Magnitud y frecuencia de las inundaciones en la cuenca del Tajo durante el último milenio

Introducción

En España existen abundantes fuentes documentales que registran fenómenos meteorológicos extremos. Fenómenos tales como inundaciones y sequías. Estos registros documentales están incluidos en archivos públicos, eclesiásticos y crónicas locales. Se centran en eventos extremos que provocaron daños a la propiedad y las construcciones públicas como puentes, carreteras, etc. Aunque el nivel de percepción de las inundaciones por la población puede cambiar con el tiempo debido a la expansión progresiva de la actividad humana hacia la llanura de inundación del río, la mayoría de las inundaciones documentales se pueden como hechos extraordinarios provocando un desbordamiento con daños.

La combinación de la frecuencia y la magnitud de las inundaciones puede proporcionar información valiosa para ser utilizada en el análisis de riesgo de inundaciones y para comprender la sensibilidad de las inundaciones al cambio climático pasado como una forma de pronosticar futuras respuestas a inundaciones en el ámbito de escala regional.

La frecuencia de las inundaciones y los patrones de distribución pueden proporcionar una indicación de que ha ocurrido un cambio climático. Además, la cuantificación de las descargas máximas documentadas de las crecidas puede arrojar algo de luz sobre la gravedad de estos cambios y su impacto real en la respuesta hidrológica.

Se presentan los resultados de un análisis espacio-temporal de inundaciones ocurridas en la cuenca del Tajo durante el último milenio en términos de frecuencia, estacionalidad, causalidad y magnitud. También se hizo un análisis de cambios en la distribución temporal de la magnitud y frecuencia de las crecidas dentro el contexto de variabilidad climática que vive la Península Ibérica.

Hidrología e Hidroclimatología de Inundaciones del río Tajo

El río Tajo drena la meseta central española y fluye de este a oeste en el Océano Atlántico en Lisboa. Es el río más largo de la Península Ibérica. (1.200 km) y cuenta con un área de influencia de 81.947 km².

El clima general de la Península Ibérica se caracteriza por una clara variabilidad estacional y mensual. Los veranos son cálidos y secos y los inviernos son generalmente templados y relativamente húmedos. Este régimen es controlado por dos sistemas principales: el anticiclón subtropical de las Azores durante verano, y vientos del oeste asociados a frentes fríos en invierno.

El caudal medio cerca de la desembocadura del río en Lisboa es de 500 m³ por segundo, donde una importante contribución es proporcionada por los afluentes de drenaje de la Cordillera Central que fluyen hacia el tramo medio-bajo del Tajo. El río Tajo está sometido a extrema variabilidad estacional y anual, incluidas inundaciones severas con descargas máximas 30 veces la descarga promedio.

El régimen de crecidas del río está influenciado por los frentes Atlánticos que cruzan la Península Ibérica principalmente durante el invierno. Las inundaciones de invierno están relacionadas principalmente con áreas de baja presión ubicadas al suroeste de Irlanda que empujan frentes fríos hacia la parte occidental de la Península Ibérica en un sentido oeste-este y dirección suroeste-noreste. El bloqueo de estas áreas de baja presión puede dar lugar a semanas de precipitaciones continuas y a inundaciones severas. Los afluentes del este y noreste tienen un suministro hidrológico mixto de deshielo y pluviales de la Cordillera Ibérica y Central, mientras que los afluentes del sur (Montes de Toledo) se alimentan principalmente de aguas pluviales. Eventos que producen inundaciones en el los afluentes del norte, noreste y este también están relacionados con los frentes atlánticos recorriendo la Península de noviembre a mayo. Los afluentes orientales muestran un segundo máximo de inundación durante el otoño relacionado con las DANAS que se desarrollan principalmente a lo largo de la costa mediterránea produciendo intensas precipitaciones. Los afluentes del sur también muestran un segundo pico durante el verano y principios de otoño asociado con tormentas eléctricas de convección que causan inundaciones repentinas catastróficas en pequeñas cuencas.

Metodología y fuentes de datos 

Cuando la cuenca investigada es extensa, como la cuenca del Tajo (81.947 km²), donde los eventos de inundación responden a diferentes patrones climáticos y meteorológicos, el análisis no sólo debe tener en cuenta la variabilidad temporal en la ocurrencia de inundaciones, sino también la variabilidad espacial y estacional de estas inundaciones acontecimientos a través del tiempo.

La diversidad de fuentes documentales proporciona una amplia gama de calidad de las series de datos que van desde conjuntos de datos completos y continuos hasta conjuntos completos pero discontinuos algunas series de datos, junto con información dispersa para pequeños arroyos.

La estimación del caudal asociado a crecidas documentales sólo se ha realizado para el río Tajo en algunas localidades históricas, por lo que la recopilación de los datos son más completas, concretamente Aranjuez, Toledo, Talavera de la Reina y Alcántara. Para estas localidades, el lapso de tiempo de las referencias documentales de inundación es irregular y abarca el período desde 1557 d.C. para Aranjuez, desde 1113 d.C. para Toledo, desde 1203 d. C. para Talavera y desde 1856 d.C. para Alcántara.

Las inundaciones extraordinarias involucraron la inundación de la llanura aluvial y, por lo tanto, la descarga del río llenó el cauce a su máxima capacidad. Las series documentales de crecidas se completaron con series de crecidas máximas anuales (lecturas instrumentales) registradas en estaciones de medición.

La precisión de las estimaciones de descarga depende de la estabilidad de la geometría de la sección transversal a través del tiempo. Se considera estable en canales confinados en lecho rocoso, como en Alcántara y partes de los tramos de Toledo, la geometría del canal en la etapa máxima es conocida o aproximadamente estimada, ya que no se pueden suponer cambios importantes en los últimos 1000 años. Para este ejemplo, los cálculos, proporcionan estimaciones precisas de la descarga. En contraste, en tramos aluviales con un lecho móvil, como en Aranjuez y Talavera, la geometría del canal puede cambiar con el tiempo y, por lo tanto, los cálculos conllevan un nivel sustancial de incertidumbre en las estimaciones de descarga.

Resultados

Variabilidad de la frecuencia de las inundaciones

La mayoría de las inundaciones reportadas se producen en los ríos y arroyos que nacen en la Sierra de Guadarrama (45%), seguidos de Montañas de Gata-Gredos (35%), Cordillera Ibérica y alrededores (11%) y Montes de Toledo (9%).

En cuanto a la distribución estacional de inundaciones, el mayor número de inundaciones se producido durante el período de invierno (45%) seguido de otoño (28%), primavera (16%) y verano (11%). Esta distribución porcentual se mantiene en los diferentes periodos interanuales establecidos, con prácticamente el 50% de los eventos concentrados en invierno, con la excepción del período de tiempo 1350-1650, donde el número más alto de los eventos ocurrieron en otoño (40%). Esto representa una anomalía considerable en las series. También es de interés la concentración de eventos invernales (56%) durante el período 1100-1350 y falta de eventos informados en verano. Esto, sin embargo, puede no ser considerado estadísticamente representativo debido al reducido número de eventos (9 registros). El 90% de las inundaciones correspondientes

Fig 1. Variabilidad temporal y distribución estacional del número de inundaciones por década registradas para la cuenca del río Tajo en los últimos 1000 años.

El río Tajo y toda su cuenca se asocian a las precipitaciones, seguidas de lluvias combinadas con deshielo. Un hallazgo inesperado de este análisis es que el 12% de eventos relacionados con la precipitación in situ en los montes de Toledo. La distribución por décadas de las inundaciones documentales (Figura 1) muestra una tendencia creciente y patrón exponencial (parabólico o hiperbólico). Esto ha sido clásicamente explicado por un aumento en la cantidad de información disponible sobre los más recientes eventos de inundación y por presiones antropogénicas cada vez mayores en áreas potenciales de inundación debido al desarrollo en el siglo XX. No obstante sólo podrá contabilizarse la ocurrencia de periodos de inundaciones concentradas, aunque son conscientes de la falta de registros documentados continuos entre 1257 y 1420. Estas series también están sesgadas por el número de fuentes disponibles a lo largo del tiempo, que varían desde un documento por año entre 712 y 1250 d.C., hasta más de 2800 documentos por año para el período 1927-1936 d.C.

Tabla I. Periodos de inundaciones en la cuenca del Tajo desde el año 1100.

Un criterio para individualizar periodos, se utilizaron aquellos que presentaban grandes variaciones con respecto a la media (Tabla I). De acuerdo a  este criterio, se diferenciaron siete grandes periodos que incluyen el 71% de los datos y cubren un total de 280 años de los 900 años del período de estudio. Similarmente, el registro muestra cinco períodos menores o secundarios de registro denso de inundaciones. Es posible definir intervalos en los que el valor supera la media de la serie de datos (en este caso, 3 eventos por década). Se identifican cinco períodos de eventos concentrados (1200–1230; 1560–1620; 1700-1720; 1740–1810; 1860-2000), que coinciden ampliamente con periodos establecidos gráficamente.

Reconstrucción de magnitudes de inundaciones documentales

Estimaciones de inundaciones en Aranjuez

El río Tajo en Aranjuez drena una superficie de 9.340 km2, alimentados en su mayor parte por el Cabeceras de la Cordillera Ibérica. En Aranjuez, el cauce aluvial del Tajo serpentea sobre una llanura aluvial de 800 a 1000 m de ancho. La calidad del registro documental de inundaciones para Aranjuez de los últimos 445 años es sin duda el mejor de todo el curso de la  distribución del número de inundaciones reportadas. Esto se debe a los palacios y jardines reales, construidos sobre el río Tajo. Llanura aluvial, que han provocado el registro inundaciones desde 1557.

El modelo hidráulico comprende un tramo de 13 km, a lo largo de los cuales 57 secciones transversales. Hidráulicamente, el tramo de Aranjuez es complejo por su amplia planicie de inundación y estrecho cruce con el río Jarama, así como sus numerosas construcciones y estructuras como presas, puentes, diques, molinos de presas, etc. Las estimaciones de caudal pueden contener  incertidumbres, No obstante, el uso de valores relativos de caudal proporciona una estimación precisa de las magnitudes de las crecidas y de la severidad de los períodos de crecida. El registro documental de Aranjuez (1557-1911) consta de 62 inundaciones. En documentos escritos, se hace referencia a más de 100 hitos asociados con inundaciones, jardines, calles, casas, puentes, huertas, arboledas, fuentes, vados, diques, canales, molinos y presas. Si se considera la distribución de frecuencias de crecidas para Aranjuez, se pueden distinguir cuatro períodos: 1563–1611, 1739–1750, 1860–1892 y 1917–1928. El período más importante en términos de número de inundaciones y la magnitud corresponde a 1860–1892 e incluye un total de 15 inundaciones, seis de las cuales mostraron caudales máximos superiores a 500 m³ por segundo. La más grande de estos ocurrió en 1878, mostrando una descarga máxima de 1000 m³ por segundo. El siguiente período en términos de magnitud de inundación corresponde a 1563-1611. Con 7 eventos de inundación, cuatro de caudal mínimo superior a 400 m³ por segundo, y el mayor en 1611 más de 950 m³ por segundo. Un tercer período histórico de inundación corresponde a 1739-1750 con seis eventos de inundación, tres de más de 350 m³ por segundo, alcanzando una descarga mínima de 750 m³ por segundo en 1747. En el siglo XX, y según registro de estación de aforo (1911–1985), ocurrieron numerosas inundaciones durante el período 1917–1928, tres más de 450 m³ por segundo. En Aranjuez, dos marcas en una columna ubicada a nivel del suelo sirvieron para atribuir fechas de inundación de 20 de diciembre de 1916 (descarga que alcanza hasta 762 m³ por segundo) y 27 de marzo de 1924 (descarga estimada de 635 m³ por segundo), esta última el 2 de abril de 1924.

Estimaciones de las inundaciones en Toledo

El tramo de Toledo, 40 km aguas abajo de Aranjuez, drena una cuenca de 24.788 km2. La llanura aluvial y se estrecha al entrar en un desfiladero de lecho rocoso que rodea la ciudad. Unos 250 m aguas abajo de la entrada del lecho rocoso, hay un molino construido en época medieval y una presa que desvía el agua hacia el molino en momentos de bajo caudal. En este punto, ocurre un salto hidráulico que permite flujo a ser seleccionado indicador durante las inundaciones. Se sabe que la geometría fluvial del tramo superior de este tramo ha cambiado a través del tiempo. Sin embargo, este tipo de configuración con una sección de control hidráulica en el cañón de lecho rocoso, que podemos suponer permanece más o menos sin cambios.

El registro documental de inundaciones de Toledo comienza en el año 1113 d. C., con 32 inundaciones descrito en documentos escritos antes de que comenzara el registro de calibre en 1972. En estos documentos, las etapas de inundación se refieren a más de 35 hitos como puertas, iglesias, huertas, puentes, presas de molinos y, en tiempos más recientes, a la estación de ferrocarril y a la Real Fábrica de Armas de Fuego. La ciudad de Toledo se encuentra en una colina de lecho rocoso, donde solo un número limitado de edificios históricos o actividades humanas se vería afectado por las inundaciones. Así, el nivel de percepción de inundación es sustancialmente inferior al de Aranjuez y, por tanto, sólo las mayores crecidas fueron documentadas. Esto puede, hasta cierto punto, explicar que incluso si el período de registro es más largo que para Aranjuez, el número de eventos de inundación reportados es notablemente menor. Se registraron inundaciones en términos de descarga máxima para los períodos 1168–1211, 1527–1606, 1778–1788.

Estimaciones de inundaciones en Talavera

El alcance de Talavera 70 km aguas abajo de Toledo y, en este punto, drena una superficie de 33.849 km2. Unos 5 km aguas arriba de este tramo, el Tajo se unía por uno de sus principales afluentes, el río Alberche. En Talavera, el Tajo muestra un patrón trenzado sinuoso de 400–600 m de ancho de canal, con frecuentes barras transversales e islas estabilizadas por vegetación ribereña, sujetas a una mayor sedimentación.

El canal serpentea a lo largo de una llanura aluvial de 1,5 km de ancho que 5–7 m por encima del fondo del cauce del río Tajo. Valores pico de descarga estimados para este alcance deben interpretarse con cautela no solo porque las incertidumbres del modelo sino también debido a cambios en la geometría del canal debido a la erosión y la deposición en este río alcance.

El registro documental de inundaciones de Talavera se remonta a 1203 y es escaso e incompleto. Once eventos de inundación fueron documentados antes del registro de la estación de medición (1911-1989). La mayoría de las etapas de inundación se referían a dos hitos: el puente romano y una iglesia (Virgen del Prado) situada en la vega, así como a varios caminos cortados por las inundaciones. En Talavera, el nivel de percepción se restringe a estos hitos específicos y pueden explicar la cantidad y calidad limitadas de documentales datos de inundaciones disponibles. Eventos de inundación de mayor frecuencia y magnitud en términos de descarga máxima (Figura 5) se registraron en Talavera entre 1658 y 1706. Al menos dos de estos cuatro eventos extraordinarios presentaron descargas máximas de 3000 m3 por segundo y el más grande mostró una descarga pico mínima de 3800 m3 por segundo. por segundo, durante la cual algunas de las partes Probablemente la inundación más grande reportada ocurrió en 1203, con una descarga estimada de 4000 m³. En el siglo XX, el mayor la inundación ocurrió en 1947 con una descarga máxima estimada de 3700 m3 por segundo.

Estimaciones de inundaciones en Alcántara

El tramo de Alcántara se encuentra cerca de la frontera portuguesa, 200 km río abajo de Talavera, y tiene una cuenca hidrográfica de 51.958 km². En este alcance, El río Tajo fluye dentro de un desfiladero de 140 m de profundidad y 300 m de ancho cortado en pizarras  paleozoicas y rocas de esquisto. El canal del lecho rocoso tiene una incisión de 15 m en una terraza, que alterna a ambos lados del río a lo largo del desfiladero. Se puede suponer que el lecho rocoso la geometría del canal se mantuvo sustancialmente sin cambios durante el período del documento  y ese flujo en la descarga máxima a lo largo de este desfiladero es básicamente unidimensional. Por lo tanto, podemos estar seguros de que proporciona buenas estimaciones de descarga máxima para etapas históricas conocidas.

El registro documental de Alcántara es corto (desde 1856) pero extremadamente preciso. Las siete inundaciones documentadas se refieren al puente romano de Alcántara, una impresionante obra de ingeniería civil construida en el año 103 d.C. (Figura 2). Unos 200 m  de largo y 7 m de ancho. Las inundaciones más grandes durante los últimos 200 años se registraron en 1876, 1941, 1947 y 1856.

Figura 2. Puente romano de Alcántara, construido en el año 103 d.C., con 200 m de longitud y arcos centrales abiertos de 28,8 y 27,4 m de altura. (a) Foto tomada en 1950 (antes de la construcción de la presa de Alcántara). (b) Sección transversal que muestra las etapas de inundación (a partir de hitos históricos y fotografías históricas)

Con descargas máximas de 14 800, 13 700, 11 800 y 10 500 m³ por segundo respectivamente Figura 2. Otras inundaciones importantes de eventos ocurridos en 1912 y 1989, con picos de descarga estimados de 3800 y 7500 m³ por segundo. Según el registro de la estación de gálibo de Alcántara (1913-1986), la inundación más grande ocurrió en 1979, con una descarga máxima de 8115 m³ por segundo. La Estación de la villa  ancho Velha do Ródão (61.000 km2) con registros en los años 1901–1978 en Portugal, 70 km aguas abajo de Alcántara, registró grandes inundaciones en 1978, 1941, 1939–40, 1912  y 1947, aunque la crecida más grande se documentó en diciembre de 1876 con un caudal estimado de 15.850 m³ por segundo.

Inundaciones documentales de la cuenca del Tajo en el contexto de la Península Ibérica

En la Península Ibérica, los mecanismos productores de inundaciones en las cuencas Atlántica y mediterránea son atribuibles a patrones atmosféricos muy diferentes e independientes. De hecho, se esperaría que la frecuencia histórica de inundaciones del Tajo se pareciese a las de las cuencas atlánticas cercanas, pero difiere de las frecuencias de  inundación de las cuencas mediterráneas.

Durante el último milenio, el período más antiguo que muestra un número anómalo de inundaciones en la cuenca del Tajo varía entre 1160 y 1210 que puede corresponder a el período cálido medieval tardío (probablemente 900-1200 Sin embargo, no es evidente para algunos autores que este período pueda definirse claramente de manera similar. En términos a escala global y continental. La concentración de inundaciones de 1150 y 1300 también es evidente para otras cuencas atlánticas de la Península Ibérica, que probablemente se asociaron con  inviernos inusualmente húmedos. Las inundaciones del río Tajo de 1160 a 1210 fueron frecuentes así como  excepcionales, y los datos del nivel del agua indican que estas inundaciones fueron las mayores del registro documental disponible. De una magnitud particularmente grande fueron las inundaciones de 1168 (también registradas para los ríos Duero y Guadalquivir, 1178, 1181 y 1207. Estas crecidas alcanzaron caudales máximos en Toledo de 3600 m³ por segundo, superando las catastróficas crecidas del Tajo de 1876 y 1947. Frente a periodos de alta frecuencia de crecidas, cabe destacar la falta de información sobre eventos extraordinarios ocurridos entre 1250 y 1400, a excepción de la riada de 1258 que afectó a la mayor parte del Atlántico peninsular cuencas (Duero, Tajo y Guadalquivir). Sin embargo, la descarga de 2500 m³ por segundo estimada en Toledo es inferior a la registrada en el periodo anterior. La interpretación climática basada en esta falta de datos no sería apropiada, dada la posible  discontinuidad de las series de datos anteriores al siglo XIV.

Una abundante precipitación invernal, particularmente durante 1402–1403, 1434, 1485 y 1488 provocó graves inundaciones que afectaron a la mayoría de las cuencas atlánticas (Duero, Tajo y Guadalquivir. De 1420 a 1485 hay registros de al menos tres inundaciones excepcionales en Toledo y Talavera. Digna de mención es la ocurrida en 1485, que también superó los 1000 m³ por segundo en Toledo. En general, el período 1400-1540 presenta una alta concentración de anomalías climáticas, incluyendo signos hidrológicos opuestos como sequías frecuentes y años con inviernos particularmente  húmedos, prueba del deterioro climático ya evidente desde el inicio del siglo XIV que continuó en los siglos XV y XVI.

El siguiente período que muestra la mayor frecuencia de inundaciones 1540-1640, presenta una magnitud y frecuencia máxima de inundaciones entre 1590 y 1610. Las referencias en documentos históricos al nivel de agua o caudal alcanzado por las crecidas para este período son escasas (faltan datos de etapas de al menos 4 pruebas de Aranjuez y Toledo), aunque parece que estas inundaciones no fueron de la magnitud de las registradas a finales del siglo XII-principios del XIII. Los caudales mínimos estimados para las crecidas de las que se dispone de un registro siempre superan 400 m³ por segundo en Aranjuez, con un máximo de 950 m³ por segundo en 1611, y 700 m³ por segundo  en Toledo, con un máximo de 1350 m³ por segundo en 1565.

Se registraron inundaciones extensas debido a sistemas frontales en 1603–1604 en los ríos Duero, Tajo, Guadiana y Guadalquivir y en 1626 en el Duero, Tajo y Guadalquivir. Aunque el inicio y la duración de la Pequeña Edad de Hielo es un tema de debate se identifican varios períodos de máxima intensidad (1570–1620, 1680–1700, alrededor de 1750 y 1810–1850). El período anterior (1570–1620) coincide con la detección de una concentración máxima de inundaciones en el Cuenca del Tajo (1540-1640), particularmente en Aranjuez (1563-1611). Los períodos menores 1650–1660, 1680–1690 y 1700–1710 están claramente definidos  para algunos afluentes del norte y en los registros del río Tajo a su paso por Talavera, donde se documentan inundaciones excepcionales, al menos dos de las cuales 1674 y 1681 se encuentran entre las de mayor magnitud en el registro documental con vertidos superiores a 3300 y 3800 m³ por segundo. En particular, la década 1700-1709 registró una frecuencia anómala de inundaciones extremas (al menos 6 eventos), sin registros en décadas anteriores o posteriores. Estos períodos menores apenas se refieren en la literatura.

Uno de los períodos de temperaturas severas durante la pequeña edad del hielo coincidió con el Mínimo de Maunder tardío (1675–1715), durante el cual se supone que un aumento en la circulación meridional sobre Europa, lo que provocó una situación climatológica muy variable, con fuertes contrastes en un período de tiempo relativamente breve.

Este patrón climático puede explicar en parte la alta variabilidad  en los cambios decenales en la frecuencia de las crecidas de la cuenca del río Tajo. Los períodos 1730-1760 y 1780-1810 están claramente representados, especialmente en el registro de Aranjuez, con 6 eventos registrados entre 1739-1747 y 3 eventos entre 1775 y 1788. Durante este último período también se registraron inundaciones que causaron daños. Registrada en Toledo (1778) y Talavera (1780).

Conclusiones

La evidencia documental ilustra la alta sensibilidad de la magnitud y frecuencia de las inundaciones a la variabilidad climática del último milenio. Frecuencias de  inundaciones inusualmente altas, se registraron en los períodos: 1160-1210 (3%), 1540-1640 (11%; pico en 1590–1610), 1730–1760 (5%), 1780–1810 (4%), 1870–1900 (19%), 1930– 1950 (17%) y 1960-1980 (12%). Otros períodos de concentración de crecidas menores identificadas, incluyen la década de 1700-1709, durante la cual al menos seis inundaciones extremas fueron registradas. Entre las crecidas reportadas del Tajo, las de mayor magnitud se produjeron durante 1160-1210 (Toledo y Talavera), 1658-1706 (Talavera), 1870-1900 y 1930-1950 (Aranjuez, Toledo, Talavera y Alcántara). La distribución estacional de inundaciones ocurridas en el último milenio es similar a la actual, con un predominio de las inundaciones durante el invierno (45%), seguido del otoño (28%), luego por primavera (16%) y verano (11%). Sin embargo, algunos períodos temporales entre 1350 y 1650 presentan un aumento en las inundaciones de otoño en la cuenca del Tajo, con ningún equivalente identificado en otros períodos documentales o durante la actualidad. Es posible que, para estos períodos, exista alguna relación entre los mecanismos responsable de las precipitaciones intensas y persistentes en la cuenca del Tajo (especialmente en su cabeceras) con los que actúan en otras zonas cercanas al Mediterráneo.

Figura 3. Aunque los registros son intermitentes y heterogéneos, se ha intentado hacer una evaluación homogénea de inundaciones por década y los resultados son los mostrados en la figura.

Los diferentes patrones de concentración de inundaciones para la cuenca del Tajo parecen coincidir con los correspondientes a otras cuencas atlánticas principales de la Península  ibérica.

Por el momento, estos períodos documentales de concentración de inundaciones parecen corresponder a las décadas inicial y final (es decir, en momentos de transición y ajuste del sistema) de los principales periodos climáticos identificados a escala global (el Período Cálido Medieval y la Pequeña Edad de Hielo). Esto sugiere que la variabilidad climática del último milenio ha inducido una respuesta de extremos hidrológicos de similar magnitud y signo para cada cuenca tipo, independientemente de los mecanismos climáticos responsables. Las inundaciones documentales y los registros de paleoinundaciones de muchas regiones muestran eventos hidrológicos más sensibles al cambio climático. En la cuenca del río Tajo, algunas de las mayores inundaciones durante los últimos 750 años ocurrieron durante la primera mitad del siglo XX. Esto en cierta medida, podría considerarse una respuesta hidrológica típica del sistema al nuevo período de calentamiento.

Nota: Cuando se escribió este resumen (septiembre de 2023), estaban aún recientes las inundaciones en la comunidad de Madrid por una DANA histórica nunca registrada que derribó un puente del siglo XVIII (foto de portada)

Antes de publicarlo (19-10-2023), El observatorio de Madrid-Retiro  ha superado la máxima precipitación en 24 h en todo su registro histórico, con 108,7 mm por metro cuadrado. El récord anterior era 87,0 mm en 1972 y los dos récords anteriores son 29-10-2021 67,7 mm y la DANA del 3-9-2023 con 66,5 mm

 

Artículo original: MAGNITUDE AND FREQUENCY OF FLOODING IN THE TAGUS

BASIN (CENTRAL SPAIN) OVER THE LASTMILLENNIUM

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