Las olas de calor (en adelante HWs, del inglés Heat Waves) se han convertido en uno de los eventos climáticos extremos más frecuentes y preocupantes en el contexto del cambio climático. Estos episodios de calor intenso, que pueden prolongarse durante varios días o semanas, se caracterizan por temperaturas anormalmente altas para una determinada región y época del año. Aunque las HWs han existido siempre como parte de la variabilidad natural climática, en las últimas décadas su frecuencia, duración e intensidad han aumentado de manera significativa. Este fenómeno tiene repercusiones severas para la salud humana, los ecosistemas y las infraestructuras, además de provocar importantes pérdidas económicas. En este capítulo, se explorarán en detalle los efectos de las HWs, los mecanismos físicos que las desencadenan y cómo el cambio climático está contribuyendo a su creciente incidencia y gravedad.
Las HWs son motivo de gran preocupación debido a sus efectos negativos en la salud humana, considerándose una de las principales causas de muerte relacionadas con eventos climáticos [1]. En estudios realizados entre 2000 y 2019, se observó que cada año se producen aproximadamente 489,000 defunciones a causa del calor, de las cuales un 36% proceden de Asia y un 45% de Europa [2]. Precisamente en Europa, en el verano de 2022, se registraron 61,672 muertes como consecuencia de las altas temperaturas [3]. Entre los efectos directos que tiene el calor sobre el organismo, podemos destacar la deshidratación, los calambres, los síncopes, la dermatitis, los edemas de extremidades y, sobre todo, el agotamiento por calor y el golpe de calor, que son dos de las afecciones más graves derivadas de la exposición prolongada a altas temperaturas, ya que pueden suponer la muerte. Por otro lado, los efectos indirectos incluyen el agravamiento de condiciones de salud preexistentes, como las enfermedades cardiovasculares y respiratorias [4,5], ya que el esfuerzo adicional que debe realizar el cuerpo para mantener su temperatura exacerba la sobrecarga en el corazón y los pulmones [6]. Además, el estancamiento del aire y el aumento en la producción de ozono y otros contaminantes, típicos de las zonas urbanas durante las HWs, deterioran la calidad del aire, lo que agrava las enfermedades respiratorias en estas zonas [7].
Aunque estos impactos repercutan a toda la población, no afectan a todos por igual. La vulnerabilidad al calor depende de factores fisiológicos, como la edad y el estado de salud, y de factores que aumentan la exposición, como la situación socioeconómica y laboral. En general, los efectos más fuertes se observan entre los ancianos [8] y entre aquellas personas con enfermedades cardiovasculares o respiratorias [9], siendo las mujeres más vulnerables que los hombres [10]. De igual manera, los trabajadores expuestos al sol y las personas sin acceso a aire acondicionado en sus hogares tienen mayor probabilidad de sufrir complicaciones graves durante las HWs.
Las HWs no solo representan una amenaza para la salud, sino que tienen efectos profundos y generalizados en la sociedad. Influyen en multitud de áreas, desde la agricultura y los ecosistemas hasta la economía y la calidad de vida de las personas [11]. Por un lado, causan estrés térmico en el ganado y la vegetación, lo cual puede reducir la producción de alimentos y repercutir en su precio [12]. También impactan en la industria y el comercio, al reducir la productividad laboral sobre todo en actividades al aire libre [13], y en el sector energético, al aumentar el riesgo de sobrecarga en las redes eléctricas [14]. Por último, las HWs pueden fomentar o intensificar la ocurrencia de varios peligros, como son las sequías [15], los incendios forestales [16] o la concentración de contaminantes [17].
Aunque las HWs se presentan como fenómenos regionales dentro de una estación, son el resultado de procesos que operan a diferentes escalas, tanto grandes como pequeñas, y que interactúan de manera compleja en una amplia gama de escalas temporales [7]. Sus principales drivers o mecanismos físicos desencadenantes incluyen la circulación atmosférica, que actúa como un impulsor rápido, y las condiciones anómalas en los componentes climáticos de memoria prolongada, como la superficie terrestre, el océano y la criosfera, que intervienen como mecanismos lentos [18]. Estos factores no solo afectan a nivel local, sino que también son capaces de influir en regiones remotas a través de teleconexiones [19]. No obstante, es importante tener en cuenta que no necesariamente todos los factores impulsores están presentes durante una HW: los factores relevantes pueden diferir entre regiones y eventos de HW, o pueden combinarse para dar forma a eventos que rompen récords [20]. Además, la importancia relativa de cada forzamiento varía en función de la escala espacial (local, regional, continental, global), el período objetivo (pasado, presente, futuro) y el horizonte temporal (corto plazo, largo plazo) [7].
Una característica esencial de la circulación atmosférica durante una HW es la presencia de sistemas de alta presión, popularmente conocidos como anticiclones [21]. Estos sistemas, caracterizados por la subsidencia del aire desde las capas superiores de la atmósfera, favorecen el aumento de las temperaturas a través de dos vías [22]. Por un lado, a través del calentamiento adiabático, ya que el aire al descender, se comprime y, con ello, se calienta. Por el otro lado, a través del aumento en el calentamiento radiativo del aire cercano al suelo. Gracias a la subsidencia del aire típica de los anticiclones, la formación de nubes queda inhibida. Esto permite que la radiación solar llegue de manera más directa a la superficie terrestre, sin ser reflejada o dispersada, y que el calentamiento efectivo del suelo y de las capas más bajas de la atmósfera sea mayor. La estabilidad atmosférica asociada a estos sistemas también reduce la mezcla vertical del aire, lo que agrava aún más este calor.
Cuando los anticiclones son de carácter cuasiestacionario y permanecen en una región durante varios días, se producen los llamados bloqueos atmosféricos. Estos bloqueos, frecuentemente asociados a corrientes en chorro oscilantes, impiden el movimiento normal de los sistemas meteorológicos, atrapando el aire cálido en su interior e impidiendo la llegada de masas de aire más frías que puedan aliviar el calor. Así pues, los bloqueos desempeñan un importante papel en el reforzamiento de las altas temperaturas, lo cual puede desembocar en una intensificación o prolongación de las HWs [23].
Los sistemas de alta presión también favorecen la advección de aire cálido, la cual constituye un factor clave en la formación de las HWs [24]. En áreas costeras como el norte de América del Sur, el este de los Estados Unidos y el este de Asia, esta advección está asociada a los contrastes de temperatura entre la tierra y el mar [25]. En cambio, en otras regiones, como Europa central y oriental [26], Australia [27] o el sureste de América del Sur [28], el aire cálido proviene principalmente de zonas terrestres cercanas. Un ejemplo de ello es la Península Ibérica, donde la entrada de aire sahariano o africano es capaz de elevar las temperaturas de manera extrema en un corto período de tiempo, constituyéndose como uno de los mecanismos más relevantes y específicos de las HWs en esta región [29]. Este aire sahariano, además de ser cálido y seco, tiene la particularidad de transportar polvo y partículas en suspensión desde el desierto, lo que no solo intensifica las temperaturas, sino que también deteriora la calidad del aire. La advección de este aire caliente desde el norte de África se produce generalmente por el desplazamiento hacia el norte o el oeste del anticiclón de las Azores, ya que permite que las bajas presiones situadas al norte de África actúen como una fuerza impulsora que dirige el aire cálido hacia el sur de Europa.
La circulación atmosférica es el factor que determina en última instancia el inicio y la persistencia de las HWs [7]. No obstante, la atmósfera no es un componente climático aislado; el resto de componentes del sistema climático (hidrosfera, criosfera, litosfera y biosfera), aunque de actuación más lenta, interactúan con ella. Estas interacciones tienen una influencia clave en la circulación atmosférica y, en consecuencia, en el desarrollo de las HWs.
Precisamente de las interacciones entre los distintos componentes climáticos surge la denominada variabilidad interna del clima. Esta hace referencia a las fluctuaciones naturales y periódicas de las variables climáticas y que son intrínsecas al propio sistema. Es decir, representa los cambios inherentes que se producen sin la influencia de factores externos, como el cambio climático de origen antropogénico o las variaciones en la actividad solar.
La variabilidad interna se manifiesta a través de distintos modos, que pueden ser principalmente atmosféricos u oceánicos. Los modos atmosféricos reflejan cambios en la presión atmosférica y los patrones de viento, mientras que los oceánicos están relacionados con variaciones en la temperatura superficial del océano (SST, por sus siglas en inglés, Sea Surface Temperature).
Los modos de variabilidad atmosféricos son patrones periódicos de la circulación atmosférica que, por tanto, tienen un impacto directo en las HWs, favoreciendo o dificultando su ocurrencia. Los modos más destacados son el Modo Anular del Sur (SAM, Southern Annular Mode) y la Oscilación del Pacífico Sur (PSO, Pacific Southern Oscillation) en el hemisferio sur, así como la Oscilación del Atlántico Norte (NAO, North Atlantic Oscillation) y la Oscilación Ártica (AO, Arctic Oscillation) en el hemisferio norte.
Los modos de variabilidad oceánicos tienen también una repercusión en la atmósfera y, en consecuencia, en las HWs. Esta influencia entre océano y atmósfera es, además, bidireccional: por un lado, los océanos, con su mayor inercia térmica, actúan como grandes reservorios de energía, influyendo en la temperatura y los patrones de viento en la atmósfera; por el otro lado, las condiciones atmosféricas también afectan a los océanos, ya que los cambios en los vientos pueden alterar las corrientes oceánicas y la distribución del calor, modulando así la variabilidad de los océanos. Es por ello que observamos que los modos de variabilidad oceánicos están estrechamente vinculados con los modos de variabilidad atmosféricos y, así, con las HWs. En los trópicos, se ha observado, por ejemplo, que las fases cálidas de El Niño-Oscilación del Sur (ENSO, del inglés El Niño –Southern Oscillation) y el calentamiento del océano Índico tropical pueden aumentar la frecuencia de las HWs en la India [30], China [31] y todo el continente euroasiático, incluida Europa y el noreste de Asia [32]. En contraste, las fases frías del ENSO tienden a favorecer la ocurrencia de HWs en el sureste de los Estados Unidos [33]. Por otra parte, en los extratrópicos el patrón tripolar zonal en las SST del Pacífico ha demostrado ser un buen predictor de días cálidos en el este de Estados Unidos con varias semanas de antelación [34], mientras que las anomalías frías en las SST del Atlántico Norte durante la primavera se asocian con HWs en Europa [35]. Otros modos de variabilidad oceánica de menor frecuencia, como la Oscilación Decenal del Pacífico (PDO, del inglés Pacific Decadal Oscillation) o la Oscilación Multidecenal del Atlántico (AMO, del inglés Atlantic Multi-decadal Oscillation), han sido parcialmente vinculados con fluctuaciones decenales y multidecenales en extremos cálidos [36]. Sin embargo, la limitada duración de los registros disponibles obstaculiza una evidencia observacional sólida.
Aunque estos modos son esenciales para explicar la ocurrencia de las HWs en la gran escala, existen también otros patrones que forman parte de la variabilidad climática y que actúan a nivel regional, de tal manera que pueden modular su aparición y evolución en escalas espacio-temporales más pequeñas. Entre ellos se encuentran los sistemas monzónicos regionales, como los monzones de verano de la India y el Pacífico Norte occidental, que dominan las variaciones subestacionales tropicales del verano boreal y contribuyen de manera significativa a la variabilidad atmosférica intraestacional en Eurasia y América del Norte, respectivamente [37,38]. Asimismo, las variaciones intraestacionales de la convección tropical, como las provocadas por la Oscilación Madden-Julian (OMJ), también tienen un impacto considerable en las HWs a nivel regional. Aunque su influencia se concentra principalmente en las regiones tropicales, la OMJ también afecta los patrones de circulación en latitudes medias. Por ejemplo, fases activas de la OMJ en regiones específicas del Indopacífico se han relacionado recientemente con HWs más intensas y frecuentes en regiones de ambos hemisferios, como el sudoeste de los EE. UU. [39] y el sudoeste de América del Sur [40].
De las interacciones que tienen lugar entre la superficie terrestre y la atmósfera, conviene mencionar una que actúa a nivel regional y que desempeña un papel crucial en la intensificación de las HWs: la retroalimentación entre el suelo y la atmósfera. Durante periodos de calor extremo y baja precipitación, la evapotranspiración (la evaporación del agua del suelo y de las plantas) disminuye a medida que el suelo se seca. Esto provoca que la energía solar se concentre en calentar el suelo y el aire, en lugar de evaporar agua, lo que eleva las temperaturas. Este aumento de calor intensifica la sequía y eleva aún más las temperaturas, creando un ciclo de retroalimentación que es especialmente pronunciado en regiones áridas o urbanas, donde la escasez de vegetación y agua aumenta la susceptibilidad a temperaturas extremas. Con todo ello, se ha demostrado que el agotamiento de la humedad del suelo aumenta la variabilidad de las temperaturas durante el verano, y amplifica la intensidad y probablemente la duración de las HWs [41], aunque los estudios a menudo están sesgados hacia las HWs europeas y/o eventos específicos. Aun así, también se han registrado déficits de humedad del suelo previos a HWs en regiones de EE. UU. [42], Australia [43], India [44], China [45], África [46], Brasil [47] y Argentina [48].
Asimismo, estudios regionales recientes han demostrado que estas masas de aire cálido, intensificadas por las retroalimentaciones tierra-atmósfera, pueden ser transportadas a regiones a sotavento, desencadenando retroalimentaciones similares en ellas y, por tanto, agravando sus sequías y HWs. Este fenómeno, conocido como “retroalimentaciones teleconectadas”, puede dar lugar a la “autopropagación” de eventos extremos [49].
Una laguna que aún queda por comprender es la interacción entre la tierra y la circulación mesoescalar y sinóptica, que regula la redistribución del calor y la sequedad en la gran escala. Los suelos secos pueden modificar la circulación atmosférica a través de efectos diabáticos en la expansión de la columna, la divergencia de los niveles superiores o la intensificación de las depresiones térmicas [50]. Aunque todavía no se comprenden bien, estos procesos son importantes para las HWs, ya que pueden modular las retroalimentaciones de la humedad y la temperatura del suelo, amplificando o atenuando así las respuestas regionales de la temperatura [51].
En resumen, los componentes climáticos de largo plazo tienen la capacidad de alterar tanto los patrones de circulación atmosférica como las condiciones locales, lo que los convierte en elementos clave dentro de la compleja dinámica que origina las HWs. Además, dado que estos impulsores de variación lenta son predecibles con varios meses de anticipación, y sus teleconexiones remotas y respuestas retardadas se pueden anticipar, representan una oportunidad para mejorar la predictibilidad de las HWs más allá de los pronósticos meteorológicos [7].
Las actividades humanas, como la quema de combustibles fósiles, la deforestación y las prácticas agrícolas intensivas, ejercen impactos significativos en los diferentes componentes del sistema climático. Aunque comúnmente se asocia el término “cambio climático” con el calentamiento global, derivado del aumento de las concentraciones de gases de efecto invernadero (en adelante GHG, del inglés Greenhouse Gases), en realidad abarca todos los cambios que el ser humano está generando en el clima. Entre ellos se incluyen las modificaciones en el uso del suelo, la emisión de aerosoles, las alteraciones en los ciclos hidrológicos, así como los impactos en los ecosistemas y la biodiversidad. Estos cambios inducidos por el hombre no solo afectan el clima en su conjunto, sino que guardan una estrecha relación con las variaciones en fenómenos extremos, como las HWs.
A escalas multidecenales y más largas, el aumento en las concentraciones de GHG debido a la acción humana es el principal desencadenante de las HWs [52]. Se ha comprobado que, a nivel global, las HWs se han vuelto más frecuentes, persistentes e intensas en las últimas décadas, y que varias regiones han experimentado eventos sin precedentes que habrían sido muy improbables sin este aumento [53]. Los GHG, como el dióxido de carbono (CO₂), el metano (CH₄) y el óxido nitroso (N₂O), están presentes de manera natural en la atmósfera y poseen la capacidad de absorber y reemitir la radiación térmica que la Tierra emite hacia el espacio. Este mecanismo, conocido como efecto invernadero natural, contribuye a retener calor en la atmósfera, permitiendo, con ello, que las temperaturas sean lo suficientemente cálidas para sustentar la vida. Sin él, la temperatura media global sería significativamente más baja, alrededor de -18 °C en lugar de los actuales 15 °C.
No obstante, desde la era preindustrial, las actividades humanas han incrementado notablemente las concentraciones de estos gases, intensificando el efecto invernadero y provocando un calentamiento adicional de la atmósfera. Este aumento en la temperatura media global ha desplazado las distribuciones de temperatura hacia valores más altos, incrementando así la probabilidad de superar ciertos umbrales críticos y, por tanto, favoreciendo la ocurrencia de HWs. Asimismo, este calentamiento está aumentando la capacidad de la atmósfera para retener humedad, lo que está afectando la distribución y la intensidad de las precipitaciones, exacerbando las condiciones de sequía en muchas regiones y, por tanto, agravando la severidad de las HWs.
Los efectos del aumento de GHG en la dinámica atmosférica son inciertos o débiles, en parte debido a contribuciones opuestas de las respuestas rápidas y lentas al forzamiento, lo que hace que su influencia sobre las HWs por esta vía sea difícil de precisar [54]. No obstante, es sabido que la amplificación del calentamiento en las regiones polares, especialmente en el Ártico, propia del cambio climático, reduce la diferencia de temperatura entre estas y las latitudes medias, lo que debilita las corrientes en chorro y facilita la formación de patrones de bloqueo atmosférico, que a su vez favorecen la persistencia de las HWs.
Las actividades humanas también han provocado cambios locales en el sistema climático, afectando las HWs a nivel regional. Un ejemplo claro son los aerosoles antropogénicos, partículas sólidas o líquidas suspendidas en la atmósfera emitidas directa o indirectamente por el hombre. Estos aerosoles influyen en el clima tanto por sus efectos radiativos como por sus interacciones microfísicas con las nubes. Debido a sus vidas relativamente cortas, las concentraciones de aerosoles muestran fuertes variaciones espaciales, lo que resulta en efectos predominantemente regionales. En general, su efecto neto tiende a ser de enfriamiento, lo que atenúa el calentamiento a largo plazo debido al aumento de los GHG [55]. Sin embargo, las recientes y proyectadas reducciones en las emisiones de aerosoles, en respuesta a los controles de calidad del aire, se han vinculado con un calentamiento acelerado durante el verano y la intensificación de eventos de calor extremo en algunas regiones de Europa, Asia oriental y América del Norte [56]. Las simulaciones de modelos indican que, en caso de eliminar completamente sus emisiones actuales, se podrían observar aumentos anuales de hasta aproximadamente 1 °C en las temperaturas máximas promedio en tierra [57]. No obstante, a pesar del creciente cuerpo de literatura, la influencia de los aerosoles antropogénicos en las características específicas de las HWs y los patrones de circulación atmosférica asociados aún permanecen sin explorar.
Otros factores regionales antropogénicos que pueden tener una gran influencia en las HWs son los cambios en la cubierta vegetal y en el uso de la tierra. La deforestación, la expansión urbana y la conversión de áreas naturales en terrenos agrícolas o industriales modifican significativamente el balance de energía en la superficie terrestre. Estas alteraciones afectan la evapotranspiración, la capacidad de absorción de calor y la reflectividad del suelo, lo que contribuye a un aumento de las temperaturas locales y, en consecuencia, intensifica la frecuencia y severidad de las HWs. Un claro ejemplo de este impacto son las islas de calor urbanas, un fenómeno característico de las áreas densamente pobladas y urbanizadas. En estas zonas, las temperaturas suelen ser más altas que en los entornos rurales debido a la presencia de materiales como el concreto y el asfalto, que absorben y retienen el calor, la falta de vegetación que refresque el entorno y las actividades humanas que generan calor, como el tráfico y la industria.
Las HWs representan uno de los fenómenos climáticos extremos más frecuentes y dañinos. Su creciente incidencia, duración e intensidad, como consecuencia del cambio climático, generan repercusiones significativas en la salud humana, los ecosistemas y diversos sectores económicos. Esta realidad subraya la urgencia de entender tanto los mecanismos físicos que las desencadenan como los factores que amplifican su aparición y magnitud.
Desde la circulación atmosférica hasta las interacciones más lentas entre la atmósfera, el océano y la superficie terrestre, los diferentes componentes climáticos operan en múltiples escalas temporales y espaciales para influir en las HWs. Los sistemas de alta presión persistentes, que son el ingrediente esencial para su aparición, se encuentran modulados por la variabilidad climática natural, la cual se manifiesta a través de modos atmosféricos y oceánicos, así como de otros factores que actúan a escalas más pequeñas, como los sistemas monzónicos o las retroalimentaciones suelo-atmósfera. Estos factores regionales juegan un papel crucial en distintas zonas del mundo, creando condiciones locales que favorecen la persistencia de temperaturas extremas.
A largo plazo, las actividades humanas son el principal motor del aumento global en la frecuencia y severidad de estos eventos extremos. El incremento en las concentraciones de los GHG está dando lugar a un efecto invernadero intensificado y, con ello, a un calentamiento global que aumenta la probabilidad de alcanzar umbrales extremos de temperaturas y prolongar episodios de calor. Este calentamiento global también desestabiliza patrones atmosféricos clave, como la corriente en chorro, lo que facilita la formación de bloqueos atmosféricos persistentes, condiciones propicias para las HWs.
Los cambios en el uso del suelo inducidos por el ser humano, como la deforestación, la expansión agrícola y la urbanización, también contribuyen de manera significativa al aumento de las temperaturas a nivel regional. La deforestación reduce la capacidad de los ecosistemas para regular el calor, mientras que la urbanización exacerba el efecto de isla de calor, especialmente en las ciudades, donde el asfalto y las construcciones atrapan el calor, elevando aún más las temperaturas durante las HWs. Estos procesos de modificación del suelo generan un ciclo de retroalimentación positiva, en el que el calor extremo y la sequedad prolongada agravan las condiciones climáticas, favoreciendo la intensificación de las HWs.
En conclusión, aunque las HWs son fenómenos climáticos naturales, su exacerbación en las últimas décadas subraya la necesidad de una acción global coordinada para enfrentar el cambio climático. Comprender la complejidad de los mecanismos físicos que las desencadenan, así como obtener una visión integrada de los procesos involucrados, son pasos fundamentales para mejorar la capacidad predictiva, mitigar las causas subyacentes, adaptarse a sus impactos y desarrollar políticas eficaces de gestión del riesgo.
[1]: Luber, G.; McGeehin, M. Climate change and extreme heat events. Am. J. Prev. Med. 2008, 35,429–435.
[2]: Zhao et al, 2021 Global, regional, and national burden of mortality associated with non-optimal ambient temperatures from 2000 to 2019: a three-stage modelling study.
[3]: Heat-related mortality in Europe during the summer of 2022
https://www.nature.com/articles/s41591-023-02419-z
[4]: Cheng, X.; Su, H. Effects of climatic temperature stress on cardiovascular diseases. Eur. J.
Intern. Med. 2010, 21, 164–167.
[5]: Nawrot, T.S.; Staessen, J.A.; Fagard, R.H.; van Bortel, L.M.; Struijker-Boudier, H.A. Endothelial function and outdoor temperature. Eur. J. Epidemiol. 2005, 20, 407–410.
[6]: Havenith, G. Temperature regulation, heat balance and climatic stress. In Extreme Weather Events and Public Health Responses; Springer-Berlin: Heidelberg, Germany, 2005; pp. 69–80.
[7]: Barriopedro, D., García-Herrera, R., Ordóñez, C., Miralles, D. G., & Salcedo-Sanz, S. (2023). Heat waves: Physical understanding and scientific challenges. Reviews of Geophysics, 61, e2022RG000780
[8]: Baccini, M.; Biggeri, A.; Accetta, G.; Kosatsky, T.; Katsouyanni, K.; Analitis, A.; Anderson, H.R.; Bisanti, L.; D’Ippoliti, D.; Danova, J.; et al. Heat effects on mortality in 15 European cities. Epidemiology 2008, 19, 711–719.
[9]: Kovats, R.S.; Hajat, S. Heat stress and public health: a critical review. Annu. Rev. Public Health 2008, 29, 41–55.
[10]: Kyselý, J.; Plavcová, E.; Davídkovová, H.; Kynčl, J. Comparison of hot and cold spell effects on cardiovascular mortality in individual population groups in the Czech Republic. Clim. Res. 2011, 49, 113–129.
[11]: Hoegh-Guldberg, O., Jacob, D., Taylor, M., Bindi, M., Brown, S., Camilloni, I., et al. (2018). Impacts of 1.5°C global warming on natural and human systems. In V. Masson-Delmotte, P. Zhai, H.-O. P.rtner, D. Roberts, J. Skea, P. R. Shukla, et al. (Eds.), Global Warming of 1.5°C. An IPCC special report on the impacts of global warming of 1.5°C above pre-industrial levels and related global greenhouse gas emisión pathways, in the context of strengthening the global response to the threat of climate change, sustainable development, and efforts to eradicate poverty (pp. 175–312). Cambridge University Press.
[12]: Lesk, C., Rowhani, P., & Ramankutty, N. (2016). Influence of extreme weather disasters on global crop production. Nature, 529(7584), 84–87.
[13]: Dunne, J., Stouffer, R., & John, J. (2013). Reductions in labour capacity from heat stress under climate warming. Nature Climate Change, 3(6), 563–566.
[14]: Auffhammer, M., Baylis, P., & Hausman, C. H. (2017). Climate change is projected to have severe impacts on the frequency and intensity of peak electricity demand across the United States. Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, 114(8), 1886–1891.
[15]: Miralles, D. G., Gentine, P., Seneviratne, S. I., & Teuling, A. J. (2019). Land-atmospheric feedbacks during droughts and heat waves: State of the science and current challenges. Annals of the New York Academy of Sciences, 1436(1), 19–35.
[16]: Sutanto, S. J., Vitolo, C., Di Napoli, C., D’Andrea, M., & van Lanen, H. A. J. (2020). Heatwaves, droughts, and fires: Exploring compound and cascading dry hazards at the pan-European scale. Environment International, 134, 105276.
[17]: Xiao, X., Xu, Y., Zhang, X., Wang, F., Lu, X., Cai, Z., et al. (2022). Amplified upward trend of the joint occurrences of heat and ozone extremes in China over 2013–20. Bulletin of the American Meteorological Society, 103(5), E1330–E1342.
[18]: Domeisen, D. I. V., Eltahir, E. A. B., Fischer, E. M., Knutti, R., Perkins-Kirkpatrick, S. E., Sch.r, C., et al. (2023). Prediction and projection of heatwaves. Nature Reviews Earth & Environment, 4(1), 36–50.
[19]: Stan, C., Straus, D. M., Frederiksen, J. S., Lin, H., Maloney, E. D., & Schumacher, C. (2017). Review of tropical-extratropical teleconnections on intraseasonal time scales. Reviews of Geophysics, 55(4), 902–937.
[20]: Fischer, E. M., Sippel, S., & Knutti, R. (2021). Increasing probability of record-shattering climate extremes. Nature Climate Change, 11(8),689–695.
[21]: Kautz, L.-A., Martius, O., Pfahl, S., Pinto, J. G., Ramos, A. M., Sousa, P. M., & Woollings, T. (2022). Atmospheric blocking and weather extremes over the euro-atlantic sector—A review. Weather and Climate Dynamics, 3(1), 305–336.
[22]: Sousa, P. M., Trigo, R. M., Barriopedro, D., Soares, P. M. M., & Santos, J. A. (2018). European temperature responses to blocking and ridge regional patterns. Climate Dynamics, 50(1), 457–477
[23]: Woollings, T., Barriopedro, D., Methven, J., Son, S., Martius, O., Harvey, B., et al. (2018). Blocking and its response to climate change. Current Climate Change Reports, 4(3), 287–300.
[24]: Sousa, P. M., Barriopedro, D., Ramos, A. M., García-Herrera, R., Espírito-Santo, F., & Trigo, R. M. (2019). Saharan air intrusions as a relevant mechanism for Iberian heatwaves: The record breaking events of August 2018 and June 2019. Weather and Climate Extremes, 26, 100224.
[25]: Russo, S., Sillmann, J., & Sterl, A. (2017). Humid heat waves at different warming levels. Scientific Reports, 7(1), 7477.
[26]: Miralles, D. G., Teuling, A. J., Van Heerwaarden, C. C., & De Arellano, J. V. G. (2014). Mega-heat wave temperatures due to combined soil desiccation and atmospheric heat accumulation. Nature Geoscience, 7(5), 345–349.
[27]: Boschat, G., Pezza, A., Simmonds, I., Perkins, S., Cowan, T., & Purich, A. (2015). Large scale and sub-regional connections in the lead up to summer heat wave and extreme rainfall events in eastern Australia. Climate Dynamics, 44(7–8), 1823–1840.
[28]: Rusticucci, M. (2012). Observed and simulated variability of extreme temperature events over South America. Atmospheric Research, 106, 1–17.
[29]: Sousa, P. M., Barriopedro, D., Ramos, A. M., García-Herrera, R., Espírito-Santo, F., & Trigo, R. M. (2019). Saharan air intrusions as a relevant mechanism for Iberian heatwaves: The record breaking events of August 2018 and June 2019. Weather and Climate Extremes, 26, 100224.
[30]: Rohini, P., Rajeevan, M., & Srivastava, A. K. (2016). On the variability and increasing trends of heat waves over India. Scientific Reports, 6(1), 26153
[31]: Wei, J., Wang, W., Shao, Q., Yu, Z., Chen, Z., Huang, Y., & Xing, W. (2020). Heat wave variations across China tied to global SST modes. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 125(6), 1–22.
[32]: Zhang, R. Z., Jia, X. J., & Qian, Q. F. (2022). Seasonal forecasts of Eurasian summer heat wave frequency. Environmental Research Communications, 4(2), 025007.
[33]: Deng, K., Ting, M., Yang, S., & Tan, Y. (2018). Increased frequency of summer extreme heat waves over Texas area tied to the amplification of Pacific zonal SST gradient. Journal of Climate, 31(14), 5629–5647.
[34]: McKinnon, K. A., Rhines, A., Tingley, M. P., & Huybers, P. (2016b). Long-lead predictions of eastern United States hot days from Pacific sea surface temperatures. Nature Geoscience, 9(5), 389–394
[35]: Della-Marta, P. M., Luterbacher, J., von Weissenfluh, H., Xoplaki, E., Brunet, M., & Wanner, H. (2007). Summer heat waves over Western Europe 1880–2003, their relationship to large-scale forcings and predictability. Climate Dynamics, 29(2–3), 251–275.
[36]: Kenyon, J., & Hegerl, G. C. (2008). Influence of modes of climate variability on global temperature extremes. Journal of Climate, 21(15), 3872–3889.
[37]: Beverley, J. D., Woolnough, S. J., Baker, L. H., Johnson, S. J., Weisheimer, A., & O’Reilly, C. H. (2021). Dynamical mechanisms linking Indian monsoon precipitation and the circumglobal teleconnection. Climate Dynamics, 57(9–10), 2615–2636.
[38]: Ding, Q., & Wang, B. (2005). Circumglobal teleconnection in the Northern hemisphere summer. Journal of Climate, 18(17), 3483–3505.
[39]: Lee, Y. Y., & Grotjahn, R. (2019). Evidence of specific MJO phase occurrence with summertime California central valley extreme hot weather. Advances in Atmospheric Sciencies, 36(6), 589–602.
[40]: Demortier, A., Bozkurt, D., & Jacques-Coper, M. (2021). Identifying key driving mechanisms of heat waves in central Chile. Climate Dynamics, 57(9–10), 2415–2432.
[41]: Suarez-Gutierrez, L., Mueller, W. A., Li, C., & Marotzke, J. (2020). Dynamical and thermodynamical drivers of variability in European summer heat extremes. Climate Dynamics, 54(9–10), 4351–4366
[42]: Benson, D. O., & Dirmeyer, P. A. (2021). Characterizing the relationship between temperature and soil moisture extremes and their role in the exacerbation of heat waves over the contiguous United States. Journal of Climate, 34(6), 2175–2187.
[43]: Herold, N., Kala, J., & Alexander, L. V. (2016). The influence of soil moisture deficits on Australian heat waves. Environmental Research Letters, 11(6), 064003.
[44]: Rohini, P., Rajeevan, M., & Srivastava, A. K. (2016). On the variability and increasing trends of heat waves over India. Scientific Reports, 6(1), 26153.
[45]: Zhang, J. Y., & Wu, L. Y. (2011). Land-atmosphere coupling amplifies hot extremes over China. Chinese Science Bulletin, 56(31), 3328–3332.
[46]: Careto, J. A. M., Cardoso, R. M., Soares, P. M. M., & Trigo, R. M. (2018). Land-atmosphere coupling in CORDEX-Africa: Hindcast regional climate simulations. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 123(19), 11048–11067.
[47]: Geirinhas, J. L., Russo, A. C., Libonati, R., Miralles, D. G., Sousa, P. M., Wouters, H., & Trigo, R. M. (2022). The influence of soil dry-out on the record-breaking hot 2013/2014 summer in Southeast Brazil. Scientific Reports, 12(1), 5836.
[48]: Coronato, T., Carril, A. F., Zaninelli, P. G., Giles, J., Ruscica, R., Falco, M., et al. (2020). The impact of soil moisture–atmosphere coupling on daily maximum surface temperatures in Southeastern South America. Climate Dynamics, 55(9–10), 2543–2556.
[49]: Schumacher, D. L., Keune, J., Dirmeyer, P., & Miralles, D. G. (2022). Drought self-propagation in drylands due to land-atmosphere feedbacks. Nature Geoscience, 15(4), 262–268.
[50]: Koster, R. D., Chang, Y., Wang, H., & Schubert, S. D. (2016). Impacts of local soil moisture anomalies on the atmospheric circulation and on remote surface meteorological fields during boreal summer: A comprehensive analysis over North America. Journal of Climate, 29(20), 7345–7364.
[51]: Stéfanon, M., Drobinski, P., D’Andrea, F., Lebeaupin-Brossier, C., & Bastin, S. (2014). Soil moisture-temperature feedbacks at meso-scale during summer heat waves over Western Europe. Climate Dynamics, 42(5–6), 1309–1324.
[52]: Seneviratne, S. I., Zhang, X., Adnan, M., Badi, W., Dereczynski, C., Di Luca, A., et al. (2021). Weather and climate extreme events in a changing climate. In V. Masson-Delmotte, P. Zhai, A. Pirani, S. L. Connors, C. Péan, S. Berger, et al. (Eds.), Climate change 2021: The physical science basis. Contribution of working group I to the sixth assessment report of the intergovernmental panel on climate change (pp. 1513–1766). Cambridge University Press.
[53]: Robinson, A., Lehmann, J., Barriopedro, D., Rahmstorf, S., & Coumou, D. (2021). The emergence of four-sigma heat extremes: Shifting far outside the historic range. npj Climate and Atmospheric Science, 4(1), 45.
[54]: Shepherd, T. G. (2014). Atmospheric circulation as a source of uncertainty in climate change projections. Nature Geoscience, 7(10), 703–708.
[55]: Arias, P. A., Bellouin, N., Coppola, E., Jones, R. G., Krinner, G., Marotzke, J., et al. (2021). Technical summary. In V. Masson-Delmotte, P. Zhai, A. Pirani, S. L. Connors, C. Péan, S. Berger, et al. (Eds.), Climate change 2021: The physical science basis. Contribution of working group I to the sixth assessment report of the intergovernmental panel on climate change (pp. 33–144). Cambridge University Press.
[56]: Zhao, A., Bollasina, M. A., & Stevenson, D. S. (2019). Strong influence of aerosol reductions on future heatwaves. Geophysical Research Letters,46(9), 4913–4923.
[57]: Samset, B. H., Sand, M., Smith, C. J., Bauer, S. E., Forster, P. M., Fuglestvedt, J. S., et al. (2018). Climate impacts from a removal of anthropogenic aerosol emissions. Geophysical Research Letters, 45(2), 1020–1029.
