René D. Garreaud, director del Centro de Ciencia del Clima y la Resiliencia (CR)2 y Diego Campos, Dirección Meteorológica de Chile (DMC). Editado por José Barraza, divulgador científico (CR)2
Temperando las expectativas
Aunque la habilidad de predecir el fenómeno de El Niño Oscilación del Sur (ENOS) es mínima en esta época del año (limitante conocida como spring barrier, ver Levine & McPhaden 2015), existe un amplio consenso entre los modelos estadísticos y dinámicos sobre la llegada de un “Niño global” durante el invierno que se acerca.
Por Niño global nos referimos a un calentamiento sustancial de la parte central y oriental del Pacifico tropical, en contraste a un Niño costero donde el calentamiento se limita a la zona costera del Perú y Ecuador (ver Garreaud 2018). De hecho, el Niño costero se estableció a comienzo de marzo de este año, cuando la superficie del mar superó los 27 °C (unos 3 a 4 °C sobre el promedio) frente al norte del Perú (Figura 1), evento favorecido por la gran amplitud que alcanzó la oscilación de Madden y Julian (MJO, por sus siglas en inglés) en su fase 8. Lo anterior ha causado intensas lluvias en la costa árida (desierto de Sechura) y más al interior de ese país, provocando decenas de víctimas fatales y graves daños en la agricultura e infraestructura (Relief-web 2023). Actualmente, estas anomalías de temperatura de la superficie del mar (TSM) adyacente a la costa norte del Perú superan los 4 °C.
Figura 1. Mapas de la anomalía de la temperatura superficial del mar (TSM) a comienzo de febrero, y a inicio y finales de marzo de 2023. Las anomalías corresponden a la diferencia entre la TSM observada y el promedio de largo plazo (1980-2010) para las fechas correspondientes. Fuente: NOAA OI-SST.
Las anomalías (deviación respecto al promedio de largo plazo) de la TSM de la zona central y oriental del Pacífico tropical (promedio entre los 120° W y los 170° W, y los 5° N y los 5° S) son un indicador del Niño global. Este índice, conocido como Niño3.4, ha presentado valores negativos durante los últimos tres años, en conexión con un evento de La Niña de larga duración, pero, al momento de escribir este análisis, se encuentra cercano a los 0°C (condición neutra) y sigue incrementándose rápidamente.
Como mencionábamos previamente, la mayoría de los modelos predicen Niño3.4 entre +0.5 °C y +1.1 °C desde julio hasta fines de año, lo que significaría un Niño débil a moderado (Figura 2). Sin embargo, el spring barrier puede jugarnos una mala pasada con este pronóstico; por ejemplo, los modelos en mayo de 2021 proyectaban el final de La Niña para el invierno de dicho año, pero este ocurrió recién en el verano 2022-2023.
Figura 2. Pluma de pronósticos de El Niño global para el año 2023. Cada línea delgada es el pronóstico de un modelo para el índice Niño3.4 para los meses siguientes, que aquí se agrupan en trimestres (por ejemplo, “JJA” agrupa a junio, julio y agosto). Las líneas gruesas corresponden al promedio de los pronósticos basados en modelos dinámicos (verde), estadísticos (violeta) y todos los modelos (azul). Fuente: IRI-U. of Columbia, USA
Entonces, ¿a sacar el paraguas y el paletó? Siempre es bueno tener a mano esos implementos en invierno (junto al ojo vigilante de las autoridades competentes), pero debemos moderar nuestras expectativas de un 2023 lluvioso. Para poner la actual condición en contexto, la Figura 3 muestra un diagrama de dispersión en que cada símbolo representa el valor del Niño3.4 y la precipitación promedio en Chile central para todos los inviernos entre 1911 y 2022. Generalmente, los inviernos tienden a tener lluvias sobre el promedio durante eventos de El Niño, mientras que con La Niña las precipitaciones tienden a ser deficitarias. En los casos neutros (índice Niño3.4 entre -0.5 °C y +0.5 °C), las precipitaciones se distribuyen en todo el rango, con similar número de inviernos secos, lluviosos o cercanos al promedio.
Considerando el pronóstico de Niño moderado para este invierno, la estadística basada en el registro completo sugiere una mayor probabilidad de un invierno con lluvias por sobre lo normal (como se aprecia en la intersección del óvalo con el rectángulo violeta en la Figura 3). Pero la relación Niño3.4 y precipitación en Chile central se ha debilitado notoriamente desde comienzos de este nuevo siglo, por razones aún por dilucidar (Garreaud et al., 2021). En términos estadísticos, el coeficiente de correlación (r) entre Niño3.4 y la precipitación pasó de un máximo sobre 0.7, entre las décadas de 1970 a 1990, a un mínimo r cercano a 0.2 después del año 2000. Aunque durante los últimos doce años el fenómeno ENOS ha incluido Niñas, condiciones neutras y hasta el “Niño Godzilla” (2015), todos han presentado un déficit pluviométrico sustancial, conformando la bien conocida Megasequía de Chile central. Así, un evento de El Niño, incluso uno de gran intensidad, no garantiza un invierno lluvioso en la nueva condición climática de esta zona del país.
Figura 3. Diagrama de dispersión entre el índice Niño 3.4 y la precipitación en Chile central (32° – 36° S). En ambos casos se considera el invierno extendido (mayo a septiembre). Cada punto corresponde a un año entre 1911 y 2022. La precipitación se expresa como porcentaje respecto al promedio de largo plazo (1950-2010), de manera que los valores sobre (o bajo) 100 % corresponden a años más lluviosos (o secos) que el promedio. Los años de la Megasequía (2010-2022) se destacan en color rojo.
El contraste 1997 – 2015
El calentamiento del Pacifico ecuatorial durante la segunda mitad de los años 1997 y 2015 fue tan intenso (Niño3.4 mayor a 2 °C) que estos eventos fueron bautizados como “El Niño del Siglo” y “El Niño Godzilla”, respectivamente. Si bien el patrón de anomalías de la TSM en ambos inviernos fue similar (Figura 4), el año 1997 resultó ser uno de los más lluviosos en Chile central, mientras que el 2015 sumó un año más a la Megasequía en esta región (Figura 5). La comparación 1997 y 2015 ilumina la compleja relación entre ENOS y la precipitación en la zona central.
Figura 4. Condiciones de gran escala durante los inviernos (mayo a septiembre) de 1997 y 2015. Los colores indican las anomalías de la TSM, con colores rojos sobre 3 °C. Los contornos indican las anomalías de la altura geopotencial en el nivel de 200 hPa. Los contornos rojos y azules indican anomalías positivas y negativas, respectivamente. Las flechas verdes indican la trayectoria preferente de las tormentas en ambos inviernos. Fuente: NCEP-NCAR Reanalysis, NOAA OI SSST.
En la costa norte del Perú el calentamiento de la superficie del mar logra gatillar tormentas convectivas con intensas precipitaciones. En contraste, las mayores precipitaciones sobre Chile central que suelen (¿solían?) ocurrir durante un evento de El Niño se deben a teleconexiones en la atmosfera: una secuencia de centros de alta y baja presión a lo largo de un arco que se extiende desde el Pacifico tropical hacia Sudamérica (ver, Rutllant & Fuenzalida 1991). Más detalles sobre este mecanismo se presentan en este análisis anterior. En el invierno de 1997 (y otros eventos históricos) uno de los centros de baja presión se ubicó sobre el Pacifico sur subtropical y una alta presión se ubicó sobre el mar de Amundsen-Bellingshausen (ABS, por sus siglas en inglés), al oeste de la península Antártica, lo que favoreció la llegada de sistemas frontales y ríos atmosféricos hacia la zona central de Chile (Figura 4a). En tanto, el tren de onda en el 2015 estuvo desplazado al oeste de manera que la península Antártica y el ABS quedaron bajo un centro de baja presión, alejando la trayectoria de tormentas de Chile central (Figura 4b).
Figura 5. Los mapas muestran las anomalías de precipitación durante los inviernos (mayo a septiembre) de 1997 y 2015. Las anomalías se expresan como porcentaje de la precipitación promedio de largo plazo (1980-2010) en cada estación (Fuente: DMC y DGA). Los globos muestran las anomalías de precipitación en base a mediciones satelitales (producto CMAP, NOAA-USA), donde los colores celeste y azul indican precipitación sobre lo normal en el invierno respectivo.
Estas diferencias en el patrón de teleconexión explican en gran medida el dispar devenir de las precipitaciones en Chile central durante estos dos Niños extremos, y explican también la alta dispersión que observamos en la Figura 3. Las mismas pueden ser causadas por diferencias en la intensidad y extensión de las anomalías cálidas en el Pacifico ecuatorial, la época del año y la velocidad con la cual El Niño se desarrolla o diferencias en el flujo base sobre latitudes medias. El cambio climático está modificando estos elementos, pero ¿cómo cambiarán ENSO y sus teleconexiones durante el resto del siglo 21? Esta es una pregunta formidable y sin una clara respuesta aún (ver Hazpra et al., 2020; Cai et al., 2021).
¿La suerte de un año en un mes?
Consistente con su clima Mediterráneo, la mayor parte de la precipitación anual en Chile central es producto de unos pocos (entre tres y diez) sistemas frontales que alcanzan esta región entre mayo y agosto. Es por esto que dentro de un mismo invierno pueden alternarse meses lluviosos y secos, dando origen a la variabilidad intraestacional. Por ejemplo, el súper lluvioso año 1997 fue producto de las intensas y recurrentes precipitaciones durante el mes de junio, siendo el resto de los meses deficitarios (Figura 6). El origen de la variabilidad intraestacional de las lluvias en Chile está asociada a la Oscilación de Madden y Julian (Juliá et al., 2012; Barrett et al., 2012), una extensa región de tormentas convectivas que se desplaza sobre el Ecuador terrestre desde el océano Índico al Pacifico central con un periodo entre 30 y 60 días (más detalles en este análisis anterior). La gran cantidad de energía liberada en las tormentas convectivas también es capaz de alterar la circulación atmosférica fuera de la zona tropical. Cuando el núcleo de las tormentas activas se ubica en la parte central del Pacífico (fases 8 y 1 de la MJO) las presiones sobre el ABS son mayores al promedio (técnicamente, un bloqueo anticiclónico), aumentando la probabilidad de que las tormentas que se mueven en latitudes medias alcancen la zona central, dejando lluvia sobre lo normal (Juliá et al., 2012; Barret et al., 2012). En junio de 1997 la MJO, efectivamente, alcanzó una gran amplitud en su fase 8 y es posible que su patrón de teleconexión se superpusiera al causado por el intenso evento de El Niño, resultando en las abundantes precipitaciones sobre Chile central.
Figura 6. Anomalía (desviación respecto del promedio de largo plazo, 1980-2010) de la precipitación mensual durante el invierno de 1997 registrada en un conjunto de estaciones meteorológicas (Fuente: DMC y DGA). La escala común (en mm) se presenta sobre el panel de la izquierda.
Esperando a Chespirito
Considerando lo anterior, la combinación de El Niño y la MJO en fase 8, que podríamos llamar “El Chavo del 8”, parece ser la que maximiza la probabilidad de tener un invierno lluvioso en Chile central. Hay bastante certeza del establecimiento de El Niño durante este invierno, pero no podemos saber la condición de la MJO más allá de las próximas tres semanas. Por eso, las instituciones operativas hacen un seguimiento a nivel mensual como el Boletín de tendencias climáticas de la Dirección Meteorológica de Chile. Ojalá se aparezca el Chavo del 8 este invierno… pero incluso en el escenario de gran escala favorable, es bueno recordar la naturaleza episódica y frontal de la precipitación en Chile centro-sur, donde factores muy locales (como la orientación del flujo de vapor en relación con la cordillera) pueden hacer la diferencia entre una tormenta más bien seca y otra muy lluviosa. A estar atentos también al pronóstico de corto plazo también.
Referencias
Barrett, B. S., Carrasco, J. F., & Testino, A. P. (2012). Madden–Julian oscillation (MJO) modulation of atmospheric circulation and Chilean winter precipitation. Journal of Climate, 25(5), 1678-1688.
Cai, W., Santoso, A., Collins, M., Dewitte, B., Karamperidou, C., Kug, J. S., … & Zhong, W. (2021). Changing El Niño–Southern oscillation in a warming climate. Nature Reviews Earth & Environment, 2(9), 628-644.
Garreaud, R. D. (2018). A plausible atmospheric trigger for the 2017 coastal El Niño. International Journal of Climatology, 38, e1296-e1302.
Garreaud, R. D., Clem, K., & Veloso, J. V. (2021). The South Pacific pressure trend dipole and the Southern Blob. Journal of Climate, 34(18), 7661-7676.
Haszpra, T., Herein, M., & Bódai, T. (2020). Investigating ENSO and its teleconnections under climate change in an ensemble view–a new perspective. Earth System Dynamics, 11(1), 267-280.
Juliá, C., Rahn, D. A., & Rutllant, J. A. (2012). Assessing the influence of the MJO on strong precipitation events in subtropical, semi-arid north-central Chile (30 S). Journal of Climate, 25(20), 7003-7013.
Levine, A. F., & McPhaden, M. J. (2015). The annual cycle in ENSO growth rate as a cause of the spring predictability barrier. Geophysical Research Letters, 42(12), 5034-5041.
Peru: Floods and Landslides – Mar 2023. Reliefweb. https://reliefweb.int/disaster/fl-2023-000036
Rutllant, J., & Fuenzalida, H. (1991). Synoptic aspects of the central Chile rainfall variability associated with the Southern Oscillation. International Journal of Climatology, 11(1), 63-76.