El clima del último milenio
Es muy probable que en el último milenio, especialmente en Europa,
hayan existido dos períodos con diferencias térmicas apreciables:
un Período Cálido Medieval y una Pequeña
Edad de Hielo posterior, a los que ha seguido, probablemente,
un calentamiento reciente.
El Período Cálido Medieval y la Pequeña Edad de Hielo fueron fluctuaciones climáticas que han sido más estudiadas en Europa que en el resto del globo. Las variaciones climáticas seculares del ultimo milenio en el clima de Europa se relacionan con el comportamiento de las corrientes profundas y superficiales de todo el Atlántico.
De todas formas, se constata que también en otras partes de la Tierra el clima durante el último milenio ha sufrido variaciones.
Así, en lagos del este de Africa se han encontrado indicios de que en el último milenio las condiciones hidrológicas cambiaron frecuentemente, produciéndose sequías largas y agudas. Parece que a lo largo del último milenio las fluctuaciones hidrológicas han sido allí muy importantes y más significativas que las variaciones térmicas (Verschuren, 2000).
Se cree también que los monzones en el sur de Asia fueron especialmente débiles en la Pequeña Edad de Hielo y han ido en aumento en los últimos cuatro siglos, tras una pérdida de intensidad continuada a lo largo de todo el Holoceno, según revela el estudio isotópico de estalactitas (Wang, 2005). Esto se deduce también del incremento de Globigerina bulloides en las costas de Omán, en donde el upwelling de las aguas profundas y la concentración de fitoplancton se incrementan gracias a los vientos monzónicos del suroeste (Anderson, 2002; Gupta , 2003).
También, estudios isotópicos del hielo de glaciares en el Tibet y análisis de anillos de árboles indican también la existencia de un Período Cálido Medieval centrado entre el 800 y el 900 de nuestra era, así como un calentamiento reciente que comienza en el siglo XVIII (Feng, 2005).
Sin embargo, otros estudios relativos al Pacífico Tropical indican que las temperaturas del agua en el siglo XVIII eran superiores a las del siglo XX (Hendy, 2002).
Evolución de las temperaturas del mar (sst) en los últimos 2.500 años en la costa de Mauritania (arriba) las Bermudas(en medio). Temperatura en Summit, Groenlandia (abajo).
Se señalan el Período Cálido Medieval y la Pequeña Edad de Hielo, dividida en dos subperíodos.
refrencia: deMenocal , 2000
Existen, sin embargo, todavía bastantes incertidumbres sobre la duración y el alcance espacial de estos períodos. Incluso, el Panel Intergubernamenal del Cambio Climático en su último informe (IPCC, 2001) no considera probada su existencia. Por el contrario, en ese informe ocupa un lugar importante una gráfica de la evolución térmica del último milenio en el hemisferio norte (Mann, 1999; Mann, 2002; Mann, 2003), en la cual la línea de la temperatura desciende poco, menos de 0,3ºC, pero continuamente, a lo largo de todo el milenio, hasta el siglo XX, cuando la tendencia se invierte y se produce una fuerte subida. Sin embargo, esta gráfica contrasta con otras anteriores publicadas en los informes del mismo organismo, en las que sí aparecían el Período Cálido Medieval y la Pequeña Edad de Hielo (IPCC, 1990).
La gráfica de Mann se basa en un análisis multivariable de un conjunto de indicadores indirectos (proxy data), pero sobre todo en la variación de la densidad de los anillos anuales del tronco de algunos árboles. Las ventajas de utilizar como indicadores de la evolución térmica del clima los cambios en la densidad de la madera y en el grosor de los anillos de crecimiento de los árboles vivos y fósiles son fundamentalmente dos: 1) que los anillos pueden ser datados por simple conteo y con una precisión anual, y 2) que sus series se extienden hasta muchos siglos antes de que se obtuviesen mediciones instrumentales. Sin embargo, es necesario señalar que las incoveniencias de la dendroclimatología para establecer tendencias seculares de temperatura son muy importantes.
En primer lugar, el crecimiento de los árboles sólo se realiza durante las horas diurnas y, excepto en las latitudes tropicales, sólamente durante la primavera y el verano. Por lo tanto, no puede ofrecer indicaciones directas sobre la tendencia de las temperaturas nocturnas, ni sobre las temperaturas invernales. Además, aparte del factor térmico, muchas otras variables tienen influencia en el crecimiento de los árboles: factores climáticos (humedad, insolación ...), incendios, cambios en la fertilidad del suelo del bosque, contaminación atmosférica y, también, el aumento de la concentración de CO2 en el aire, que potencia la fotosíntesis y ha podido favorecer el desarrollo vegetativo desde que su concentración atmosférica aumenta significativamente.
Otras variables utilizadas por Mann son la altitud máxima de la vegetación arbórea en las regiones montañosas, el fraccionamiento isotópico del oxígeno del hielo, la acumulación anual de nieve en Groenlandia y en glaciares de los Andes, las variaciones químicas interanuales en las secuencias de láminas sedimentarias de algunos lagos y la composición y grosor de los corales. Sin embargo, el dato más relevante que utiliza es la dendroclimatología, usando series, además, demasiado escasas para poder extrapolarlas a escala global y demasiado un tipo de árboles (bristlecone pine o pinus longaeva) con problemas de interpretación. En tiempos recientes la gráfica de Mann ha ido además perdiendo credibilidad por la metodología estadística aplicada y no coincide con otras más recientes que sí distinguen los dos períodos del Período Climático Medieval y de la Pequeña Edad de Hielo (McIntyre, 2005; Moberg, 2005).
En otra gráfica dendroclimatológica (Briffa, 1998) tampoco aparece con claridad la existencia de la pequeña Edad de Hielo. En ella se refleja, desde el año 1400 hasta el año 1960, la evolución en las anomalías de densidad de los anillos de los árboles en el hemisferio norte. No se observa ninguna tendencia secular, sino sólamente destacan unos cuantos picos de disminución, que el autor relaciona con el enfriamiento veraniego provocado por erupciones volcánicas. Briffa utiliza las series de unas 380 localidades repartidas por el hemisferio norte.
A pesar de las dudas y de la imprecisión sobre el alcance y duración de estos períodos, Período Cálido Medieval y Pequeña Edad de Hielo, los cuales parecen haber experimentado una gran variabilidad interanual durante su transcurso, hay pruebas, especialmente históricas, que permiten que, a pesar de los análisis dendroclimatológicos, hablemos de ellos.
En el Período Cálido Medieval, entre el año 700 y
el 1300, el clima en Europa fue por lo general más cálido
que el actual. El apogeo del período debió alcanzarse hacia
el año 1100. Fue una época de clima tan suave que el cultivo
de la vid se extendió por el sur de Inglaterra. El Mediterráneo
debió sufrir sequías más agudas y al parecer, más
al este, el nivel del Mar Caspio descendió de nivel. Los glaciares
suizos se retiraron a cotas más altas (Broecker, 2001). Sin embargo,
en el Pacífico al parecer fue un período más bien
frío.
Creen los historiadores medievales que entre el año 1000 y el 1300 la población de Europa se multiplicó por tres o cuatro. Coincidió probablemente con un clima óptimo que favoreció la actividad agrícola.
Lo más notable históricamente fue la expansión vikinga. Pueblos de origen escandinavo dejaron sus hogares para aventurarse en tierras lejanas. Los vikingos de Suecia cruzaron el Báltico y se establecieron en tierras eslavas, alrededor de Novgorod; después, desde allí, yendo hacia el sur, llegaron hasta Constantinopla. Los vikingos de Dinamarca, dirigiéndose al oeste, ocuparon y se hicieron fuertes en el sur de Gran Bretaña y en Normandía.
Los vikingos de Noruega se aventuraron aún más lejos: hacia el noroeste del Atlántico. Después de ocupar gran parte de las islas Británicas e islas septentrionales, entre el año 870 y el 930 se asentaron en Islandia. Aprovecharon un período en el que las aguas de aquellos mares se libraron del hielo y gozaron de un clima más cálido.
Más tarde, siguieron la aventura viajera y al mando de Erik el Rojo, que había sido expulsado de Islandia por criminal, arribaron a lo que llamaron exageradamente Groenlandia, tierra verde, en donde lograron crear durante unos siglos una colonia relativamente boyante, de unos 5.000 miembros, a la que no le faltó ni siquiera sus propios obispos.
Ocuparon especialmente el fondo de dos fiordos situados en la costa oeste de la isla, ya que la costa este, bañada por una corriente fría que desciende del Artico, es más inhóspita. Allí, aprovechando los pastos de verano, se dedicaron a criar ganado, especialmente vacuno, lo cual no les debió resultar nada fácil. De hecho los restos que quedan de los establos indican que las vacas eran extraordinariamente menudas. Mantenían contactos con Islandia y con el continente, a donde exportaban pieles y marfil de morsa. A cambio importaban hierro y madera, de la que la isla, a excepción de algunos bosquetes de abedules, estaba muy mal surtida. Su estancia en general no debió ser nada fácil, agravada por su mala relación con los inuit, un pueblo esquimal que, gracias probablemente al buen tiempo y a la descongelación de gran parte del hielo costero del llamado Paso del Noroeste, habían avanzado hasta Groenlandia desde el oeste, desde Alaska y el área de Bering.
Partiendo de Groenlandia, los vikingos hicieron pronto incursiones por las costas de América, navegando desde Terranova, por la costa de Labrador hasta la isla de Baffin. Pero desde el principio encontraron también el rechazo de los indios americanos. En las sagas se cuenta que en el primer contacto con estos, de un grupo de nueve hombres, los vikingos mataron a ocho. Mal comienzo. No es por eso de extrañar que el único campamento que se ha hallado con trazas de la estancia vikinga se encuentra en L’Anse of Meadows, en la costa de Terranova. Sí se han encontrado algunos objetos suyos en algún que otro sitio más al interior, quizás acarreados hasta allí más por indios que por los propios vikingos.
Al final, hacia el año 1300, el clima de nuevo se fue enfriando. El estrecho que separa Groenlandia de Islandia, debió quedar frecuentemente innavegable debido al avance hacia el sur de la banquisa ártica marina. La incomunicación, el frío y el acoso de los Inuit —que tuvieron que bajar desde el Artico persiguiendo a las focas y, a su vez, huyendo del frío— acabó con el asentamiento de los vikingos. El último obispo murió hacia 1378. Los viajes a Vinland fueron desde entonces sólo recuerdos y leyendas (Ogilvie, 2000). Durante muchos inviernos de los siglos siguientes el avance de la banquisa hacía que la propia Islandia quedase rodeada por hielos, trayendo zozobras y tiempos difíciles, según narran las crónicas históricas islandesas.
También hacia el año 1350 el clima de Europa se deterioró
y se entró en la llamada Pequeña Edad de Hielo, de la cual
no se salió hasta la segunda mitad del siglo XIX, hacia 1850. Probablemente
durante este período de cinco siglos las bajas temperaturas no
fueron constantes. Parece que hubo en especial dos pulsiones de frío
separadas en el tiempo, una al pricipio, en el nefasto siglo XIV, y otra
al final del período, en la primera mitad del siglo XIX. Los datos
que lo avalan se basan, por ejemplo, en el estudio de alta resolución
temporal en los hielos de Groenlandia y en los espesos sedimentos de foraminíferos
que se pueden encontrar en las Bermudas y en las costas de Mauritania
(deMenocal, 2000).
Durante la Pequeña Edad de Hielo desaparecieron los viñedos de Inglaterra, que se habían cultivado desde el anterior Período Cálido Medieval, y el cultivo de cereal en Islandia. La congelación invernal de los ríos de todo el norte de Europa era frecuente. Recogen los grabados de la época escenas en las que incluso en Londres llegaron a organizarse ferias y mercados sobre las aguas heladas del Támesis. Más al sur, en los períodos más crudos, se produjeron espectaculares avances de los glaciares de los Alpes, que periódicamente amenazaban con cubrir los valles habitados de esa región. También en Escandinavia se producían avances que ocupaban zonas anteriormente cultivadas. Así por ejemplo un documento indica que el glaciar Nigardsbreen avanzó 3 km entre 1710 y 1743 y destruyó una granja llamada Nigard. Una petición de compensación económica fue enviada al rey Federico V de Dinamarca.
Para algunos estudiosos del clima histórico, como el alemán Pfister, que ha recopilado cientos de documentos relativos a esta época, el enfriamiento de la Pequeña Edad de Hielo sólo afectaba a los inviernos pero no a los veranos. Estudios multidisciplinares muestran que en las últimas décadas del siglo XVI ocurrieron agudos fríos invernales que afectaron la vida social europea (Pfister, 1999).
Un historiador francés (Le Roy Ladurie, 1967) recopiló datos sobre las fechas de vendimia, dependientes de las temperaturas estivales (a más frío, vendimia más tardía). El trabajo de Le Roy Ladurie se basaba en más de 100 series locales de pueblos de Francia con datos anuales sobre las vendimias. Comparando estas series con el del período solapado en el que existían ya datos instrumentales de temperatura en París (1797-1879), halló una correlación muy alta entre las fechas de las vendimias y el de las temperaturas medias de Abril-Septiembre.
El trabajo señala que los siglos de la Pequeña Edad de Hielo no fueron uniformemente fríos, sino que simplemente fueron entonces más frecuentes los episodios de clima severo, intercalados dentro de otros intervalos largos de clima semejante al actual.
Otro estudio más reciente, basado en el mismo método y que tiene como ámbito de estudio la región vinícola de la Borgoña, indica como dato más llamativo que desde 1370 ha habido diversos veranos cálidos semejantes a los alcanzados en los últimos años, aunque nunca como el calculado para el 2003 (+5,86ºC). El anterior más cálido debió ocurrir en 1523 (+4,10ºC). En el estudio se señala un largo enfriamiento ocurrido desde el año 1680 que duró hasta prácticamente 1970 (Chuine, 2004).
Los cambios climáticos del Ultimo Milenio parece que han estado
muy relacionados con la variabilidad de la luminosidad solar. Desde 1610
se han venido realizando en Europa observaciones telescópicas y
recuentos de la aparición y desaparición de manchas solares.
Otras fuentes de información permiten remontarse más allá
en el tiempo, especialmente los textos históricos de China, y llegar
a establecer períodos más remotos de máxima y mínima
actividad solar. El astrónomo John A. Eddy fue el primero que recopiló
todas las informaciones existente sobre manchas solares.
Las manchas solares, que se pueden ver fácilmente con cualquier telescopio o, incluso, a simple vista con métodos más rudimentarios, son zonas oscuras y relativamente más frías de la fotosfera solar. La fotosfera es la superficie visible del Sol. Su temperatura media es de 5.800 ºK. Las manchas solares se encuentran a temperaturas varios cientos de grados más frías que el conjunto de su superficie. Esa zonas, al ser oscuras, emiten menos energía de la normal, pero las áreas que las rodean, las fáculas solares, aparecen, por el contrario, más brillantes. De esta forma, resulta que, en su conjunto, el Sol emite más energía cuantas más manchas solares haya en un momento determinado.
Algunas manchas solares alcanzan gran tamaño y duran varios meses. Otras no pasan de algunos centenares de kilómetros y desaparecen a los pocos días. Las manchas corresponden a zonas en que fuertes campos magnéticos retienen temporalmente el calor que fluye del interior del Sol hacia la fotosfera. Las primeras manchas de un nuevo ciclo aparecen junto a los polos. En los años siguientes surgen otras, cada vez más cercanas al ecuador solar, hasta completar el denominado “máximo solar”. Desde mediados del siglo XIX se sabe que el número anual varía aproximadamente en ciclos de 11 años.
Existe una clara relación entre el número variable de manchas solares y la intensidad del flujo de radiación solar que incide verticalmente en un plano circular de intercepción (de radio igual al terrestre) situado teóricamente en el tope superior de la atmósfera. Se le denomina “insolación solar total”, o “constante solar”. En la actualidad este flujo, cercano a los 1.370 Wm-2 oscila aproximadamente en 1,2 Wm-2 entre el máximo y el mínimo del ciclo (Lean, 2000; Lean & Rind, 2001; Wilson R. & A. Mordvinov, 2003). Eso supone una oscilación media global de unos 0,3 Wm-2 en la insolación media recibida en el tope de la atmósfera, ya que la “insolación solar total” se reparte por una superficie esférica, cuya área es cuatro veces el área del círculo de intercepción.
Aparte de estas variaciones cíclicas de 11 años, la radiación
solar incidente en la Tierra ha ido cambiando a lo largo de los últimos
siglos en ciclos de más larga duración y que se deberían
a cambios internos en el Sol. Parece, por ejemplo, que existen los ciclos
de Gleissberg, de 87 años de duración, uno de cuyos mínimos
se alcanzará hacia el año 2030, – que podría
suponer una nueva pequeña era glacial según algunos estudiosos
de los ciclos solares como Theodore Landscheit– y de DeVries-Suess,
de unos 205 años.
La evolución del número de manchas solares y de la actividad solar deducida de la concentración del carbono-14 en la madera de los anillos de árboles y del berilio-10 en los sondeos de los hielos, indican que han existido diversos períodos excepcionales de debilidad solar durante el último milenio. Son los períodos de Wolf (hacia el año 1300), Spoerer (hacia el año 1500), Maunder (entre 1645 y 1715) y Dalton (1800-1830).
Probablemente fueron precedidos por un período de máxima actividad solar, el Máximo Solar Medieval (entre el 1100 y el 1250) (Jirikowic, 1994), semejante para algunos autores a un Máximo Solar Contemporáneo, que estaríamos atravesando actualmente y que sería causado porque la actividad magnética de la corona solar, impulsada por movimientos del interior del Sol, ha experimentado una tendencia al alza en el transcurso del siglo XX (Lockwood, 1999). Basándose en modelos, algunos autores creen que la actividad solar de los últimos 70 años ha sido la máxima habida en los últimos 8.000 años (Solanki, 2004).
De los períodos citados, el más anómalo y mejor conocido
es el ocurrido entre 1645 y 1715 llamado Mínimo de Maunder (de
su codescubridor, Walter Maunder, 1894). Durante su transcurso las manchas
casi desaparecieron por completo. En aquellos años se dieron, por
lo menos en Europa, inviernos muy crudos, como el de 1694-1695, durante
el cual, según tres diferentes escritores de diarios particulares,
el Támesis permaneció helado durante varias semanas (Kington,
1995). Picard, del Observatorio de París, escribía un día
de 1671 que le hacía feliz haber descubierto una mancha ya que
llevaba diez años auscultando el Sol cuidadosamente sin haber visto
ninguna.
Se ha calculado que la “constante solar” durante el Mínimo de Maunder era unos 3,5 W/m2 menor que la actual, es decir, un 0,24 % más baja. Esto es perfectamente posible ya que en el estudio de estrellas semejantes al Sol se han observado variaciones de luminosidad aún mayores, de hasta el 0,4 % (Baliunas, 1990). Se calcula que el enfriamiento global provocado por esta disminución de insolación, sería en la superficie terrestre de entre 0,2 y 0,6 ºC (Lean, 1995). Pero en algunas regiones como el norte de América y el norte de Europa el enfriamiento parece que fue mayor: entre 1ºC y 2ºC.
Enfriamiento durante el Minimo de Maunder (hacia 1680 BP) según un modelo de circulación general del Instituto Goddard-NASA (Shindell, 2001)). Se representa el cambio de temperatura (temperatura de 1680 BP menos la de 1780 BP).
fuente : http://earthobservatory.nasa.gov/Newsroom/NewImages/images.php3?img_id=17460
Las variaciones de radiación son cuantitativamente demasiado pequeñas para explicar por sí solas los cambios térmicos ocurridos desde el año 1645. Ahora bien, el mayor frío invernal, que afectó sobre todo al norte de Europa y Asia, pudo amplificarse por un índice NAM (North Annular Mode) más débil, es decir, por una circulación zonal de vientos del oeste menos intensa en el hemisferio norte y un jet polar más lento y divagante. Como consecuencia aumentaría la frecuencia de los anticiclones de bloqueo en el Atlántico Norte (con un índice NAO negativo) y unos vientos del oeste menos zonales, por lo que la influencia dulcificadora del Atlántico penetraría de forma menos clara en el continente. Este cambio en los índices de la circulación troposférica estaría ligado a una disminución del ozono estratosférico y un descenso de la temperatura estratosférica, provocado a su vez por la disminución de la radiación ultravioleta (Ruzmaikin, 2004; Shindell, 2001; Wuebbles, 1998; Labitzke, 1990).
Ocurre que las variaciones del flujo energético solar repercuten más en la parte del espectro radiativo correspondiente a las radiaciones ultravioletas, creadoras de ozono. Así, Judith Lean y otros investigadores, comparando lo que ocurre con las manchas y la actividad solar de otras estrellas, han reconstruido la tendencia de la radiación solar en diferentes longitudes de onda (Lean, 1995). El incremento es muy desigual según la banda del espectro de radiación. Así, ha habido un aumento del 0,7 % en la banda ultravioleta pero sólo de un 0,07 % en la banda infrarroja (Lean, 2000).
La disminución de ozono durante el Mínimo de Maunder, debido a la baja intensidad de las radiaciones ultravioletas, sería lo suficientemente importante como para enfriar la temperatura estratosférica y modificar directamente la circulación estratosférica e, indirectamente, la circulación troposférica. Otros investigadores, sin embargo, creen que el modelo de evolución de la radiación solar de Lean es demasiado especulativo y no ven que haya correlación entre los cambios en la energía ultravioleta incidente calculada y la marcha de la temperatura media global observada en las últimas décadas (Foukal, 2004).
En el transcurso del Holoceno las erupciones volcánicas parecen
haber ocasionado a escala global enfriamientos más bien modestos
y de corta duración. Progresivamente se van descubriendo y datando
nuevas erupciones, hasta ahora desconocidas, y se avanza en un mejor conocimiento
de sus características.
Aparte de los documentos históricos y de los métodos geológicos estratigráficos utilizados, también se usan como fuente de información los testigos de hielo (ice-cores) de Groenlandia y de la Antártida. La acidez anómala encontrada en algunos niveles de los sondeos en el hielo, determinada por variaciones en la conductividad eléctrica, permiten datar las deposiciones de aerosoles sulfatados volcánicos, indicativas de grandes erupciones.
Tan importante como la intensidad de las erupciones y la altura alcanzada por las eyecciones, es su localización geográfica. Si se producen en las latitudes tropicales, los aerosoles sulfatados, en el caso de alcanzar la estratosfera, se reparten por todo el globo, llevados por los flujos generales de vientos que circulan a esa altura desde la zona tropical hacia los polos. Si por el contrario se producen en latitudes altas, difícilmente pueden tener una repercusión global, ya que las eyecciones se sedimentan mucho antes.
Otra de las fuentes que puede ser utilizada en la detección y datación de erupciones volcánicas es la dendrocronología, y en especial el análisis de la evolución de la densidad de la madera. El enfriamiento que suele acontecer durante el verano siguiente a una erupción importante provoca un mínimo en la producción fotosintética y, por lo tanto, una carencia en la densidad de la madera del anillo que crece entonces.
La erupción holocena más conocida y estudiada es probablemente la del volcán de Santorini, en el Egeo, hacia el 1600 antes de Cristo. Repartío sus cenizas especialmente por la región oriental mediterránea y quizás repercutió en la decadencia de la civilización minoica de Creta por culpa de los seísmos y tsunamis que la acompañaron. Quizás también tuvo efectos climáticos globales, pues parece detectarse una mayor abundancia de azufre y polvo en los estratos de hielo de Groenlandia correspondientes a aquella época.
Ya en el último milenio una erupción muy importante fue la del volcán Huaynaputina, en Perú, ocurrida en los meses de Febrero y Marzo del año 1600 de nuestra era. Se depositaron espesos sedimentos de cenizas volcánicas (tefras). Las narraciones históricas indican que la lluvia de ceniza alcanzó a lugares que se encuentran a más de mil kilómetros del cráter. La inyección estratosférica debió ser muy grande, de unos 70 millones de toneladas de SO2. Es significativo que el valor mínimo de las series de densidad de la madera de los anillos de los árboles de los bosques boreales recae en aquel año (Briffa, 1998). Se calcula un enfriamiento de unos 0,8ºC en el hemisferio norte durante el verano que siguió a la erupción (de Silva, 1998).
La erupción del Laki, en 1783, en Islandia, causó la muerte de 10.000 islandeses, uno de cada cinco. En gran parte, por envenenaminto de los gases. Climáticamente afectó especialmente al Artico. Los anillos de los árboles estudiados en Nome, en la costa de Alaska, señalan aquel verano como uno de los más fríos del milenio en aquella región (D’Arrigo, 2004; Stone, 2004).
Otra erupción muy importante fue la del Tambora, en la isla de Sumbawa, al este de Java, que ocurrió en Abril de 1815 y costó la vida a miles de personas. Inyectó unos 200 millones de toneladas de SO2 en la estratosfera. En la escala VEI (Volcanity Explosivity Index), que mide la magnitud de las explosiones, tuvo un valor 7. La erupción del Tambora produjo un enfriamiento significativo, especialmente en el este de Norteamérica y en Europa Occidental. La bajada térmica fue registrada por las mediciones instrumentales y los documentos históricos. La larga serie de temperaturas del observatorio de DeBilt, en Holanda, nos muestra que el año siguiente, 1816, fue 0,5 ºC más frío que el promedio de los cinco anteriores. La erupción dejó su marca en el hielo de Groenlandia y de la Antártida, en cuyo sondeo aparece una fuerte concentración de azufre en el estrato de nieve depositada aquel año. También las series de la densidad de la madera de anillos de árboles señalan al verano de 1816 como el segundo más frío de los últimos 600 años. Sin embargo, el efecto climático de la erupción no duró mucho, pues los siguientes años, 1817 y 1818, fueron ya más cálidos que los previos al suceso.
Unas décadas más tarde, en 1883, tuvo lugar otra de las erupciones más trágicas por el número de pérdidas de vidas humanas: la del volcán Krakatoa, al oeste de Java. Los tsunamis que se produjeron causaron 36.000 muertos. Sin embargo, sus efectos climáticos no fueron muy importantes. Se calcula que produjo un enfriamiento temporal de unos 0,3ºC en el verano del hemisferio norte.
Ya en el siglo XX, que analizaremos en el siguiente capítulo, la erupción más voluminosa fué la del Katmai, en Alaska, en el año 1912. Eyectó unos 15 km3 de magma, con columnas de cenizas y gases que alcanzaron los 20 o 30 kilómetros de altura. Sin embargo, sólo afectó climáticamente a las latitudes medias y altas del hemisferio norte. Según el meteorólogo ruso Budyko causó, entre Junio y Agosto de 1912, una disminución en la radiación solar directa de un 20 % en Europa y en Norteamérica y un enfriamiento de unos 0,5 ºC (Sigurdsson, 1990) y en fecha muy reciente, una de las erupciones más importantes del milenio ocurrió el 15 de Junio de 1991 en el Monte Pinatubo, en Filipinas.
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