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La amplificación ártica y el verano de 2019

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Por: José María Sánchez-Laulhé (AEMET)

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Figura 1. Promedios de la altura del geopotencial y sus anomalías para los meses JJA; arriba: en 300 hPa; abajo en 850 hPa.

Una señal importante del calentamiento global antropogénico es la subida de las temperaturas superficiales en el Ártico a un ritmo entre dos y cuatro veces mayor que el del resto del mundo, fenómeno conocido como amplificación ártica, AA. Hemos tratado en otras ocasiones la influencia de la AA en la circulación en las latitudes medias en invierno. En este post intentaremos dar una idea de su importancia en la circulación del verano usando los mapas medios de la altura del geopotencial y sus anomalías en el periodo junio-julio-agosto de 2019.

La circulación en verano en las latitudes medias es, en comparación con la de invierno, más débil y más barotrópica, y las corrientes en chorro de la alta troposfera están orientadas más zonalmente. Esta orientación del chorro promueve la formación de trenes de onda que circundan el planeta, que pueden originar ondas estacionarias de gran amplitud, lo que es un marco propicio para la ocurrencia de fenómenos meteorológicos extremos. Una de las causas de esta disposición geográfica de los chorros es la escasa influencia en latitudes medias de la variabilidad de la temperatura superficial del mar (TSM) tropical en verano. La posición de las anomalías cálidas de TSM en los trópicos determina dónde tiene lugar la convección profunda más intensa, cuya liberación de calor latente en niveles altos puede disparar ondas de Rossby 2D que se propagan hacia el polo e influencian la meteorología de las latitudes medias. Esto ocurre porque El Niño-Oscilación Sur (ENSO), que es el mecanismo dominante de la variabilidad de la TSM en los trópicos, tiende a un máximo en el invierno boreal y es mucho más débil durante el verano boreal, y también porque la capacidad de las ondas de Rossby de propagarse hacia el polo se encuentra limitada por el predominio de los vientos de levante en la troposfera tropical en verano.

Por el contrario, la circulación atmosférica es muy sensible durante esta estación a retro-interacciones tierra-atmósfera en las que interviene principalmente la humedad del suelo.

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Figura 2. Anomalía media de la temperatura del aire en superficie para los meses de verano JJA respectp a 1981-2010

La figura 1 muestra -para los meses de verano, JJA, de 2019- el campo de la altura del geopotencial medio en 300 hPa, Z300, (contornos) y sus anomalías medías (en color) respecto al periodo de referencia 1981-2010. Las anomalías positivas (cálidas) y negativas (frías) tienen una correspondencia grande con las temperaturas medias en superficie sobre tierra en estos meses (figura 2).

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Figura 3. Indice NAO e índice AO; fuente: NWS de NOAA

Como consecuencia del cambio climático, hay un predominio de las anomalías positivas (cálidas), siendo este año particularmente intensas en el Ártico, heredadas de la primavera. Esto se traduce en que tanto la Oscilación del Atlántico Norte (NAO) como la Oscilación Ártica (AO) de verano hayan estado predominantemente en fase negativa (figura 3).

La NAO de verano

En comparación con la de invierno, la NAO de verano no es tan robusta, sus centros de acción se encuentran más desplazados hacia el norte (figura 4b), tienen un área geográfica de acción de acción menor, y el patrón del dipolo es más débil.

A partir de 2007 los veranos han ido derivando hacia fases de la NAO cada vez más negativas, caracterizadas por una anomalía anticiclónica sobre Groenlandia y una anomalía ciclónica sobre el NO de Europa. Las proyecciones de los modelos climáticos apuntan a una NAO cada vez más negativa con el calentamiento antropogénico. Este patrón cada vez más predominante ha causado rápidos derretimientos de la capa de hielo de Groenlandia y veranos muy húmedos al NO de Europa. Los días 29 y 30 de julio de este año, Groenlandia fue alcanzada por una ola de calor procedente de Europa que, según la NSIDC[1], estableció un récord de temperatura en la estación Summit y y provocó que entre el 30 de julio y el 3 de agosto se derritiera alrededor del 90 por ciento de la capa de hielo superficial. La escorrentía de la fusión de hielo se estimó en 55 mil millones de toneladas durante esos días, lo que supone unos 40 mil millones de toneladas más que el promedio de 1981 a 2010 para el mismo período de tiempo. En agosto de 2019, la extensión del hielo marino fue aproximadamente un 35% menor que el promedio de 1981-2010, y el más bajo desde 2012.

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Figura 4. Regímenes de tiempo del sector Europa-Atlántico norte, calculados por Laura Ferranti a partir de los reanálisis ERA40 (ECMWF)

La AO en verano

La fase negativa de la AO, que ha predominado este verano de 2019, está asociada a anomalías positivas de altura del geopotencial sobre Groenlandia y el océano Ártico y una banda donde predominan las anomalías negativas entre 40° y 60° N. Una AO negativa favorece menos las condiciones cálidas en Europa que una AO positiva, (que fue la fase que predominó en el verano de 2018). La fase positiva está asociada a una disposición media zonal opuesta de las anomalías, con predominio anticiclónico  en las latitudes medias, y a un importante chorro polar en el Ártico, que con el chorro subtropical crea una situación de doble chorro que  favorece la formación de altas de bloqueo entre ambos.

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Figura 5. Anomalía media de la precipitación y de la humedad del suelo para los meses de verano JJA respecto a 1981-2010

Tren de ondas circumplanetario

Aunque el predominio en las latitudes medias de un tipo da anomalías venga asociado a la fase  de la AO, la distribución de las anomalías de la altura del geopotencial en estas latitudes está determinada por las teleconexiones debidas al efecto guía de ondas, o sea, a los efectos de encauzamiento de las ondas troposféricas de baja frecuencia por las corrientes en chorro del verano, que hace que puedan propagarse a gran distancia sin disiparse. Así, en este año de AO negativa, se aprecia en la figura 1 un tren de ondas estacionario cuyas principales anomalías en Eurasia son: las anomalías positivas (o cálidas) de Europa y de Siberia central, y las anomalías negativas (o frías) del oeste de Siberia y del Atlántico oriental, que es el centro de acción de la NAO de latitudes medias (figura 4b). Este patrón no es exclusivo de este verano, sino que es una tendencia observada de los últimos años.

En la figura 6, donde se muestra la diferencia de Z300 media entre los nueve últimos años y la década de los 80, se puede apreciar esta tendencia. Aparte de una tendencia de aumento de Z300 casi general sobre Eurasia, achacable al cambio climático global, hay un particular aumento de Z300 tanto en Siberia central – Mongolia como en las llanuras europeas, áreas donde se han producido estos últimos años olas de calor en verano e incendios forestales con mayor frecuencia que en las áreas circundantes. Por el contrario hay una disminución de Z300 en el oeste de Siberia.

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Figura 6. Tendencia de la altura del geopotencial en 300 hPa, en metros, entre la década de 1980 y la de 2010

La vaguada del oeste de Siberia y la dorsal europea

La tendencia negativa de Z300 en Siberia occidental ha sido relacionada por Sato and Nakamura[2] a procesos dinámicos internos del sistema acoplado tierra-atmósfera relacionados a la AA: como consecuencia de la AA se ha producido en los últimos años un aumento de las precipitaciones de nieve en las llanuras de Siberia occidental en el invierno, que, con la fusión de la nieve en primavera, suministra grandes cantidades de agua al suelo. En mayo, al desaparecer la nieve, emergen al exterior suelos cargados de humedad en latitudes medias (figura 5), que enfrían por evaporación las primeras capas de la atmósfera. Este enfriamiento desarrolla una vaguada en niveles medios y altos de la troposfera. Entre atmósfera y suelo se produce una retro interacción positiva, pues las bajas presiones de la troposfera realimentan la humedad del suelo, que se mantiene anómalamente húmedo durante el verano (figura 5), y que a su vez mantiene la vaguada.

Una consecuencia de la presencia de la vaguada en el oeste de Siberia es la formación de dorsales estacionarias, corriente arriba en Europa, afectando al este de España, y corriente abajo en Siberia central. Estas dorsales también se realimentan por procesos internos del sistema tierra-atmósfera: la disminución progresiva  de la humedad en los suelos subyacentes por falta de precipitaciones bajo la anomalías positivas (suelos anómalamente secos, figura 5) origina una disminución del transporte de calor latente hacia las capas más bajas de la troposfera y un aumento del transporte calor sensible, que a su vez intensifica las dorsales.

La vaguada del NO del Atlántico y la temperatura del agua del mar

La tendencia negativa de Z300 en el Atlántico (figura 6) se debe en parte al predominio de la NAO negativa en los últimos años, lo que no es ajeno a la desaceleración sin precedentes que está experimentando la circulación meridional del Atlántico (AMOC)[3] -que realiza el transporte a gran escala en el océano Atlántico de agua caliente desde los trópicos hacia el norte, y de agua fría en dirección opuesta, y que constituye la mayor contribución oceánica al transporte de calor-, probablemente causada por el aumento de la fusión en Groenlandia.

Sin embargo este año las anomalías de la TSM al oeste de las islas Británicas han sido cálidas mientras en el SO de la Península han sido frías. Estas anomalías se pueden explicar por el desplazamiento de la corriente en chorro a latitudes más bajas, lo que intensificó las corrientes oceánicas atlánticas en las proximidades de la Península (figura 7). Tanto la corriente Europea del Sur, dirigida hacia el polo, que mantuvo el Atlántico oriental, al norte de la Península, más cálido de lo normal, como la de Madeira y la de las Azores, que mantuvieron las aguas de Portugal, del Golfo de Cádiz[5] y del noroeste de África más frías de lo normal. Las anomalías frías costeras de la Península y el predominio de la componente oeste del flujo atmosférico (figura 1) hicieron que, en promedio, hubiera temperaturas relativamente más frescas en la franja oeste-sudoeste de la Península (figura 2).

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Figura 7. Izquierda: anomalías del viento zonal en 300 hPa para el verano (JJA). Derecha: representación esquemática de los principales corrientes oceánicas  superficiales en el entorno de las islas Azores (fuente: Mironov 2006[5])  y en el golfo de Cádiz (fuente: MITECO)

¿Está el desplazamiento hacia el sur de la corriente en chorro relacionado con la AA?

Algunos estudios sugieren que la AA reduce el gradiente de temperatura del ecuador al polo en superficie y que ésta reducción ya ha causado que los oestes de latitudes medias se hayan desacelerado y que la corriente en chorro haya perdido intensidad y se haya desplazado hacia el ecuador (condiciones congruentes con la tendencia a AO y NAO negativas). Sin embargo, las proyecciones para fin de siglo de los modelos climáticos indican un desplazamiento hacia el polo de los chorros y, concretamente en verano, del chorro sobre el Atlántico norte, lo que significa que en la posición del chorro intervendrán, a la larga, mecanismos más influyentes que la AA.

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Figura 8. Trayectorias de los ciclones Dorian (trayectoria de la izquierda del 25 de agosto al 9 de septiembre  y Gabrielle (trayectoria de la derecha, del 4 al 10 de septiembre). Fuente: ECMWF

Ciclones tropicales y la DANA de septiembre

A finales de agosto la AO y la NAO dejaron de ser claramente negativas. La influencia de los huracanes Dorian y Gabrielle (figura 8), en sus incursiones hacia latitudes medias, transformó profundamente la circulación. La figura 9 muestra los campos medio Z300 y sus anomalías para los periodos 24-31 de agosto,  1-8 de septiembre y 9-16 de septiembre. Al final de agosto se formó una dorsal sobre la península del Labrador, a causa del calentamiento generado por la liberación de calor latente en Dorian, que generó un tren de ondas de Rossby con anomalía anticiclónica al SO de Groenlandia y un anticiclón de bloqueo sobre el norte de Europa (régimen de bloqueo; figura 4c). En la primera semana de septiembre las anomalías se desplazaron hacia el oeste, forzadas por la presencia de la tormenta tropical Gabrielle que generó una gran dorsal en el Atlántico. La presencia de las anomalías estacionarias sobre Eurasia hizo que la vaguada atlántica, al progresar sobre Europa, ganara en amplitud y finalmente se acabara rompiendo y aislando la DANA que produjo catastróficas inundaciones en España en la segunda semana de septiembre (ver Trazas de la Temperie en el número de octubre de Tiempo y Clima).

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Figura 9. Altura del geopotencial en 300 hPa y anomalías para: 24 a 31 de agosto (izquierda), 1 a 8 de septiembre (centro), y 9 a 16 de septiembre (derecha)

Según las proyecciones climáticas, los impactos de los fenómenos meteorológicos extremos serán probablemente cada vez mayores en verano. Los cambios en la dinámica de la atmósfera tienen el potencial de causar rápidas transiciones a escala regional, como las ocurridas al final del verano de 2019 y, en esta estación, los efectos sinérgicos entre los mecanismos termodinámicos y dinámicos causantes de tiempo extremo pueden actuar en la misma dirección, para causar fenómenos muy extremos.[6] Así, la dorsal europea de origen termodinámico y dinámico, que tiene una presencia creciente en los últimos años -achacable al calentamiento global y concretamente a la AA- puede actuar como bloqueo para la propagación de una vaguada anómala, forzada desde el Atlántico por las anomalías asociadas a ciclones tropicales. La tendencia a una circulación de oestes más débil en verano, causada por la AA, hace que las perturbaciones de escala sinóptica, atrapadas en la guía de ondas asociada al chorro, adquieran gran amplitud y lento movimiento, lo que es imprescindible para que se produzcan fenómenos extremos, ya sean olas de calor o inundaciones. A esto se suma la mayor disponibilidad de agua precipitable sobre los mares por el aumento de la temperatura superficial del agua del mar.

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