XVII o XVIII). La rápida expansión que se superpone a las morrenas anteriores correspondería a una segunda etapa a principios del siglo XIX. La línea de equilibrio en el máximo de la PEH(pequeña edad del hielo 1300-1850)  en esta época estaba a unos 2700 m.

En 1797 el lago de Marboré estaba libre de hielo glaciar pero este, llegaba justo hasta el borde y entraba verticalmente en el lago [esta observación no se corresponde con la posición de las morrenas] Schrader lo pone en duda (aunque han pasado casi 100 años). Comienza la recesión en 1856-1860 con un pequeño avance hacia 1890,  en 1868 Franz Schrader habla del hielo llegando hasta el mismo balcón de Pineta y termina en forma de domo agrietado (en el balcón de Pineta) .

 

Ilustración de Franz Schrader de 1868 en la que se ve una vista del glaciar del Monte perdido desde  la Zona de Robiñera. Se aprecian grietas glaciares ocupando casi todo el ancho del balcón de Pineta. La imagen es exagerada pues las morrenas de la PEH no llegan tan arriba, pero da una imagen bastante precisa del máximo alcance del glaciar en la PEH.

Los pisos intermedio y superior del glaciar, quedan sepultados bajo un manto de nieve en verano de 1872 aunque para ese año el domo casi ha desaparecido. El 21 de agosto de 1872 se produce un enorme alud del piso intermedio donde se observan grietas, seracs  y agujas de hielo.

 

Ilustración del glaciar del Monte Perdido visto desde el lago de Marboré.(F. Schrader, 1874).

En 1874 el glaciar tiene 513 hectáreas (está unido el glaciar del Monte Perdido con el del Cilindro-Marboré , y los extintos Glaciar del lago y el de Soum de Rammond  El espesor del piso inferior se estima en 150 metros.

 

Franz Schrader – Etudes geographiques et excursions dans la massif du Mont-Perdú (1875).

según el mapa de Schrader de 1874  y otras fuentes históricas, el glaciar entró en contacto directo con la gran morrena en la segunda mitad del siglo XIX el glaciar habría cubierto un área de 5.56 km2 al final de la PEH.

 

Detalle del mapa de F. Schrader de los glaciares que rodeaban al Monte Perdido en 1874. (fondos de la biblioteca nacional de Francia).

En el año 1894 el pirineista Schrader contabilizó 5 glaciares (Monte Perdido, Soum de Ramond SW y Sur, Cilindro, Cima de Marboré) y estimó su superficie en 556 ha. En 1895 Schader calcula 388 Ha para el glaciar del Monte Perdido y 596 para todo el Macizo del Perdido. 

En 1901 se separa el hielo del glaciar del monte perdido y del glaciar del cilindro.(aparece la gran morrena del perdido) foto inferior. Obsérvese que en la foto superior esta morrena no se aprecia aún, está enterrada por el hielo.

 

Detalle de la gran morrena que separa el glaciar del Monte Perdido del glaciar del Cilindro. Aquí se pueden consultar las fotos originales y en alta resolución. 

 

Evolución del glaciar entre 1910 (Juli soler I Santaló, Archivo excursionista de Cataluña ) y 2023, la flecha roja señala la misma piedra.

Se pueden consultar las originales de 2023 aquí. 

Época actual

Hacia 1945 el piso inferior se convierte en una capa de hielo sucio. Desde 1946 hasta 1986 se mantiene con pequeños avances. La cascada de seracs desapareció en 1953. El período 1957-81 muestra una cierta estabilización en los retrocesos de todos los aparatos A partir de 1980 empieza a biselarse, pierde espesor y se retiran los frentes, Hacia 1980 se han reducido a 608 hectáreas y 100 hectómetros cúbicos. Las pérdidas en volumen total de hielo entre 1981-1999 se estimaban en 594.259,27 m3 por año (al no existir estimaciones de volumen para los glaciares del macizo en 1981 no es posible apreciar la importancia relativa de estas pérdidas sobre el total inicial de cada masa glaciar). En las observaciones de 1980 se constató la extinción de los tres últimos (que de hecho eran los más reducidos) y la escisión del aparato principal en cuatro (Marboré-Cilindro, Monte Perdido Superior, Monte Perdido Inferior y Soum de Ramond SE), aunque este último ya se consideró un helero.

Hasta mediados del siglo XX el glaciar de Monte Perdido constaba de tres masas de hielo escalonadas, de las que la inferior ya ha desaparecido. Las otras dos masas han entrado en una fase muy regresiva desde la década de 1980, disminuyendo algo en extensión pero sobre todo reduciendo su espesor.

Comparación de la cascada de seracs hacia la primera mitad del siglo XX y 2023, se han marcado en amarillo el contorno ocupado en la primera foto. 

Adquiere un perfil cóncavo, en 1994 se bisela aún más y tiene pérdidas laterales y frontales, llega a medirse en un punto un espesor de solo 5 metros. En el tramo temporal 1981-2006 se registran los mayores descensos en superficie.

Se evidencia una importante desglaciación. En concreto, el periodo desde los años 80 hasta la actualidad ha sido el más intenso en cuanto al número de glaciares desaparecidos (de 39 glaciares pirenaicos inventariados en 1984 a 19 en la actualidad)

En el glaciar Superior de Monte Perdido las pérdidas de superficie se repartieron por todo su perímetro y, fundamentalmente, por su sector frontal oriental. En el glaciar Inferior de Monte Perdido las pérdidas de superficie se concentraron en el extremo occidental y en su tramo frontal. 

Las pérdidas de espesor, muy notables e igualmente bien distribuidas, dejaban ya entrever el inminente desgajamiento de un nuevo fragmento que se confirmó tras el análisis de las fotografías aéreas verticales de 2006.

Respecto a los elementos que han condicionado la dinámica regresiva observada, el aumento de las temperaturas durante el período de ablación (fundamentalmente las temperaturas máximas, ha sido el factor de mayor repercusión  en el balance de masa glaciar y también el descenso de las precipitaciones nivales durante el período de acumulación. Así, el glaciar medio (ahora inferior) ahora es una masa biselada en su frente, por donde ya no asoma al borde del escarpe, habiéndose registrado pérdidas de espesor de hasta 40 m entre 1981 y 1999 con una pérdida promedio de espesor de hielo de alrededor de 1 m por año desde 1981.

En el caso de los glaciares del circo de Marboré se ha pasado de 238,9 ha a 62,1 ha, que en 2011 se habían reducido hasta 49,2 ha. En 1990 se contabilizan 13 glaciares con 568 hectáreas y 92 Hm3 Gl Monte Perdido 47,5 ha con un espesor frontal de 45 m en 1994 En 1999 300 Ha Gl Monte Perdido en 2002 35 ha  26 + 9 y en 2005 290 Ha En 1994 tiene 43,3 Ha y en 2004 se queda en 36,6 Ha

Comparación sobre cartografía actual de google maps y el mapa de Schrader de 1874, se han contorneado en rojo los límites que debieron de abarcar los glaciares realmente (basado en la extensión de las morrenas), se puede apreciar que el mapa de Schrader está algo exagerado, de todas formas hay que tener en cuenta que en aquella época no había fotografías aéreas y la nieve permanecía cubriendo los bordes glaciares durante todo el verano, lo que hacía una tarea realmente difícil establecer los límites glaciares con precisión.

En 1994 se constató la extinción del Helero del Soum de Ramond SE y en 2000 la del Glaciar del Soum de Ramond SW, que había pasado previamente por la categoría de helero. Según las observaciones del año 2007 el estado de este macizo es crítico, pues solamente se conservan dos glaciares propiamente dichos (Monte Perdido Superior e Inferior) y un helero residual (Marboré-Cilindro). No obstante, la superficie glaciada total ocupaba 38 ha, la  segunda en importancia del Pirineo.

 

Evolución de la superficie de los glaciares en torno al Monte Perdido desde la PEH hasta 2007. ERHIN.

La superficie total del glaciar en 2016 era de 0,385 km2, con una disminución promedio del espesor del hielo glaciar de 6,1 m durante el período 2011-2017. Según mediciones recientes de la temperatura del aire (julio de 2014 a octubre de 2017), la isoterma de 0ºC se encuentra a 2945 m sobre el nivel del mar, lo que sugiere que el área potencial de acumulación de glaciares es muy pequeña, quizás inexistente, durante los años cálidos. La temperatura promedio de verano (junio a septiembre) al pie del glaciar de 2014 a 2017 fue de 7.3ºC. No se dispone de observaciones directas de precipitación del glaciar, pero la nieve acumulada máxima a fines de abril en los 3 años disponibles (2014, 2015 y 2017) fue de 3.23 m, y la densidad de nieve promedio medida fue de 454 kg /m3, lo que indica que el equivalente total de agua durante el principal período de acumulación (octubre a abril) ha sido recientemente de aproximadamente 1,5 m. los años 2013-2014 y 2015-2016 mostraron pérdidas muy bajas (−0,07 y −0,35 m respectivamente), o incluso en 2012-2013 el glaciar mostró un incremento medio de volumen de +0,33 m. Las pérdidas de hielo se concentraron los años 2011-2012, 2014-2015 y 2015-2016, con reducciones de 1,8, 1,69 y 2,57 m respectivamente.

Evolución reciente del glaciar del Monte Perdido, cambios entre 2006 y 2023, el glaciar se parte en dos. Fotos del Autor. Se pueden consultar las originales de 2023 aquí. 

El récord de pérdida de hielo fue en 2022 con más de 3 metros y en 2023 aproximadamente otros 3 metros.

 

Evolución reciente de la lengua glaciar (antigua cascada)  del Monte Perdido, cambios entre 2006 y 2023.

Conclusiones

Fundamentales en el retroceso glaciar son el aumento de las temperaturas durante el período de ablación (fundamentalmente las temperaturas máximas) y el descenso de las precipitaciones nivales durante el período de acumulación.

La tendencia de los últimos siglos de la evolución de los glaciares es claramente regresiva.  Desde entonces la temperatura media ha aumentado en la alta montaña pirenaica entre 0,85 y 1ºC según las estimaciones.

Comparativa del retroceso catastrófico de los últimos años, se aprecian grandes cambios en apenas tres años. Foto izquierda cortesía de Álvaro Machuca Puente. 

Desde el final de la PEH, cuyo último máximo corresponde a la década de 1820, el proceso dominante en el circo de Marboré ha sido la deglaciación.

La tasa reciente de pérdida de masa de hielo es definitivamente más rápida que la de los 4 siglos que abarca la anomalía climática medieval, lo que sugiere que el calentamiento actual en los Pirineos es más rápido e intenso que en cualquier fase cálida anterior de los últimos 2000 años. En las condiciones climáticas actuales, es razonable esperar la desaparición de este glaciar, así como de otros glaciares de los Pirineos y del sur de Europa, en las próximas décadas.

Referencias:

The case of a southern European glacier which survived Roman and medieval warm periods but is disappearing under recent warming

DATOS SOBRE LA NIEVE Y LOS GLACIARES EN LAS CORDILLERAS ESPAÑOLAS  EL PROGRAMA ERHIN (1984-2008)

Dinámica glacial, clima y vegetación en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido durante el Holoceno

EL GLACIARISMO DE LA PEQUEÑA EDAD DEL HIELO EN LAS MONTAÑAS IBÉRICAS. SÍNTESIS Y ESTADO ACTUAL DE CONOCIMIENTO

El estado actual del clima

Traigo esta vez un resumen del estado actual del clima según los últimos datos obtenidos de publicaciones científicas.

Glaciar Thwaites

El glaciar Thwaites en la Antártida ha sido objeto de un intenso estudio y preocupación entre los científicos del clima en los últimos años. Estas son algunas de las últimas noticias y desarrollos relacionados con el glaciar Thwaites:

En febrero de 2021, un equipo de investigadores del Reino Unido y los EE. UU. completó una expedición de cinco semanas al glaciar Thwaites 

para recopilar datos sobre el hielo y el océano debajo de él. Los investigadores utilizaron una combinación de instrumentos, incluido un submarino autónomo, para medir el espesor del hielo y la temperatura y salinidad del agua. Los datos recopilados ayudarán a mejorar los modelos informáticos del comportamiento del glaciar y cómo se ve afectado por el cambio climático.

La línea de conexión a tierra del glaciar, que marca el punto donde el hielo pasa de descansar en tierra a flotar en el océano, ha retrocedido casi 3 kilómetros en las últimas dos décadas. Este retroceso se ha acelerado en los últimos años, con la línea de puesta a tierra moviéndose tierra adentro 0,4 kilómetros por año entre 2010 y 2018.

El agua cálida del océano está derritiendo el glaciar desde abajo y provocando su retroceso, y que el glaciar es más inestable de lo que se pensaba anteriormente. Sin embargo, los investigadores también notaron que el glaciar aún no está en un punto de retroceso irreversible y que la reducción de las emisiones de gases de efecto invernadero podría retrasar su derretimiento.

En general, el glaciar Thwaites sigue siendo un foco importante de investigación y preocupación entre los científicos del clima, debido a su potencial para contribuir significativamente al aumento global del nivel del mar si colapsara.

Nivel del mar

Según estudios e informes científicos, el colapso del glaciar Thwaites se considera una posibilidad en las próximas décadas o siglos, pero el momento y el alcance de tal evento aún son inciertos.

El glaciar Thwaites actualmente está perdiendo hielo a un ritmo acelerado debido a que las cálidas aguas del océano derriten su base. Este proceso de derretimiento podría hacer que el glaciar se volviera inestable y finalmente colapsara, lo que podría elevar el nivel del mar hasta 1,2 metros. Sin embargo, todavía hay muchas incertidumbres y variables en juego, como la velocidad a la que se calentará el océano y cómo responderá el glaciar a las condiciones cambiantes.

Es importante señalar que el colapso del glaciar Thwaites no es una amenaza inminente, y todavía hay tiempo para que los humanos tomen medidas para mitigar los efectos del cambio climático y reducir las emisiones de gases de efecto invernadero.

Se estima que el ritmo anual actual de aumento del nivel del mar es de alrededor de 3,7 milímetros por año (mm/año), según el último informe del Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático (IPCC) publicado en 2021. 

Esto representa un aumento con respecto a la estimación anterior. de 3,2 mm/año del informe del IPCC de 2013.

La tasa de aumento del nivel del mar se ha acelerado en las últimas décadas, con un aumento de la tasa anual de alrededor de 1,4 mm/año a principios del siglo XX a alrededor de 3,7 mm/año en los últimos años. Esta aceleración se debe en gran medida al derretimiento de los glaciares y las capas de hielo en Groenlandia y la Antártida, así como a la expansión térmica del agua de mar a medida que se calienta.

El aumento del nivel del mar tiene implicaciones significativas para las comunidades costeras y los ecosistemas, ya que puede provocar inundaciones, erosión e intrusión de agua salada en las fuentes de agua dulce. Se espera que continúe acelerándose en las próximas décadas, y el informe del IPCC advierte que el nivel global del mar podría aumentar entre 0,28 y 0,61 metros para fines de este siglo, dependiendo de las futuras emisiones de gases de efecto invernadero y otros factores.

Dióxido de carbono

El aumento anual actual de dióxido de carbono (CO2) en partes por millón (ppm) es de alrededor de 2,4 ppm por año, según los últimos datos del Observatorio Mauna Loa en Hawái. Estos datos se basan en mediciones continuas de las concentraciones de CO2 en la atmósfera tomadas desde 1958, que han mostrado un aumento constante en los niveles de CO2 a lo largo del tiempo.

Los datos de Mauna Loa muestran que la concentración atmosférica actual de CO2 es de alrededor de 420 ppm, que es la más alta en al menos 800.000 años. El aumento de los niveles de CO2 se debe principalmente a actividades humanas como la quema de combustibles fósiles y la deforestación, que liberan grandes cantidades de CO2 a la atmósfera e interrumpen el ciclo natural del carbono.

Si todas las emisiones de gases de efecto invernadero (GEI) fueran eliminadas de forma inmediata y permanente hoy, se estima que la temperatura media global finalmente se estabilizaría en un nivel de alrededor de 1 °C por encima de los niveles preindustriales. Esta estimación se basa en modelos climáticos que simulan la respuesta del sistema climático de la Tierra a diferentes niveles de concentración de GEI en la atmósfera.

Sin embargo, es importante señalar que la respuesta del sistema climático a las concentraciones de GEI es compleja e incierta, y existen muchos factores que podrían influir en la temperatura de equilibrio final, incluida la velocidad a la que se eliminan los GEI de la atmósfera, los efectos de mecanismos de retroalimentación y la respuesta de los océanos y las capas de hielo.

Además, incluso si las emisiones de GEI se detuvieran hoy, el clima de la Tierra continuaría calentándose durante algún tiempo debido a la inercia térmica del sistema climático. Esto significa que los efectos de las emisiones pasadas se seguirán sintiendo durante muchas décadas o incluso siglos, y la magnitud y la duración de estos efectos dependerán de la trayectoria futura de las concentraciones de GEI en la atmósfera.

Duplicación del CO2

La relación entre las concentraciones de dióxido de carbono (CO2) atmosférico y las temperaturas globales es compleja y hay investigaciones en curso en este área. Sin embargo, generalmente se acepta entre los científicos del clima que duplicar las concentraciones atmosféricas de CO2 desde los niveles preindustriales, que eran de alrededor de 280 partes por millón (ppm), conduciría a un calentamiento de la superficie de la Tierra de aproximadamente 1,5 °C a 4,5 °C, con una mejor estimación de alrededor de 3 °C de calentamiento.

Esta estimación, conocida como sensibilidad climática de equilibrio, se basa en una serie de pruebas que incluyen registros climáticos históricos, experimentos de laboratorio y simulaciones de modelos climáticos. Sin embargo, todavía hay cierta incertidumbre en el valor exacto de la sensibilidad climática, e investigaciones recientes han sugerido que podría estar en el extremo superior del rango, más cerca de los 4,5 °C  de calentamiento.

Es importante tener en cuenta que los efectos de calentamiento de las concentraciones elevadas de CO2 no son inmediatos y pueden tardar muchas décadas o incluso siglos en manifestarse por completo debido a la inercia térmica del sistema climático. Además, los impactos del calentamiento variarán regionalmente y dependerán de muchos factores, incluida la cantidad de calentamiento, la tasa de calentamiento y la vulnerabilidad de los ecosistemas locales y las poblaciones humanas.

El tiempo exacto que le tomaría al sistema climático alcanzar un nuevo equilibrio después de que cesaran las emisiones de GEI es incierto y depende de muchos factores, incluida la tasa de eliminación de GEI de la atmósfera, la respuesta de los océanos y la criosfera, y los mecanismos de retroalimentación que podría amplificar o amortiguar el calentamiento.

Además, el derretimiento de las capas de hielo y los glaciares continuaría contribuyendo al aumento del nivel del mar durante muchos siglos, incluso si las concentraciones de GEI se estabilizaran en sus niveles actuales.

Por lo tanto, es importante tanto reducir las emisiones de GEI lo antes posible como adaptarse a los impactos del cambio climático que ya están ocurriendo o que son inevitables debido a las emisiones pasadas.

La temperatura global final alcanzada después de que cesen las emisiones de gases de efecto invernadero (GEI) y el sistema climático alcance un nuevo equilibrio dependería de muchos factores, incluida la cantidad de GEI ya emitidos, la tasa de eliminación de GEI de la atmósfera y los mecanismos de retroalimentación que podrían amplificar o amortiguar el calentamiento.

Sin embargo, es importante tener en cuenta que esta estimación asume que las concentraciones de GEI se mantendrán estables en sus niveles actuales y no tiene en cuenta los impactos continuos de las emisiones de GEI pasadas, incluido el aumento del nivel del mar, la acidificación de los océanos y los cambios en los patrones climáticos y ecosistemas.

Además, la tasa de eliminación de GEI de la atmósfera dependería de muchos factores, incluida la eficacia de las tecnologías de captura y almacenamiento de carbono, el potencial de reforestación y otros cambios en el uso de la tierra, y la medida en que los procesos naturales como la fotosíntesis y la absorción de los océanos podrían absorber el exceso de CO2.

Por lo tanto, si bien es importante esforzarse por reducir las emisiones y trabajar para estabilizar las concentraciones de GEI, también es importante continuar monitoreando y adaptándose a los impactos continuos del cambio climático.

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