Las erupciones de los volcanes diseminan en la atmosfera enormes cantidades de substancias químicas que pueden tener marcados efectos sobre el clima de la Tierra.
Desde hace siglos, los científicos se han interesado en el estudio de los cambios del clima causados por las enormes cantidades de compuestos químicos lanzadas a la atmósfera durante las erupciones de los volcanes. Como consecuencia de estas se pueden producir fenómenos como el Niño, y es posible que contribuyan al calentamiento global y al adelgazamiento de la capa de ozono, atribuidos comúnmente a la contaminación producida por el hombre.
Desde hace tiempo, los efectos de las erupciones volcánicas sobre el clima han atraído la atención de los científicos. El asunto fue abordado por primera vez por Benjamín Franklin, quien, en una conferencia pronunciada en 1784 en la Sociedad de Filosofía de Manchester, relato sus observaciones sobre la reducción de la radiación solar en el verano de 1783 y la atribuyo a una erupción del volcán Laki, situado en Islandia, que se había producido ese año. Franklin suponía que las cenizas expulsadas por el volcán formaron una niebla seca a gran altura, y que esta causó los fuertes fríos registrados en el este de los Estados Unidos y el oeste de Europa en el invierno de 1783-84 (acceda a:
Existen, en esencia, dos tipos de volcanes: los difusivos y los explosivos. Los primeros humean continuamente y dispersan a baja altura gases, lava y cenizas. Por eso afectan solo a su entorno inmediato y no modifica mas que el microclima local. De esta clase es el Merapi, situado en Java central, que esta en actividad desde el año 1006 y, en promedio, expulsa diariamente doscientas toneladas de azufre (en forma de bióxido de azufre, SO2), treinta de cloro (en forma de acido clorhidrico, HCL) y una y media de bromo (en forma de acido bromhidrico, HBr); consecuentemente, la lluvia es extremadamente ácida en diez kilómetros a la redonda, pero la vegetación, en una zona tropical húmeda, se ha adaptado a tales circunstancias.
Los volcanes explosivos se caracterizan por sufrir periódicamente erupciones súbitas y violentas, con suficiente energía como para impulsar polvo y Compuestos químicos directamente hasta la estratosfera, es decir, hacerlos llegar a una altura de entre veinte y cuarenta kilómetros por sobre el nivel del mar. Ello significa que puede resultar afectado el clima global. La intensidad de las erupciones se estima mediante un índice de explosividad volcánico (lEV), basado en factores como el volumen de ceniza y de fragmentos de roca expulsados, la altura de la columna nubosa y las características de la explosión. El IEV va de 1 a 8; en los últimos diez mil años no se ha registrado ninguna erupción que alcanzara el nivel de 8 y, en términos generales, para que alguna pueda afectar el clima global debe asignársele por lo menos un lEV de 4.
Las partículas que llegan a la estratosfera descienden rápidamente, de modo que, a los cinco o seis meses de una erupción violenta, menos del 10% de la cantidad inicial estimada de ellas puede aún permanecer en el aire. En cambio, el S02 reacciona con el vapor de agua y produce ácido sulfúrico (S04H2), que queda en suspensión en la estratosfera por hasta dos años, en forma de pequeñas gotas llamadas aerosoles. Tal lapso es suficientemente largo como para que esos aerosoles se dispersen por toda la atmósfera y ocasionen una merma del flujo de radiación solar que líe-ga a la superficie del planeta, con lo que este se puede enfriar algunas décimas de grado. En consecuencia, el efecto de las erupciones volcánicas en el largo plazo depende, principalmente, de la cantidad de bióxido de fre incorporado a la estratosfera.
Por ese motivo, erupciones cuyo lEV resulte entre 2 y 3 y que expulsen más bióxido de azufre que lo habitual pueden producir efectos similares a otras de mayor explosívidad. El aumento de aerosoles en la estratosfera, ocasionado por sucesivas erupciones volcánicas, puede generar efectos sobre el clima que se extiendan por décadas y aun por siglos.
Utilizando variados datos preexistentes y mediante el uso de modelos matemáticos, Peter Lamb y John Mítchell calcularon un índice de polvo volcánico velador (PVV) para el lapso que va desde el inicio del siglo XVII hasta hoy; se trata de un indicador de la opacidad óptica del polvo volcánico. El resultado de sus estimaciones se muestran en la figura 1, en la que se aprecia que la actividad volcánica fue intensa entre 1810 y 1900, resultó prácticamente nula entre 1920 y 1950 y reapareció en las últimas décadas en forma moderada, pero se intensificó con la erupción del monte Pinatubo (IEV 6) en las Filipinas, enunio de 1991, la mayor registrada desde el inicio de las observaciones satelítales de la atmósfera. Nótese en el gráfico la del Tambora, en la isla de Sumbawa (una de las Sunda menores de Indonesia), que ocurrió en 1815 y es considerada la mayor de los últimos cinco milenios; con ella el PVV superó el limite superior de la escala con que se lo mide.
La figura 2 (gráfico A) indica la densidad de aerosoles en la atmósfera, lo que proporciona una estimación de la profundidad óptica, o transparencia, de esta; los cálculos fueron realizados para el lapso de un siglo, desde 1880. Los datos concuerdan con los de la figura 1 y con el gráfico B de la figura 2, que indica las erupciones con IEV igual o superior a 3, y sugieren que la estratosfera estuvo más ‘limpia’ en el período 1920-1950, en algunos de cuyos años la profundidad óptica fue inferior a 0,04 gramos por centímetro cuadrado, valor muy bajo en comparación con el promedio actual de 0,07g/cm2 (véase la leyenda de la figura para conocer el significado de las unidades).
La presencia de aerosoles de origen volcánico en la estratosfera afecta la temperatura de la superficie terrestre y el régimen de lluvias. En la figura 3 (gráfico A) se consignan las temperaturas del aire desde 1790 en adelante, medidas en la estación climatológica del Hohenpeissenberg, ubicada a mil metros de altitud en los Alpes bávaros. A pesar de que se podría cuestionar la validez de mediciones realizadas en un único lugar, se trata de un registro confeccionado ininterrumpidamente durante un extenso periodo, en una región que prácticamente no ha sufrido cambios en los últimos dos siglos. Los resultados señalan que la temperatura del aire cayó alrededor de 1,5ºC en cerca de un siglo, desde fines del siglo XVIII hasta 1880, y que luego volvió a subir y se aproximó a los valores iniciales a finales de la década de 1950; desde entonces permaneció prácticamente constante. Si esos registros se comparan con los de la figura 1, puede postularse que, con un pequeño retardo, los cambios de la temperatura se correlacionan bien con las variaciones del índice de polvo volcánico velador.
Las mediciones efectuadas en la estación de Baviera también se pueden comparar con una estimación de los cambios de la temperatura media global del aire realizada en 1988 para el período que se extiende entre 1880 y el presente (Fig. 3 B). Los valores de esta muestran un crecimiento continuo a partir del momento inicial indicado. Luego de comparar entre silos gráficos A y B de la figura 3, se ha sugerido que el debate actual sobre el calentamiento global, normalmente atribuido a la acumulación de anhídrido carbónico (C02) en la atmósfera producido por incendios en las selvas tropicales y por el uso de combustibles fósiles-, seria diferente si las estimaciones citadas sobre cambios de la temperatura media global del aire se hubieran extendido hasta abarcar algunas décadas antes que 1880. El gráfico A de la figura 3 parece indicar que hacia 1840 la temperatura era similar a la actual, lo que autorizaría a preguntarse si la disminución de la cantidad de aerosoles de origen volcánico suspendidos en la atmósfera no seria una explicación más adecuada del calentamiento del planeta que el uso de combustibles fósiles y los incendios de bosques tropicales (ver ‘Agresión al ambiente’, Ciencia Hoy,. 9:26-48, 1990).
Esta posibilidad podría resultar avalada por las estimaciones de los cambios de la temperatura media global que consigna la Fig. 3, según las cuales un 80% del calentamiento global de la tierra se produjo antes de 1950, esto es, cuando los incendios de bosques tropicales y el consumo de combustibles fósiles era mucho menor que hoy, y cuando la concentración de C02 en la atmósfera era inferior a 315 partes por millón, comparada con la actual de 356ppm. Para reflexionar sobre la actividad volcánica como causante del calentamiento global debe tenerse en cuenta que el tiempo transcurrido entre el comienzo del siglo XIX y 1880 fue de gran actividad volcánica, lo que se correlaciona bien con la calda de la temperatura del aire. Algunos años después de la erupción del Krakatoa (IEV 6) en Java, en 1883, la actividad volcánica se redujo, la estratosfera se tomó más limpia y la temperatura media del aire aumentó, hasta que, a partir de 1960, después de la erupción del Pinatubo y con el retorno de la actividad volcánica, volvió a disminuir.
Cuando la estratosfera está más limpia, la mayor cantidad de energía solar que llega a la superficie de la Tierra aumenta la evaporación del agua y conduce a que haya mayores lluvias, lo que inicialmente se manifiesta en los océanos subtropicales. El caso opuesto tiene lugar luego de largos períodos de actividad volcánica, cuando el aumento de aerosoles en la estratosfera reduce la cantidad de radiación solar que llega a la superficie del planeta, con la concomitante caída de la temperatura y de las precipitaciones. Estas suposiciones tienen su verificación empírica en datos que se han podido reunir sobre lluvias caídas en el hemisferio norte, que se resumen en la figura 5 y comprenden un periodo menor (1850-1985) que el abarcado por la serie de temperaturas medias del aire. Muestran, sin embargo, que en ese lapso existió una buena correlación entre temperatura y lluvia. La cantidad total de precipitación en el hemisferio (gráfico A) tuvo un valor mínimo en 1857-1858, creció hasta mediados de la década de 1870 -cuando alcanzó sus registros máximos-, disminuyó a partir de 1920, volvió a aumentar para alcanzar otro máximo a comienzos de la década de 1960 y luego se registró otra declinación. Los años entre 1949 y 1964 fueron los más húmedos de los últimos 130 en ese hemisferio. El gráfico B de la figura 5 muestra que, entre los 35º y 70º de latitud norte, después de un pico de lluvias acaecido poco antes de 1880, la región se mantuvo seca hasta 1959, pero desde 1920 sobrevino una tendencia al aumento de las precipitaciones. En las latitudes más cercanas al trópico de Cáncer, entre 5º y 35º de longitud norte (Fig. 5 C), se registró un periodo húmedo entre 1875 y 1900, luego una época más seca hasta el final de los años veinte de este siglo, más lluvias entre 1930 y 1940 y, a partir de mediados de la década de 1950, una tendencia constante a que llueva menos. La zona entre el ecuador y los 5º de longitud norte (Fig. 5 D) fue relativamente seca hasta 1870, recibió crecientes lluvias hasta mediados de la década de 1880, las que luego disminuyeron algo y se mantuvieron relativamente constantes hasta 1950, para experimentar entonces un modesto aumento y una declinación a partir de mediados de la década de 1960. Tomados en su conjunto, los gráficos de la Fig. 5 muestran que el hemisferio norte fue mas húmedo entre 1930 y 1960, cuando la estratosfera estaba más limpia porque había disminuido la Concentración de aerosoles de origen volcánico.
En lo precedente se han comentado efectos de largo plazo. Es mucho más difícil determinar las consecuencias de la actividad volcánica sobre cambios climáticos producidos en el término de uno o dos años, porque en tal lapso el clima está sometido a la influencia de muchos otros factores, como variaciones en las capas de nubes y en la acumulación de nieve o hielo en los casquetes polares. Además, todavía no es posible disponer de un registro completo de la actividad volcánica de la Tierra. Se estima que, sólo en este siglo, han ocurrido cerca de 3600 erupciones y que, en promedio, tuvieron lugar 45 de ellas por año, muchas de las cuales pasaron inadvertidas, aun en plena era de satélites. Ejemplo de lo último fue la del volcán Nyamuragira, en Kenia, en diciembre de 1981: los aerosoles que impelió a la atmósfera fueron registrados por el observatorio de Mauna Loa, en Hawaii, en enero de 1982, pero su origen no fue identificado sino cuatro años después.
La naturaleza del material expulsado durante una única erupción también dificulta identificar sus efectos climáticos. Cuando se compone de poco S02 y muchas partículas, las consecuencias probablemente no se extiendan más allá de seis meses del momento en que se produjo, mientras que si hay abundante S02 las repercusiones sobre el clima pueden durar más de dos años. Otra variable importante es la dirección de los vientos que transportan los aerosoles en la estratosfera. Por ejemplo, en los primeros meses siguientes a la erupción del Chichón, en México (lEV 4), los aerosoles permanecieron en una banda comprendida entre los 5º y los 35º de latitud norte, mientras que en el caso del Pinatubo cubrieron rápidamente un área más amplia y alcanzaron su mayor concentración inmediatamente al sur del Ecuador. Pat Minnis y sus colaboradores mostraron que, en 1993, unos meses después de la erupción de ese volcán, en algunas áreas hubo un aumento de 2% al 3% de la fracción de luz solar reflejada por la Tierra (es decir, del albedo de esta, término que expresa la razón entre energía incidente y reflejada), lo que implicó una merma de la radiación solar absorbida por el planeta de más de 10 vatios por metro cuadrado. En junio de 1982, después de la erupción del Chichón, se registró en Mauna Loa una reducción de alrededor de 7,7% en el mismo tipo de radiación (o cerca de 30W/m2).
Los aerosoles se dispersan rápidamente en el sentido de los paralelos y rodean la Tierra en dos o tres semanas, llevados por vientos que circulan en esa dirección; en el de los meridianos, en cambio, tardan más en desplazarse: los producidos por erupciones cercanas al ecuador demoran hasta seis meses en llegar a los polos. El efecto de los aerosoles de origen volcánico es desigual en diferentes lugares de la Tierra. En principio, las regiones tropicales resultan más afectadas, por recibir la mayor parte de la radiación solar; en ellas no se producen diferencias térmicas apreciables entre continentes y océanos, a pesar de que los segundos responden más lentamente a las variaciones de la radiación solar. Tales diferencias se hacen más notables cuando los aerosoles flotan sobre zonas más cercanas a los polos. El 40% de la superficie del hemisferio norte está ocupada por continentes, pero sólo el 19% de la del sur, lo que determina que este tenga mayor capacidad de conservar constante su temperatura y reaccione más lentamente a los cambios de irradiación causados por los aerosoles. Otro factor importante es el momento del ciclo anual del clima en que el material volcánico entra en la atmósfera. Tiene mayor efecto si coincide con la fase de calentamiento de la Tierra, como sucedió con la erupción del Chinchón, que tuvo lugar entre el 30 de marzo y el 3 de abril de 1982, a diez grados de latitud norte. La Fig. 6 muestra que, en junio de ese año, los aerosoles ocupaban una banda entre los 5º de latitud sur y los 40º de latitud norte, en el momento del ciclo anual de temperatura en que los continentes del hemisferio norte se estaban calentando. En ese mes, la radiación solar recibida por la superficie terrestre situada entre esas latitudes se redujo entre 3% y 4% (es decir, entre seis y ocho vatios por metro cuadrado). La figura también muestra que sólo en mayo del 1983, esto es, más de un año después de la erupción, los aerosoles alcanzaron una distribución más uniforme en las distintas latitudes, con una relativa concentración en las más elevadas del hemisferio norte. Su mayor presencia, en la primavera y el verano boreales, entre los 10º y 40º de latitud norte, donde se ubican la mayoría de las masas continentales de ese hemisferio, redujo el calentamiento de la superficie terrestre y disminuyó también el ascenso de masas de aire húmedo y caliente que originan las nubes llamadas cúmulos y cumulonimbos. En tales condiciones, aumenta la presión atmosférica sobre los continentes y se reduce la diferencia de presión entre estos y el mar, con la consiguiente merma de la transferencia de aire continental al océano. Ello torna menos intensos los anticiclones (áreas de alta presión atmosférica) del hemisferio norte, disminuye la intensidad de los vientos alisios (en ambos hemisferios, los alisios soplan de este a oeste y hacia el ecuador -de NE a SO en el hemisferio norte, de SE a NO en el sur-, desde una zona de anticiclones subtropicales que está ubicada a 30º de latitud). Lo descripto da lugar a un menor desplazamiento hacia el sur, en el Atlántico, de la llamada zona de convergencia intertropical (ZCIT), en la que los alisios de ambos hemisferios se encuentran sobre el océano y generan una región de aire ascendente que rodea el ecuador. La ZCIT se caracteriza por sufrir frecuentes tormentas eléctricas con lluvias, y por la presencia de regiones de aire superficial calmo.
El autor de este articulo ha comprobado que el enfriamiento de los continentes con relación a los océanos, por menor absorción de radiación solar, en particular en el sur de Eurasia, se corresponde con la fase negativa de la llamada oscilación del sur. (Se sugiere al lector no familiarizado con este término leer el recuadro ‘El Niño y la oscilación del sur’ antes de continuar con el texto.) Esa correspondencia llevó a Paul Handler, de la universidad de Illinois en Urbana-Champaign, a sugerir que el fenómeno del Niño -hoy preferentemente denominado ENOS- se iniciaría y mantendría por la presencia de aerosoles volcánicos en el momento adecuado del ciclo anual de temperaturas. Handler comprobó que, entre 1882 y 1988, ambos acontecimientos ocurrieron de manera coincidente doce veces; calculó, también, que la probabilidad de que esas coincidencias hubieran resultado del azar es muy baja (entre dos y cinco en diez mil), y mostró que el índice de la oscilación del Sur (lOS) resultaba positivo desde un año antes hasta un mes después de una erupción, y se convertía en negativo hasta dieciséis meses después de ella. Sus observaciones proporcionan fuertes evidencias de que la presencia de aerosoles en la estratosfera, en el hemisferio norte, en zonas vecinas al ecuador, puede provocar el fenómeno ENOS, que, a su vez, es capaz de afectar el clima de todo el planeta. El mismo autor sostiene que en el hemisferio sur los aerosoles también inducen fenómenos ENOS, pero de menor intensidad y duración, según dedujo estudiando los efectos de la erupción del volcán Agung (IEV 4), ubicado en Bali, también parte de las Sunda menores de Indonesia, a 8º de latitud sur.
En contraste con estos procesos, cuando no hay aerosoles de origen volcánico cerca del ecuador sino sólo en latitudes superiores a los 30º norte, se producen disminuciones anómalas en la temperatura del Pacifico oriental y se registran IOS positivos, lo que da lugar a un fenómeno opuesto al del Niño: el de la Niña. Sucede que, en esa ubicación, los aerosoles ocasionan el enfriamiento relativo de los continentes, en particular el sur de Eurasia, provocan el descenso (llamado subsidencia) de masas de aire (que se calientan por compresión) y hacen aumentar la diferencia entre la presión atmosférica de los continentes y del Océano, con el consiguiente incremento de la transferencia de masas de aire desde los primeros hacia los anticiclones subtropicales ubicados sobre el segundo. Ello da lugar a la intensificación tanto de los anticiclones como de los vientos alisios, que aumentan la surgencia de aguas profundas en el Pacífico a lo largo de la costa oeste de América del Sur y conducen a una mayor penetración de la ZCIT en el Atlántico sur.
Lo anterior sucedió cuando la erupción del volcán Novarupta, situado en Alaska a 58º de latitud norte, en junio de 1912: el año siguiente descendió la temperatura del Pacifico oriental. Cuando las erupciones tienen lugar en latitudes semejantes del hemisferio sur, los aerosoles ocasionan efectos similares, que se materializan con meses de atraso, como sucedió con la erupción del Quizapu, en 193 1, en Chile, a 35º de latitud sur. El retraso en la respuesta a los aerosoles del hemisferio sur se debería a la gran capacidad de retener calor de los océanos, que ocupan el 81% de la superficie de dicho hemisferio. Tal hipótesis fue corroborada con una probabilidad estadística cercana al 95% por el mencionado Handler, quien estudió veinte erupciones, dieciséis acaecidas entre los 30º y los 60º sur, y cuatro entre los 35º y los 40º sur.
Como la mayor parte de la masa continental de Sudamérica está en la región tropical, el período en que la acción de los aerosoles sería más efectivo, por estar en fase con los cambios de temperatura, es el que va de septiembre a febrero. Así, erupciones producidas entre febrero y julio en el hemisferio sur en áreas vecinas al ecuador, igual que la presencia de aerosoles provenientes de erupciones acaecidas en la misma época en regiones cercanas del hemisferio norte, determinarían que la estación de las lluvias -entre octubre y mayo fuese menos intensa en la Amazonia.
En la segunda mitad de 1991 (después de la erupción del Pinatubo), las regiones que evidenciaron mayor reducción de la radiación solar fueron la Amazonia, el Congo y las franjas ecuatoriales de los océanos Atlántico y Pacífico. Durante 1992, la temperatura de la troposfera (esto es, la capa más baja de la atmósfera, hasta 12km de altura) fue inferior a la media. El autor de esta nota predijo que, si las concentraciones de aerosoles permanecían altas, la estación de lluvias de 1993 se vería afectada, lo que ocurrió: la sequía del 1993 fue una de las peores del siglo en el nordeste brasileño. Debe tenerse en cuenta que, si simultáneamente se produce un fenómeno ENOS -que de por si suele reducir en entre un 30% y un 40% las lluvias en el cinturón tropical-, será difícil estimar los efectos directos de los aerosoles sobre la reducción de las lluvias en la región.
Lo descripto hasta aquí permite plantear una hipótesis para explicar las intensas lluvias y sequías que afectan al territorio brasileño. La presencia de concentraciones elevadas de aerosoles en latitudes cercanas al Ecuador hace que, en términos relativos, la zona inferior de la troposfera y la superficie de la Tierra resulten más frías, sobre todo en el altiplano boliviano. También conduce a que sea menor la humedad del aire y a que aumente la presión atmosférica sobre la Amazonia y el nordeste del Brasil. Lo último resulta igualmente favorecido por la concomitante aparición de un fenómeno ENOS, y por la subsidencia de masas de aire en el Atlántico sur, asociada con la zona de Convergencia de América del Sur (ZCAS), que abarca desde el sudoeste de la Amazonia al sudeste del país, y en la cual se produce el encuentro de los vientos alisios con los frentes fríos provenientes del sur. Los fenómenos de la ZCAS son más marcados durante la estación cálida e incluyen una característica banda de nubes que se extienden sobre el Atlántico, desde el sur de Brasil, en dirección sudeste.
La ZCAS esta frecuentemente asociada con fuertes lluvias en el centro-oeste brasileño y en el sur de la región amazónica, y con la extinción de frentes fríos provenientes de latitudes más altas (Fig. 7). La presencia de un fenómeno ENOS intensificarla la fase descendente de la llamada célula de Walker (un movimiento de circulación que se inicia con el ascenso de masas de aire caliente en la Amazonia, su desplazamiento en dirección al Africa, su enfriamiento y su descenso sobre el Atlántico sur y el nordeste del Brasil). La subsidencia que tiene lugar en el Atlántico sur, a su vez, estabilizaría aún más las zonas más bajas de la troposfera y reducirla las lluvias sobre el norte y el nordeste del mencionado país.
REPRESENTACION ESQUEMATICA DEL EFECTO DE AEROSOLES VOCANICOS SORE EL CLIMA DE BRASIL.
ZCAS: ZONA DE CONVERGENCIA DE AMERICA DEL SUR. ZCIT: ZONA DE CONVERGENCIA INTERTROPICAL
A. EN SITUACION DE ENOS (O DEL NIÑO), LLUEVE MUCHO EN EL CENTRO-OESTE, SUDESTE Y SUR DEL PAIS, INCLUYENDO LA ZCAS, Y SE PRODUCE SEQUIA EN EL NORDESTE Y LA AMAZONIA (LA MENOR DIFERENCIA DE PRESION ATMOSFERICA ENTRE EL ECUADOR Y EL POLO HACE MAS LENTO EL DESPLAZAMIENTO DE LOS FRENTES FRÍOS.
B. CON LA NIÑA LA SITUACION SE INVIERTE, SE PRODUCE SEQUIA EN EL CENTRO-OESTE, SUDESTE Y SUR DEL PAIS Y LLUEVE MUCHO EN EL NORDESTE Y A AMAZONIA (EL DESCENSO DE LA PRESION ATMOSFERICA SOBRE LA ULTIMA REGION DESPLAZA LA ZCIT HACIA EL SUR Y LA ZCAS HACIA LA REGION ECUATORIAL)
Con la ZCAS estacionada sobre el centro-oeste brasileño y el sur de la Amazonia, las lluvias aumentan en esas regiones e incrementan el caudal de los afluentes de la margen derecha del Amazonas, con lo que el río alcanzaría al año siguiente un caudal máximo superior al promedio (la demora de un año se debe a la extensión de la cuenca que recoge el exceso de precipitaciones). Se verificó el fundamento físico de esta hipótesis comparando series históricas (desde 1903) de registros de la altura del río en el puerto de Manaos y otros sobre erupciones volcánicas. Se identificaron así dieciocho posibles casos, sucedidos entre 1913 y 1992, y otros tres entre 1903 y 1912, periodo para el cual hay pocos datos climatológicos. Diecisiete de los veintiuno coinciden con erupciones cuyo IEV era igual o mayor que 5 y que acontecieron uno o dos años antes de la crecida del río; los otros cuatro se Corresponden con erupciones caracterizadas por un IEV inferior a 4, pero que diseminaron grandes cantidades de 502 en la atmósfera, según se deduce de cálculos de la acidez de las lluvias de la época, basados en estudios de capas de hielo generado en esos momentos. Siempre, en los años anteriores a las grandes crecidas ocurrieron episodios ENOS, en los que la intensidad de las lluvias en el norte amazónico y el nordeste de Brasil fue inferior a la normal y hubo exceso de precipitaciones en el centro-oeste, el sudeste y el sur del país. Lo anterior requiere una corroboración estadística más rigurosa, pero parece fundamentar la idea de que la presencia de aerosoles volcánicos sobre zonas vecinas al ecuador en el hemisferio sur aumenta la posibilidad de sequías en la Amazonia y en el nordeste brasileño (Fig. 7A).
La situación descripta en los párrafos anteriores constituye una de las dos posibles consecuencias de la presencia de aerosoles volcánicos en latitudes cercanas al ecuador. La otra es que tengan lugar fenómenos de características opuestas, que ocurrirían cuando los aerosoles volcánicos sólo se encontraran sobre sitios alejados del ecuador, en las altas latitudes. En lugar del Niño sobrevendría la Niña, con lluvias exageradas en la Amazonia y el nordeste y sequías en el centro-oeste, el sudeste y el sur (Fig. 7B).
Hemos argumentado que la actividad volcánica afecta al clima. Los modelos explicativos de los cambios climáticos que dejan de lado el vulcanismo fueron incapaces de predecir el Niño de 1993. La presencia en la estratosfera, en latitudes bajas, de aerosoles provenientes del monte Pinatubo provocó un Niño con sequías en la Amazonia y en el nordeste, y exceso de lluvias en el centro-oeste, sudeste y sur de Brasil. En el período entre 1869 y 1930, en que la actividad volcánica fue más intensa, el número de fenómenos ENOS, fuertes o moderados, alcanzó los veinte (vale decir, uno cada tres años), mientras que entre 1931 y 1992, cuando la actividad volcánica fue menor, ocurrieron trece, a razón de uno cada casi cinco años.
La hipótesis de que los aerosoles volcánicos aumentan la frecuencia de bloqueos atmosféricos e intensifican la ZCAS también se verificó al comprobar que, en junio de 1993, en el puerto de Manaos, el río Negro alcanzó una altura de 28,77m, la decimotercera mayor crecida en los 91 años para los que se dispone de registros, a pesar de que en el año anterior hubo un ENOS.
Ya antes de la erupción del Pinatubo se habían detectado aerosoles en latitudes bajas, que posiblemente proviniesen de las erupciones del monte Redoubts, ocurridas en diciembre de 1989 a 68º de latitud norte, en Alaska (IEV 4 ), y de las del mote Unzeen, acaecidas en noviembre de 1990, a 32º de latitud norte, en el Japón (IEV 2). Podrían haber tornado negativos los IOS antes de la erupción del Pinatubo y favorecido los efectos de esta. Fenómenos de este tipo ya habían ocurrido antes; por ejemplo, algunos investigadores afirman que la erupción del Chinchón no contribuyó a iniciar el ENOS de 1982-83, y arguyen que este ya estaba en progreso cuando ella ocurrió. Sin embargo, antes del ENOS, en diciembre de 1981, habla sobrevenido la del volcán Nyamuragira, que podría explicar lo observado sin necesidad de abandonar la hipótesis de su origen volcánico.
La teoría de Handler sobre la participación de los aerosoles volcánicos en el clima debe ser considerada una contribución más que ayude a acercarse a la previsión de los fenómenos ENOS y de otras catástrofes climáticas. Permite predecir con nueve a doce meses de anticipación las características de las estaciones de lluvias en el Brasil, en especial en su nordeste. Esa anticipación puede a veces ser mayor, según en qué fase del ciclo anual de temperatura aparezcan los aerosoles y según la posición geográfica de estos. La antelación en el pronóstico mejoraría si fuera posible vaticinar la erupción de los grandes volcanes, en particular los situados en vecindad del ecuador, entre los 20ºN y 10ºS de latitud.
Traducido y adaptado de Ciencia Hoje, 20, 120:24-33, 1996. Los cambios al texto original son exclusiva responsabilidad de Ciencia Hoy.
