{"id":32668,"date":"2021-08-09T13:27:10","date_gmt":"2021-08-09T17:27:10","guid":{"rendered":"http:\/\/www.cr2.cl\/?p=32668"},"modified":"2021-09-07T11:50:20","modified_gmt":"2021-09-07T14:50:20","slug":"analisis-cr2-la-montana-rusa-de-las-lluvias-en-chile-central","status":"publish","type":"post","link":"https:\/\/www.cr2.cl\/analisis-cr2-la-montana-rusa-de-las-lluvias-en-chile-central\/","title":{"rendered":"An\u00e1lisis (CR)2 | La monta\u00f1a rusa de las lluvias en Chile central"},"content":{"rendered":"<p><em>Ren\u00e9 Garreaud, subdirector Centro de Ciencia del Clima y la Resiliencia (CR)2; Juan Pablo Boisier, investigador (CR)2; y Roberto Rondanelli, investigador asociado (CR)2.<\/em><\/p>\n<p>La acumulaci\u00f3n anual de lluvia y nieve en Chile central es como una monta\u00f1a rusa: pasamos de condiciones muy secas a a\u00f1os en extremo lluviosos y rara vez se acumula el valor promedio (Figura 1). Dentro del invierno, un d\u00eda estamos en sequ\u00eda extrema y al siguiente amanecemos en el rango normal. \u00bfSon estos cambios fruto del puro caos de mariposas aleteando o existen factores f\u00edsicos en la atm\u00f3sfera y el oc\u00e9ano que modulan nuestro r\u00e9gimen de precipitaciones, ofreciendo alg\u00fan grado de predictibilidad en las proyecciones futuras a distintas escalas de tiempo? \u00bfQu\u00e9 son el ENSO y el SAM? \u00bfQu\u00e9 es la IPO y la mancha c\u00e1lida? Nombres extra\u00f1os para procesos complejos. Veamos de qu\u00e9 se trata.<\/p>\n<p><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig01.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32669\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig01.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"379\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 1.<\/strong> Nuestro variable r\u00e9gimen de precipitaciones ilustrado mediante la serie anual de precipitaci\u00f3n acumulada en la estaci\u00f3n Quinta Normal, Santiago (33\u00b0S, 71\u00b0W), desde 1890 a 2020 (l\u00ednea celeste). El promedio de largo plazo en Santiago es de 310 mm, valor que se destaca por una l\u00ednea horizontal segmentada, pero los valores anuales fluct\u00faan entre 70 y 700 mm, aproximadamente. La l\u00ednea anaranjada corresponde al valor promedio m\u00f3vil de 10 a\u00f1os precedentes. Las \u00e1reas grises y rosadas corresponden a periodos prolongados en que el promedio m\u00f3vil se encontraba sobre o bajo los 310 mm, respectivamente.<\/em><\/p>\n<p>La zona central de Chile, entre las regiones de Coquimbo y del Maule, concentra m\u00e1s del 60 % de la poblaci\u00f3n nacional y recibe en promedio entre 100 y 1000 mm de precipitaci\u00f3n dependiendo de la latitud y altitud, configurando un clima mediterr\u00e1neo y semi\u00e1rido. No son muchas las tormentas que llegan a esta zona del pa\u00eds: entre 5 y 15 cada a\u00f1o, y, generalmente, de uno o dos d\u00edas de duraci\u00f3n, con cerca de un 90 % de la lluvia cayendo entre los meses de abril a septiembre. Estos eventos son producto del paso de sistemas frontales cuyo desarrollo est\u00e1 asociado a centros de baja presi\u00f3n (depresiones), como la que muestra la Figura 2. Las depresiones transitan preferencialmente entre los 45\u00b0S y 60\u00b0S, inmersas en el cintur\u00f3n de vientos del oeste que da vuelta al hemisferio, de manera que los sistemas frontales deben tener una gran extensi\u00f3n para llegar a Chile central. El avance hacia el norte de estos sistemas es restringido por una zona de alta presi\u00f3n y estabilidad atmosf\u00e9rica que se ubica en forma casi permanente sobre latitudes subtropicales de todo el planeta. Frente a la costa del norte y centro de Chile esta zona corresponde al Anticicl\u00f3n del Pac\u00edfico Suroriental o, simplemente, \u201cel Anticicl\u00f3n del Pac\u00edfico\u201d.<\/p>\n<p>As\u00ed, el cintur\u00f3n de los oestes y el anticicl\u00f3n del Pac\u00edfico son los dos factores de gran escala que controlan la actividad frontal sobre Chile central, y cualquier cambio en su intensidad o posici\u00f3n altera la precipitaci\u00f3n en esta regi\u00f3n. La variaci\u00f3n m\u00e1s evidente se observa a lo largo del a\u00f1o; en verano el anticicl\u00f3n alcanza su posici\u00f3n m\u00e1s austral \u2013abarcando, en promedio, casi hasta la regi\u00f3n de Los Lagos- y el cintur\u00f3n de los oestes solo intercepta a Magallanes, produciendo un verano seco y c\u00e1lido en la zona centro-sur de Chile. Por el contrario, en los meses de invierno el Anticicl\u00f3n del Pac\u00edfico y el cintur\u00f3n de los oestes se ubican m\u00e1s al norte, permitiendo el arribo ocasional de sistemas frontales con su aporte de lluvias a Chile central. Superpuesto a este ciclo anual ocurren cambios m\u00e1s sutiles, pero igualmente importantes en distintas escalas de tiempo, dando origen a variaciones dentro del invierno (<em>intraestacionales<\/em>), entre un a\u00f1o y otro (<em>interanuales<\/em>), en la escala de d\u00e9cadas (<em>interdecadales<\/em>) y <em>tendencias de largo plazo<\/em> asociadas al cambio clim\u00e1tico. Las variaciones en cada una de estas escalas de tiempo tienen un origen distinto, pero, en general, est\u00e1n moduladas por patrones de circulaci\u00f3n atmosf\u00e9rica, cuyo impacto en Chile central describiremos brevemente a continuaci\u00f3n.<\/p>\n<p><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig02.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32670\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig02.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"361\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 2<\/strong>. Principales determinantes del hidroclima de Chile central ilustrados con una imagen satelital visible de un d\u00eda de invierno. Los c\u00edrculos violetas corresponden a isobaras (contornos de igual presi\u00f3n a nivel del mar) revelando las altas presiones (A) del Anticicl\u00f3n del Pacifico frente a la costa norte-centro de Chile. M\u00e1s al sur se observa un centro de baja presi\u00f3n (B) que se mueve hacia el continente, embebido en el cintur\u00f3n de vientos del oeste (flecha verde gruesa), generalmente localizado en latitudes medias (40-50\u00b0S). La circulaci\u00f3n cicl\u00f3nica (a favor de los punteros del reloj como lo indican las flechas curvadas) en torno a la baja presi\u00f3n favorece la ocurrencia de un frente fr\u00edo (l\u00ednea celeste) y c\u00e1lido (l\u00ednea roja). En ambos frentes, aire c\u00e1lido y h\u00famedo ascienden sobre aire fr\u00edo, generando nubosidad y precipitaci\u00f3n.<\/em><\/p>\n<h6>Todos los a\u00f1os son distintos<\/h6>\n<p>Hist\u00f3ricamente, la escala interanual ha recibido m\u00e1s atenci\u00f3n pues las variaciones de precipitaci\u00f3n de un a\u00f1o a otro son muy notables en Chile central y conllevan impactos mayores en distintos sectores (agua potable, agricultura, miner\u00eda, etc.). Santiago, por ejemplo, tiene una precipitaci\u00f3n anual promedio de 341 mm, y su registro de m\u00e1s de un siglo en la estaci\u00f3n Quinta Normal (DMC) revela a\u00f1os tan lluviosos como 1997 con 750 mm, alternados con a\u00f1os tan secos como 1998, en el cual cayeron solo 80 mm (Figura 1). Desde hace tres d\u00e9cadas, gracias a los trabajos de Humberto Fuenzalida, Jos\u00e9 Rutllant y Patricio Aceituno, entre otros investigadores, se sabe que el fen\u00f3meno <strong>El Ni\u00f1o-Oscilaci\u00f3n del Sur<\/strong> (ENSO, por sus siglas en ingl\u00e9s) es el modo de variabilidad clim\u00e1tica global con mayor influencia en el r\u00e9gimen<em> interanual<\/em> de la precipitaci\u00f3n en Chile central. ENSO se manifiesta como una sucesi\u00f3n de a\u00f1os en que la temperatura superficial del mar (TSM) a lo largo del Pac\u00edfico ecuatorial es mayor (eventos de \u00abEl Ni\u00f1o\u00bb) o menor (eventos de \u00abLa Ni\u00f1a\u00bb) respecto al promedio hist\u00f3rico. La recurrencia de estos eventos es variable, usualmente entre 3 y 7 a\u00f1os, y los cambios de TSM est\u00e1n estrechamente ligados a una distribuci\u00f3n particular en la presi\u00f3n y circulaci\u00f3n atmosf\u00e9rica sobre la cuenca del Pac\u00edfico.<\/p>\n<p>En los a\u00f1os de El Ni\u00f1o hay un debilitamiento del Anticicl\u00f3n del Pac\u00edfico (Figura 3a), mientras que en los a\u00f1os de La Ni\u00f1a ocurre lo contrario. El calentamiento del Pac\u00edfico central en a\u00f1os de El Ni\u00f1o tambi\u00e9n modifica la ubicaci\u00f3n de zonas de convecci\u00f3n profunda en el tr\u00f3pico, de las cuales emanan ondas capaces de alterar la circulaci\u00f3n atmosf\u00e9rica en todo el globo. En particular, la propagaci\u00f3n de estas ondas suele generar una anomal\u00eda de alta presi\u00f3n m\u00e1s o menos persistente sobre el mar de Bellinghausen, al este de la Pen\u00ednsula Ant\u00e1rtica (Figura 3). Esta alta presi\u00f3n en latitudes altas act\u00faa como un <em>bloqueo<\/em> del flujo del oeste, desviando los centros de baja presi\u00f3n al norte de su trayectoria habitual. As\u00ed, el debilitamiento del Anticicl\u00f3n del Pac\u00edfico y una ubicaci\u00f3n m\u00e1s al norte de lo habitual de los centros de baja presi\u00f3n favorecen la llegada de sistemas frontales a Chile central durante los inviernos de El Ni\u00f1o y, en consecuencia, tiende a incrementarse la precipitaci\u00f3n en esta regi\u00f3n. Es igualmente importante mencionar que en a\u00f1os de El Ni\u00f1o ocurre un mayor transporte de humedad desde el Pac\u00edfico tropical y, por lo tanto, estos sistemas frontales que llegan con m\u00e1s frecuencia son m\u00e1s h\u00famedos que sus equivalentes en a\u00f1os normales y de La Ni\u00f1a.<\/p>\n<p>Condiciones aproximadamente opuestas ocurren durante los a\u00f1os de La Ni\u00f1a, en los cuales hay un enfriamiento del Pacifico tropical y una intensificaci\u00f3n del Anticicl\u00f3n del Pacifico (Figura 3b). Esto \u00faltimo resulta en precipitaciones t\u00edpicamente menores al promedio sobre Chile central. Los impactos clim\u00e1ticos de ENSO no se restringen a Chile central, sino que incluyen el Altiplano y la Patagonia (ver por ejemplo Montencinos y Aceituno 2003), como la mayor parte de Sudam\u00e9rica (un resumen se presenta en Cai et al. 2020) y otras regiones del planeta.<\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig03.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32671\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig03.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"558\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 3. <\/strong>Esquema de la circulaci\u00f3n atmosf\u00e9rica durante a\u00f1os de El Ni\u00f1o (panel a). En estos periodos ocurre un debilitamiento del Anticicl\u00f3n del Pacifico (\u00f3valo rojo segmentado). Las aguas superficiales anormalmente c\u00e1lidas (\u00e1rea amarilla) en el Pacifico tropical central favorecen nubes convectivas y de gran desarrollo vertical en esa zona. Las zonas con convecci\u00f3n suprimidas se indican mediante el s\u00edmbolo del sol. La circulaci\u00f3n inducida por esta actividad convectiva tropical es capaz de perturbar el campo de presi\u00f3n en latitudes subtropicales y medias, como muestra la secuencia de n\u00facleos an\u00f3malos de baja-alta-baja presi\u00f3n (\u00f3valos rojos y violetas), produciendo una onda de Rossby (flecha gris) en la atm\u00f3sfera sobre el Pacifico. El establecimiento de anomal\u00edas de alta presi\u00f3n al oeste de la Pen\u00ednsula Ant\u00e1rtica, junto al debilitamiento del Anticicl\u00f3n del Pacifico, favorece la llegada de sistemas frontales a Chile central durante los inviernos de El Ni\u00f1o. Lo contrario ocurre durante los inviernos de los a\u00f1os de La Ni\u00f1a como se esquematiza en el panel (b).<\/em><\/p>\n<p>En la Figura 4 se compara la precipitaci\u00f3n acumulada en Santiago con el \u00edndice Ni\u00f1o3.4 durante los meses de invierno (nuestro periodo de lluvias) para cada a\u00f1o entre 1866 y 2019. El \u00edndice Ni\u00f1o3.4 es una m\u00e9trica habitual de ENSO que mide las anomal\u00edas (desviaci\u00f3n respecto al promedio) de la TSM en el Pac\u00edfico ecuatorial central: valores sobre 0.5 \u00b0C corresponden a un invierno de El Ni\u00f1o y bajo 0.5 \u00b0C a uno de La Ni\u00f1a. La relaci\u00f3n El Ni\u00f1o-lluvioso\/La Ni\u00f1a-seca es clara, pero tambi\u00e9n hay una gran dispersi\u00f3n en esa relaci\u00f3n con notables excepciones a la regla general. En particular, cuando el invierno es ENSO-neutral (valores Ni\u00f1o3.4 entre \u00b10.5 \u00b0C) se puede dar cualquier condici\u00f3n pluviom\u00e9trica: a\u00f1os secos, cercanos al promedio o lluviosos. Por razones no enteramente claras, la modulaci\u00f3n de ENSO sobre la lluvia de Chile central fue m\u00e1s fuerte entre los a\u00f1os 70 y 90, pero esta ha deca\u00eddo marcadamente en lo que va de este siglo. Ya regresaremos a este periodo m\u00e1s adelante.<\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig04.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32672\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig04.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"487\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 4.<\/strong> La dispersa relaci\u00f3n entre las fases de ENSO y la precipitaci\u00f3n en Chile central. Cada circulo en esta figura corresponde a un a\u00f1o entre 1866 y 2019, ubicado seg\u00fan el valor del \u00edndice Ni\u00f1o3.4 (eje horizontal) y la precipitaci\u00f3n anual registrada en la estaci\u00f3n de Quinta Normal, Santiago (eje vertical en escala logar\u00edtmica). En general, se observa que durante los a\u00f1os de El Ni\u00f1o (Ni\u00f1o3.4>0.5; banda celeste) la precipitaci\u00f3n en Santiago est\u00e1 sobre el promedio (320 mm), mientras que en los a\u00f1os de La Ni\u00f1a (Ni\u00f1o3.4<0.5; banda rosada) la precipitaci\u00f3n tiende a estar bajo el promedio. En condiciones neutras de ENSO (0.5< Ni\u00f1o3.4 <0.5) ocurren condiciones pluviom\u00e9tricas en todo el rango. El grado de asociaci\u00f3n entre ENSO y la precipitaci\u00f3n ha variado en el tiempo. Entre 1866 y 1970 (c\u00edrculos grises semi transparentes) la correlaci\u00f3n entre ambas variables fue moderada (coeficiente de correlaci\u00f3n r=+0.5), aumentando entre 1970 y 2000 (c\u00edrculos azules, r=+0.7). En la \u00faltima d\u00e9cada (c\u00edrculos rojos) la correlaci\u00f3n es insignificante (r=+0.1) y la precipitaci\u00f3n en Santiago ha sido deficitaria independiente del valor de Ni\u00f1o3.4.<\/em><\/p>\n<h6>Sorpresas dentro del invierno<\/h6>\n<p>A comienzos del oto\u00f1o de 1997 se produjo un marcado incremento de la TSM en el Pac\u00edfico tropical, resultando en uno de los eventos de El Ni\u00f1o m\u00e1s intenso del registro. La precipitaci\u00f3n acumulada a lo largo de Chile central fue entre 2 a 3 veces superior al promedio hist\u00f3rico. Pero como vimos inicialmente, las lluvias son causadas por unas pocas, pero intensas, tormentas que en el invierno de 1997 se concentraron entre fines de mayo y junio, y, luego, a comienzo de primavera. En contraste, el mes de julio fue decididamente seco (Figura 5). Estas fluctuaciones dentro de un mismo invierno constituyen la variabilidad <em>intraestacional<\/em>. El origen de esta variabilidad no est\u00e1 firmemente establecido, pero la evidencia observacional (Juli\u00e1 et al. 2012; Barret et al. 2012) apunta a la llamada <strong>Oscilaci\u00f3n de Madden – Julian<\/strong> (MJO por sus siglas en ingles). Esta oscilaci\u00f3n da cuenta de ubicaci\u00f3n de zonas dentro de la banda ecuatorial donde se concentran tormentas muy activas y otras donde las tormentas est\u00e1n suprimidas (Figura 6). Este dipolo de convecci\u00f3n se desplaza desde el borde occidental del oc\u00e9ano \u00cdndico hasta la parte central del oc\u00e9ano Pacifico, en un periodo de entre 30 y 60 d\u00edas, definiendo un total de 8 fases de la MJO. El mayor efecto de la MJO ocurre en latitudes bajas (cerca de los 20\u00b0), pero la gran cantidad de energ\u00eda liberada en las tormentas convectivas tambi\u00e9n es capaz de alterar la circulaci\u00f3n atmosf\u00e9rica en latitudes extratropicales de manera diferenciada a medida que la MJO se desplaza sobre los oc\u00e9anos tropicales. Por ejemplo, cuando el n\u00facleo de las tormentas activas se ubica en la parte central del Pac\u00edfico (fases 7 y 8), las ondas emanadas desde all\u00ed tienden a producir presiones por sobre lo normal en el Mar de Amundsen-Bellinghausen (similar a la condici\u00f3n en a\u00f1os de El Ni\u00f1o) (Figura 6), incrementando el paso de tormentas por el sur de Chile y aumentando la probabilidad de que alguna de ellas incursione hasta la zona central. Lo contrario ocurre cuando el polo de convecci\u00f3n activa se ubica en el oc\u00e9ano \u00cdndico durante las fases 3, 4 y 5 de la MJO, tendiendo a reducir las precipitaciones en Chile central (Juli\u00e1 et al. 2012; Barret et al. 2012).<\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig05.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32673\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig05.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"320\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 5<\/strong>. Variaciones intraestacionales de la precipitaci\u00f3n en Chile central. Los mapas indican la anomal\u00eda (desviaci\u00f3n respecto del promedio de largo plazo, 1980-2010) de la precipitaci\u00f3n mensual durante el invierno de 1997 registrada en un conjunto de estaciones meteorol\u00f3gicas. La escala com\u00fan (en mil\u00edmetros) se presenta sobre el panel de la izquierda. El a\u00f1o 1997 fue uno de los m\u00e1s lluviosos del registro (ver la Figura 1), pero gran parte de las precipitaciones se concentraron en cuatro tormentas durante junio. Por el contrario, julio fue un mes m\u00e1s seco que el promedio.<\/em><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig06.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32674\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig06.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"259\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 6<\/strong>. Esquema de la circulaci\u00f3n atmosf\u00e9rica durante una de las fases de la Oscilaci\u00f3n de Madden – Julian (MJO, fase 7). En esta condici\u00f3n la convecci\u00f3n est\u00e1 muy activa sobre el extremo oeste del Pacifico ecuatorial y suprimida sobre el oc\u00e9ano \u00cdndico. Ondas de Rossby emanadas desde el n\u00facleo convectivo (flecha gris) producen una sucesi\u00f3n de n\u00facleos an\u00f3malos de presi\u00f3n sobre el Pacifico extratropical (\u00f3valos rojos y violetas). El centro de altas presiones al oeste del Cono Sur de Am\u00e9rica propicia la llegada de sistemas frontales a Chile central.<\/em><\/p>\n<h6>Modas de cada d\u00e9cada<\/h6>\n<p>Regresando a la precipitaci\u00f3n acumulada durante todo el a\u00f1o, la serie anual de Santiago muestra tambi\u00e9n periodos prolongados \u2013una d\u00e9cada o m\u00e1s- en los cuales la precipitaci\u00f3n tiende a estar por encima o por debajo del promedio (Figura 1). Como la <em>variabilidad interdecadal<\/em> es peque\u00f1a en comparaci\u00f3n con la de escala interanual, se ha incluido el promedio m\u00f3vil de 10 a\u00f1os para resaltar estas fluctuaciones de largo periodo. As\u00ed, podemos distinguir un periodo relativamente seco entre 1950 y mediado de los 70, seguido por condiciones m\u00e1s lluviosas en los 80 y 90, y una nueva condici\u00f3n seca m\u00e1s marcada desde comienzos del presente siglo. Aunque la intensidad de la variabilidad interdecadal es peque\u00f1a (cerca de un 10 % del valor promedio) su persistencia temporal incrementa sus efectos en la hidrolog\u00eda de la regi\u00f3n y probablemente en su ecolog\u00eda (\u00c1lvarez et al. 2020). Los periodos secos y h\u00famedos identificados en el siglo XX coinciden bien con las fases de la <strong>Oscilaci\u00f3n Interdecadal del Pacifico<\/strong> (IPO, por sus siglas en ingl\u00e9s), un modo de variabilidad global que presenta caracter\u00edsticas espaciales similares a ENSO, pero cuya persistencia es mucho mayor, sugiriendo mecanismos distintos en su desarrollo (ver, por ejemplo, a Garreaud & Battisti 1999). As\u00ed, la fase positiva de la IPO incluye anomal\u00edas c\u00e1lidas de la TSM en el Pac\u00edfico tropical central, un debilitamiento del anticicl\u00f3n del Pac\u00edfico sur y un aumento de los bloqueos atmosf\u00e9ricos en el Mar de Bellinghausen, elementos que propician mayor precipitaci\u00f3n en Chile central. Lo contrario ocurre durante la fase negativa de la IPO, que presenta caracter\u00edsticas del tipo La Ni\u00f1a. Adem\u00e1s, los efectos de IPO y ENSO se superponen, increment\u00e1ndose o compens\u00e1ndose parcialmente. As\u00ed, un evento de El Ni\u00f1o durante la fase positiva de la IPO puede tener una mayor probabilidad de producir un a\u00f1o lluvioso en Chile central y en su fase negativa, una menor probabilidad (Garreaud & Battisti 1999), explicando parte de las fluctuaciones de largo plazo del grado de asociaci\u00f3n entre ENOS y el hidroclima regional.<\/p>\n<h6>La actual Megasequ\u00eda (2010- )<\/h6>\n<p>El declive de precipitaciones observado en Chile central desde principio de este siglo ha sido muy marcado y todos los a\u00f1os desde el 2010 en adelante han sido deficitarios, incluyendo el a\u00f1o 2019, con un d\u00e9ficit superior al 75 % en buena parte de la zona centro-sur. Es la primera vez en que observamos una condici\u00f3n seca tan persistente en el registro hist\u00f3rico, por lo que este periodo ha sido denominado como Megasequ\u00eda. Los impactos de la Megasequ\u00eda se han hecho sentir en m\u00faltiples sectores (Garreaud et al. 2017), incluyendo una marcada disminuci\u00f3n de los recursos h\u00eddricos superficiales y subterr\u00e1neos, descenso del aporte de nutrientes a la zona costera, disminuci\u00f3n del verdor de la vegetaci\u00f3n natural, incremento del \u00e1rea consumida por incendios forestales y abastecimiento de agua potable en zonas rurales. Sin duda, el sustancial, prolongado e ininterrumpido d\u00e9ficit de precipitaciones es uno de los determinantes del creciente d\u00e9ficit h\u00eddrico que afecta gran parte de Chile central, con expresiones locales muy dram\u00e1ticas, como las observadas en el valle del r\u00edo Petorca y algunas provincias de la regi\u00f3n de El Maule.<\/p>\n<p>Si buscamos una explicaci\u00f3n para la Megasequ\u00eda, vemos que ENSO ha estado mayormente en su estado neutro durante esta d\u00e9cada (Figura 4), as\u00ed que no podemos culpar a La Ni\u00f1a por la prolongada sequ\u00eda. \u00a0Incluso tuvimos una sorpresa el a\u00f1o 2015 cuando se desarroll\u00f3 un intenso evento de El Ni\u00f1o y aun as\u00ed terminamos con d\u00e9ficit. En cambio, la IPO ha presentado una tendencia hacia su fase negativa desde fines de la d\u00e9cada de 1970, lo que ha contribuido al secamiento de Chile central, pero no permite explicar completamente la magnitud y continuidad de la Megasequ\u00eda (Boisier et al., 2016). Investigaciones recientes han sugerido dos factores adicionales en la modulaci\u00f3n del hidroclima de Chile: la mancha c\u00e1lida y el cambio clim\u00e1tico. La <strong>mancha c\u00e1lida<\/strong> corresponde a un amplio sector del Pac\u00edfico suroccidental (al este de Nueva Zelanda) que ha experimentado un continuo calentamiento de su capa superficial desde comienzo de siglo hasta la actualidad (Garreaud et al. 2020, Garreaud 2020b). El aumento de la TSM en esa regi\u00f3n produce un aumento de las presiones en latitudes subtropicales del Pacifico sur, reforzando el Anticicl\u00f3n frente a la costa chilena, y tiende a desviar las tormentas de latitudes medias hacia la periferia ant\u00e1rtica, los ingredientes precisos para causar sequ\u00edas en Chile central (Figura 7). Tambi\u00e9n hay evidencia de que la mancha y sus consecuencias en la circulaci\u00f3n atmosf\u00e9rica han ocurrido en el pasado, pero la magnitud del presente evento est\u00e1 muy por encima del rango \u201cnatural\u201d, sugiriendo que el cambio clim\u00e1tico ha contribuido a este evento, aunque a\u00fan no sabemos precisamente de qu\u00e9 forma (Garreaud et al. 2021).<\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig07.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32675\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig07.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"236\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 7<\/strong>. Esquema de la circulaci\u00f3n atmosf\u00e9rica inducida por la mancha c\u00e1lida. La mancha c\u00e1lida es un sustancial y prolongado calentamiento del oc\u00e9ano en el Pacifico subtropical suroccidental (\u00f3valo amarillo cerca de Nueva Zelanda). Esta condici\u00f3n m\u00e1s c\u00e1lida llega a la trop\u00f3sfera (cilindro) y resulta en un incremento de la presi\u00f3n superficial sobre gran parte del Pacifico subtropical (\u00f3valo rojo), intensificando el Anticicl\u00f3n del Pacifico junto a una ca\u00edda de presiones en la periferia ant\u00e1rtica (\u00f3valo violeta). Ambos elementos refuerzan la trayectoria de tormentas hacia el extremo del continente, alej\u00e1ndolos de Chile central y produciendo menores precipitaciones.<\/em><\/p>\n<h6>Mirando hacia el futuro<\/h6>\n<p>El incremento de la temperatura en gran parte del planeta durante los \u00faltimos 100 a\u00f1os es el aspecto m\u00e1s conocido del <strong>cambio clim\u00e1tico<\/strong> producido por m\u00faltiples actividades humanas (Garreaud 2020a). Estas han provocado un aumento de la concentraci\u00f3n atmosf\u00e9rica de gases con efecto invernadero (GEI) y una disminuci\u00f3n del ozono en la estrat\u00f3sfera. El aumento de los GEI ha causado un calentamiento marcado en la trop\u00f3sfera alta sobre los tr\u00f3picos y subtr\u00f3picos, mientras que la disminuci\u00f3n del ozono ha producido un enfriamiento de la estrat\u00f3sfera sobre latitudes altas del hemisferio sur. Estas tendencias divergentes de la temperatura del aire acrecientan el contraste t\u00e9rmico norte-sur entre los 10 y 15 km de altura, intensificando el anillo de m\u00e1ximo viento del oeste conocido como la corriente en chorro polar (Figura 8). La aceleraci\u00f3n de los vientos en altura es transferida hacia abajo causando la intensificaci\u00f3n de los oestes en superficie sobre el oc\u00e9ano Austral. La intensificaci\u00f3n del flujo demanda una readecuaci\u00f3n del campo de presi\u00f3n a nivel del mar, causando un aumento circumpolar de presiones en torno a los 40\u00b0S en las \u00faltimas d\u00e9cadas y una ca\u00edda de la presi\u00f3n sobre la Ant\u00e1rtica, lo que se conoce como la fase positiva del modo anular del sur (<strong>SAM<\/strong>, por sus siglas en ingl\u00e9s).<\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig08.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32676\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig08.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"246\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 8<\/strong>. Esquema de la tendencia de largo plazo de la circulaci\u00f3n observada y proyectada sobre el hemisferio sur. Durante las \u00faltimas tres a cuatro d\u00e9cadas ha ocurrido un calentamiento de la trop\u00f3sfera en latitudes bajas (tr\u00f3picos y subtr\u00f3picos) a consecuencia del incremento de los gases con efecto invernadero (CO<sub>2<\/sub>, CH<sub>4<\/sub>, entre otros). En paralelo, la inyecci\u00f3n de compuestos que destruyen el ozono ha resultado en un enfriamiento de la estrat\u00f3sfera sobre el polo sur. El aumento del contraste t\u00e9rmico ente latitudes altas y bajas ha intensificado los vientos del oeste en un anillo circumpolar alrededor de los 60\u00b0S. Ese incremento se observa en todos los niveles de la trop\u00f3sfera (flechas violeta y gris) y es balanceado por una disminuci\u00f3n de las presiones en latitudes altas (banda de color celeste) junto a un aumento de las presiones en latitudes medias y subtropicales (banda de color rosado). Esto \u00faltimo intensifica el Anticicl\u00f3n del Pacifico sur y explica parte de la tendencia de menores precipitaciones en la zona centro-sur de Chile. Aunque el enfriamiento estratosf\u00e9rico se est\u00e1 reduciendo, el calentamiento troposf\u00e9rico continuar\u00e1 por el resto del siglo XXI de forma que este esquema de tendencias observadas es mayormente aplicable a las tendencias proyectadas de circulaci\u00f3n para el futuro junto a sus impactos.<\/em><\/p>\n<p>La tendencia positiva de SAM y el aumento de presiones en torno a los 40\u00b0S ha sido m\u00e1s notable durante los meses de verano y comienzos de oto\u00f1o, causando una sustancial disminuci\u00f3n de precipitaciones sobre gran parte de la Patagonia Chilena (Garreaud 2021) y los modelos clim\u00e1ticos indican la continuaci\u00f3n de tal efecto (Boisier et al. 2009; Aguayo et al. 2009). En los meses de invierno el incremento de presiones causado por SAM es menos marcado, pero aun suficiente como para obstaculizar el avance de sistemas frontales hacia la zona central de Chile. De hecho, cerca de un cuarto del d\u00e9ficit h\u00eddrico durante la actual Megasequ\u00eda se estima que es debido al forzante antropog\u00e9nico a trav\u00e9s de la acci\u00f3n de SAM. Aunque esta contribuci\u00f3n es a\u00fan minoritaria, la tendencia a la sequ\u00eda de origen antropog\u00e9nico se mantendr\u00e1 a lo largo del presente siglo, causando una progresiva disminuci\u00f3n entre un 15 y un 40 % de la precipitaci\u00f3n sobre Chile central hacia fines de siglo, dependiendo de la trayectoria de emisiones de GEI que siga la humanidad (Figura 9).<\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig09.bmp\"><img loading=\"lazy\" decoding=\"async\" class=\" td-modal-image aligncenter wp-image-32677\" src=\"https:\/\/www.cr2.cl\/wp-content\/uploads\/2021\/08\/fig09.bmp\" alt=\"\" width=\"600\" height=\"411\" \/><\/a><\/p>\n<p style=\"text-align: center;\"><em><strong>Figura 9<\/strong>. El futuro es abierto. Dependiendo de la cantidad de gases con efecto invernadero (GEI) que emita la humanidad durante las pr\u00f3ximas d\u00e9cadas, el futuro clim\u00e1tico de nuestro planeta (resumido en su temperatura media) y de Chile (resumido por el d\u00e9ficit de precipitaci\u00f3n en la zona central) puede variar en un amplio rango. Si las emisiones de GEI contin\u00faan increment\u00e1ndose (escenario RCP8.5) la concentraci\u00f3n de CO<sub>2<\/sub> a fines de siglo llegar\u00eda a unas 1000 partes por mill\u00f3n (ppm), m\u00e1s de tres veces el valor preindustrial (280 ppm), incrementando la temperatura promedio del planeta en cerca de 4 \u00b0C por encima del valor actual y reduciendo en forma permanente y en promedio las precipitaciones en Chile central en m\u00e1s de un 30 % respecto al presente. Por el contrario, si las medidas de mitigaci\u00f3n comienzan a implementarse r\u00e1pida y efectivamente (escenario RCP2.6, lo comprometido en el Acuerdo de Paris de 2015), las concentraciones de CO<sub>2<\/sub> se mantendr\u00edan por debajo de las 500 ppm (actualmente tenemos 410 ppm), el calentamiento global no superar\u00eda los 1.5 \u00b0C y la precipitaci\u00f3n en Chile central sufrir\u00eda una perdida (promedio) de cerca del 10 % en la segunda mitad del siglo XXI.<\/em><\/p>\n<h6 style=\"text-align: left;\">S\u00edntesis<\/h6>\n<p>La zona central de Chile est\u00e1 en la transici\u00f3n entre una de las regiones m\u00e1s secas del planeta \u2013el desierto de Atacama- y una regi\u00f3n lluviosa en latitudes medias. Esta condici\u00f3n lim\u00edtrofe, hace que la acumulaci\u00f3n anual dependa de unas pocas tormentas y sea susceptible a peque\u00f1as variaciones en la posici\u00f3n e intensidad del anticicl\u00f3n del Pac\u00edfico subtropical y la banda de vientos del oeste en latitudes medias. Varios fen\u00f3menos de escala global \u2013ENSO, MJO, PDO y SAM- afectan los dos elementos anteriores en distintas escalas de tiempo, desde los meses a las d\u00e9cadas, produciendo un r\u00e9gimen de precipitaci\u00f3n muy \u201cinestable\u201d en Chile central. Esta variabilidad ha sido parte de la historia de nuestro territorio como queda de manifiesto, por ejemplo, en las cr\u00f3nicas de terribles aluviones y grandes sequ\u00edas desde la conquista al siglo XIX (Vicu\u00f1a Mackenna, 1877) y tambi\u00e9n en nuestra historia reciente. Aunque compleja, la dependencia de la precipitaci\u00f3n en Chile central a modos globales ofrece alg\u00fan grado de predicci\u00f3n en el mediano plazo mediante t\u00e9cnicas que est\u00e1n en permanente desarrollo. Superpuesta a estas variaciones, el cambio clim\u00e1tico antropog\u00e9nico cambiar\u00e1 el r\u00e9gimen de precipitaciones hacia una condici\u00f3n m\u00e1s seca, aunque no exento de peligros hidrometeorol\u00f3gicos (Mardones & Garreaud 2020). La magnitud de la disminuci\u00f3n de precipitaci\u00f3n proyectada para el resto del siglo XXI presenta un amplio rango, incluyendo un escenario en que la condici\u00f3n media sea similar a la actual Megasequ\u00eda, la cual depende directamente del escenario de emisiones de gases de efecto invernadero.<\/p>\n<p><strong>Editado por Jos\u00e9 Barraza<\/strong><\/p>\n<h5><strong>Referencias<\/strong><\/h5>\n<p>Barrett, B., J. Carrasco, and A.\u00a0 Testino, 2012: Madden–Julian oscillation (MJO) modulation of atmospheric circulation and Chilean winter precipitation. J. Climate, 25, 1678-1688. <a href=\"https:\/\/doi.org\/10.1175\/JCLI-D-11-00216.1\">https:\/\/doi.org\/10.1175\/JCLI-D-11-00216.1<\/a><\/p>\n<p>Bosier, J.P., R. Rondanelli, R. Garreaud, F. Mu\u00f1oz, 2016: Natural and anthropogenic contributions to the Southeast Pacific precipitation decline and recent mega-drought in central Chile. <em>Geophys. Res. Lett.,<\/em> <strong>43<\/strong>, <a href=\"https:\/\/doi:10.1002\/2015GL067265\">https:\/\/doi:10.1002\/2015GL067265<\/a>.<\/p>\n<p>Cai, W., MJ McPhaden, A.M Grimm, R Rodrigues, A. Taschetto, R. Garreaud, B. Dewitte, G. Poveda, Yoo-Geun Ham, A. Santoso, B. Ng, W. Anderson, G. Wang, T. Geng, Hyun-Su Jo, J. Marengo, L Alves, M. Osman, S. Li, L. Wu, C. Karamperidou, K. Takahashi, C. Vera, 2020: Climate impacts of the El Ni\u00f1o\u2013Southern Oscillation on South America. <em>Nature Reviews Earth & Environment,<\/em> <strong>1<\/strong>, 215\u2013231, <a href=\"https:\/\/doi.org\/10.1038\/s43017-020-0040-3\">https:\/\/doi.org\/10.1038\/s43017-020-0040-3<\/a><\/p>\n<p>Garreaud, R. (2020a). <em>Filas en el supermercado y cambio clim\u00e1tico (Primera parte). <\/em>[An\u00e1lisis]. Centro de Ciencia del Clima y la Resiliencia (CR)2 (ANID\/FONDAP\/15110009). Disponible en: <a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/filas-en-el-supermercado-y-cambio-climatico-primera-parte\/\">https:\/\/www.cr2.cl\/filas-en-el-supermercado-y-cambio-climatico-primera-parte\/<\/a><\/p>\n<p>Garreaud, R. (2020b). <em>La \u201cmancha c\u00e1lida\u201d del oc\u00e9ano Pac\u00edfico y olas de calor en Chile. <\/em>[An\u00e1lisis]. Centro de Ciencia del Clima y la Resiliencia (CR)2 (ANID\/FONDAP\/15110009). Disponible en: <a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/la-mancha-calida-del-oceano-pacifico-y-olas-de-calor-en-chile\/\">https:\/\/www.cr2.cl\/la-mancha-calida-del-oceano-pacifico-y-olas-de-calor-en-chile\/<\/a><\/p>\n<p>Garreaud, R. (2021). <em>\u00a1Pucha que la revuelven! (El impacto del cambio clim\u00e1tico en el sur de Chile). <\/em>[An\u00e1lisis]. Centro de Ciencia del Clima y la Resiliencia (CR)2 (ANID\/FONDAP\/15110009). Disponible en: <a href=\"https:\/\/www.cr2.cl\/analisis-pucha-que-la-revuelven-el-impacto-del-cambio-climatico-en-el-sur-de-chile-cr2\/\">https:\/\/www.cr2.cl\/analisis-pucha-que-la-revuelven-el-impacto-del-cambio-climatico-en-el-sur-de-chile-cr2\/<\/a><\/p>\n<p>Garreaud, R., C. Alvarez-Garreton, J. Barichivich, J.P. Boisier, D.A. Christie, M. Galleguillos, C. LeQuesne, J. McPhee, M. Zambrano-Bigiarini, 2017: The 2010-2015 mega drought in Central Chile: Impacts on regional hydroclimate and vegetation. <em>Hydrol. Earth Syst. Sci.,<\/em> <strong>21<\/strong>, 1\u201321, <a href=\"https:\/\/doi.org\/10.5194\/hess-21-1-2017\">https:\/\/doi.org\/10.5194\/hess-21-1-2017<\/a><\/p>\n<p>Garreaud, R., JP. Boisier, R. Rondanelli, A. Montecinos, H. Sep\u00falveda and D. Veloso-\u00e1guila, 2019: The Central Chile Mega Drought (2010-2018): A Climate dynamics perspective. <em>International Journal of Climatology<\/em>. 1-19. <a href=\"https:\/\/doi.org\/10.1002\/joc.6219\">https:\/\/doi.org\/10.1002\/joc.6219<\/a><\/p>\n<p>Garreaud, R., K. Clem, and J. Vicencio, 2021: The South Pacific Pressure Trend Dipole and the Southern Blob. <em>J. of Climate<\/em>: <a href=\"https:\/\/doi.org\/10.1175\/JCLI-D-20-0886.1\">https:\/\/doi.org\/10.1175\/JCLI-D-20-0886.1<\/a><\/p>\n<p>Juli\u00e1, C., D. Rahn, and J. Rutllant, 2012: Assessing the influence of the MJO on strong precipitation events in subtropical, semi-arid north-central Chile (30 S). <em>Journal of Climate<\/em>, <strong>25<\/strong>, 7003-7013. <a href=\"https:\/\/doi.org\/10.1175\/JCLI-D-11-00679.1\">https:\/\/doi.org\/10.1175\/JCLI-D-11-00679.1<\/a><\/p>\n<p>Mardones, P., and R. Garreaud, 2020: Future changes in the free-tropospheric freezing level and rain-snow limit: The case of central Chile. <em>Atmospheres<\/em>, <strong>11<\/strong>, 1-16. <a href=\"https:\/\/doi.org\/10.3390\/atmos11111259\">https:\/\/doi.org\/10.3390\/atmos11111259<\/a><\/p>\n<p>Montecinos, A. and Aceituno, P., 2003: Seasonality of the ENSO-related rainfall variability in central Chile and associated circulation anomalies, <em>J. Climate<\/em>, <strong>16<\/strong>, 281\u2013296. <a href=\"https:\/\/doi.org\/10.1175\/1520-0442(2003)016%3c0281:SOTERR%3e2.0.CO;2\">https:\/\/doi.org\/10.1175\/1520-0442(2003)016<0281:SOTERR>2.0.CO;2<\/a><\/p>\n","protected":false},"excerpt":{"rendered":"<p>Ren\u00e9 Garreaud, subdirector Centro de Ciencia del Clima y la Resiliencia (CR)2; Juan Pablo Boisier, investigador (CR)2; y Roberto Rondanelli, investigador asociado (CR)2. 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