René 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.
La acumulación anual de lluvia y nieve en Chile central es como una montaña rusa: pasamos de condiciones muy secas a años en extremo lluviosos y rara vez se acumula el valor promedio (Figura 1). Dentro del invierno, un día estamos en sequía extrema y al siguiente amanecemos en el rango normal. ¿Son estos cambios fruto del puro caos de mariposas aleteando o existen factores físicos en la atmósfera y el océano que modulan nuestro régimen de precipitaciones, ofreciendo algún grado de predictibilidad en las proyecciones futuras a distintas escalas de tiempo? ¿Qué son el ENSO y el SAM? ¿Qué es la IPO y la mancha cálida? Nombres extraños para procesos complejos. Veamos de qué se trata.
Figura 1. Nuestro variable régimen de precipitaciones ilustrado mediante la serie anual de precipitación acumulada en la estación Quinta Normal, Santiago (33°S, 71°W), desde 1890 a 2020 (línea celeste). El promedio de largo plazo en Santiago es de 310 mm, valor que se destaca por una línea horizontal segmentada, pero los valores anuales fluctúan entre 70 y 700 mm, aproximadamente. La línea anaranjada corresponde al valor promedio móvil de 10 años precedentes. Las áreas grises y rosadas corresponden a periodos prolongados en que el promedio móvil se encontraba sobre o bajo los 310 mm, respectivamente.
La zona central de Chile, entre las regiones de Coquimbo y del Maule, concentra más del 60 % de la población nacional y recibe en promedio entre 100 y 1000 mm de precipitación dependiendo de la latitud y altitud, configurando un clima mediterráneo y semiárido. No son muchas las tormentas que llegan a esta zona del país: entre 5 y 15 cada año, y, generalmente, de uno o dos días de duración, 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 está asociado a centros de baja presión (depresiones), como la que muestra la Figura 2. Las depresiones transitan preferencialmente entre los 45°S y 60°S, inmersas en el cinturón de vientos del oeste que da vuelta al hemisferio, de manera que los sistemas frontales deben tener una gran extensión para llegar a Chile central. El avance hacia el norte de estos sistemas es restringido por una zona de alta presión y estabilidad atmosférica 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 Anticiclón del Pacífico Suroriental o, simplemente, “el Anticiclón del Pacífico”.
Así, el cinturón de los oestes y el anticiclón del Pacífico son los dos factores de gran escala que controlan la actividad frontal sobre Chile central, y cualquier cambio en su intensidad o posición altera la precipitación en esta región. La variación más evidente se observa a lo largo del año; en verano el anticiclón alcanza su posición más austral –abarcando, en promedio, casi hasta la región de Los Lagos- y el cinturón de los oestes solo intercepta a Magallanes, produciendo un verano seco y cálido en la zona centro-sur de Chile. Por el contrario, en los meses de invierno el Anticiclón del Pacífico y el cinturón de los oestes se ubican más al norte, permitiendo el arribo ocasional de sistemas frontales con su aporte de lluvias a Chile central. Superpuesto a este ciclo anual ocurren cambios más sutiles, pero igualmente importantes en distintas escalas de tiempo, dando origen a variaciones dentro del invierno (intraestacionales), entre un año y otro (interanuales), en la escala de décadas (interdecadales) y tendencias de largo plazo asociadas al cambio climático. Las variaciones en cada una de estas escalas de tiempo tienen un origen distinto, pero, en general, están moduladas por patrones de circulación atmosférica, cuyo impacto en Chile central describiremos brevemente a continuación.
Figura 2. Principales determinantes del hidroclima de Chile central ilustrados con una imagen satelital visible de un día de invierno. Los círculos violetas corresponden a isobaras (contornos de igual presión a nivel del mar) revelando las altas presiones (A) del Anticiclón del Pacifico frente a la costa norte-centro de Chile. Más al sur se observa un centro de baja presión (B) que se mueve hacia el continente, embebido en el cinturón de vientos del oeste (flecha verde gruesa), generalmente localizado en latitudes medias (40-50°S). La circulación ciclónica (a favor de los punteros del reloj como lo indican las flechas curvadas) en torno a la baja presión favorece la ocurrencia de un frente frío (línea celeste) y cálido (línea roja). En ambos frentes, aire cálido y húmedo ascienden sobre aire frío, generando nubosidad y precipitación.
Todos los años son distintos
Históricamente, la escala interanual ha recibido más atención pues las variaciones de precipitación de un año a otro son muy notables en Chile central y conllevan impactos mayores en distintos sectores (agua potable, agricultura, minería, etc.). Santiago, por ejemplo, tiene una precipitación anual promedio de 341 mm, y su registro de más de un siglo en la estación Quinta Normal (DMC) revela años tan lluviosos como 1997 con 750 mm, alternados con años tan secos como 1998, en el cual cayeron solo 80 mm (Figura 1). Desde hace tres décadas, gracias a los trabajos de Humberto Fuenzalida, José Rutllant y Patricio Aceituno, entre otros investigadores, se sabe que el fenómeno El Niño-Oscilación del Sur (ENSO, por sus siglas en inglés) es el modo de variabilidad climática global con mayor influencia en el régimen interanual de la precipitación en Chile central. ENSO se manifiesta como una sucesión de años en que la temperatura superficial del mar (TSM) a lo largo del Pacífico ecuatorial es mayor (eventos de «El Niño») o menor (eventos de «La Niña») respecto al promedio histórico. La recurrencia de estos eventos es variable, usualmente entre 3 y 7 años, y los cambios de TSM están estrechamente ligados a una distribución particular en la presión y circulación atmosférica sobre la cuenca del Pacífico.
En los años de El Niño hay un debilitamiento del Anticiclón del Pacífico (Figura 3a), mientras que en los años de La Niña ocurre lo contrario. El calentamiento del Pacífico central en años de El Niño también modifica la ubicación de zonas de convección profunda en el trópico, de las cuales emanan ondas capaces de alterar la circulación atmosférica en todo el globo. En particular, la propagación de estas ondas suele generar una anomalía de alta presión más o menos persistente sobre el mar de Bellinghausen, al este de la Península Antártica (Figura 3). Esta alta presión en latitudes altas actúa como un bloqueo del flujo del oeste, desviando los centros de baja presión al norte de su trayectoria habitual. Así, el debilitamiento del Anticiclón del Pacífico y una ubicación más al norte de lo habitual de los centros de baja presión favorecen la llegada de sistemas frontales a Chile central durante los inviernos de El Niño y, en consecuencia, tiende a incrementarse la precipitación en esta región. Es igualmente importante mencionar que en años de El Niño ocurre un mayor transporte de humedad desde el Pacífico tropical y, por lo tanto, estos sistemas frontales que llegan con más frecuencia son más húmedos que sus equivalentes en años normales y de La Niña.
Condiciones aproximadamente opuestas ocurren durante los años de La Niña, en los cuales hay un enfriamiento del Pacifico tropical y una intensificación del Anticiclón del Pacifico (Figura 3b). Esto último resulta en precipitaciones típicamente menores al promedio sobre Chile central. Los impactos climáticos 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 Sudamérica (un resumen se presenta en Cai et al. 2020) y otras regiones del planeta.
Figura 3. Esquema de la circulación atmosférica durante años de El Niño (panel a). En estos periodos ocurre un debilitamiento del Anticiclón del Pacifico (óvalo rojo segmentado). Las aguas superficiales anormalmente cálidas (área amarilla) en el Pacifico tropical central favorecen nubes convectivas y de gran desarrollo vertical en esa zona. Las zonas con convección suprimidas se indican mediante el símbolo del sol. La circulación inducida por esta actividad convectiva tropical es capaz de perturbar el campo de presión en latitudes subtropicales y medias, como muestra la secuencia de núcleos anómalos de baja-alta-baja presión (óvalos rojos y violetas), produciendo una onda de Rossby (flecha gris) en la atmósfera sobre el Pacifico. El establecimiento de anomalías de alta presión al oeste de la Península Antártica, junto al debilitamiento del Anticiclón del Pacifico, favorece la llegada de sistemas frontales a Chile central durante los inviernos de El Niño. Lo contrario ocurre durante los inviernos de los años de La Niña como se esquematiza en el panel (b).
En la Figura 4 se compara la precipitación acumulada en Santiago con el índice Niño3.4 durante los meses de invierno (nuestro periodo de lluvias) para cada año entre 1866 y 2019. El índice Niño3.4 es una métrica habitual de ENSO que mide las anomalías (desviación respecto al promedio) de la TSM en el Pacífico ecuatorial central: valores sobre 0.5 °C corresponden a un invierno de El Niño y bajo 0.5 °C a uno de La Niña. La relación El Niño-lluvioso/La Niña-seca es clara, pero también hay una gran dispersión en esa relación con notables excepciones a la regla general. En particular, cuando el invierno es ENSO-neutral (valores Niño3.4 entre ±0.5 °C) se puede dar cualquier condición pluviométrica: años secos, cercanos al promedio o lluviosos. Por razones no enteramente claras, la modulación de ENSO sobre la lluvia de Chile central fue más fuerte entre los años 70 y 90, pero esta ha decaído marcadamente en lo que va de este siglo. Ya regresaremos a este periodo más adelante.
Figura 4. La dispersa relación entre las fases de ENSO y la precipitación en Chile central. Cada circulo en esta figura corresponde a un año entre 1866 y 2019, ubicado según el valor del índice Niño3.4 (eje horizontal) y la precipitación anual registrada en la estación de Quinta Normal, Santiago (eje vertical en escala logarítmica). En general, se observa que durante los años de El Niño (Niño3.4>0.5; banda celeste) la precipitación en Santiago está sobre el promedio (320 mm), mientras que en los años de La Niña (Niño3.4<0.5; banda rosada) la precipitación tiende a estar bajo el promedio. En condiciones neutras de ENSO (0.5< Niño3.4 <0.5) ocurren condiciones pluviométricas en todo el rango. El grado de asociación entre ENSO y la precipitación ha variado en el tiempo. Entre 1866 y 1970 (círculos grises semi transparentes) la correlación entre ambas variables fue moderada (coeficiente de correlación r=+0.5), aumentando entre 1970 y 2000 (círculos azules, r=+0.7). En la última década (círculos rojos) la correlación es insignificante (r=+0.1) y la precipitación en Santiago ha sido deficitaria independiente del valor de Niño3.4.
Sorpresas dentro del invierno
A comienzos del otoño de 1997 se produjo un marcado incremento de la TSM en el Pacífico tropical, resultando en uno de los eventos de El Niño más intenso del registro. La precipitación acumulada a lo largo de Chile central fue entre 2 a 3 veces superior al promedio histórico. 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 intraestacional. El origen de esta variabilidad no está firmemente establecido, pero la evidencia observacional (Juliá et al. 2012; Barret et al. 2012) apunta a la llamada Oscilación de Madden – Julian (MJO por sus siglas en ingles). Esta oscilación da cuenta de ubicación de zonas dentro de la banda ecuatorial donde se concentran tormentas muy activas y otras donde las tormentas están suprimidas (Figura 6). Este dipolo de convección se desplaza desde el borde occidental del océano Índico hasta la parte central del océano Pacifico, en un periodo de entre 30 y 60 días, definiendo un total de 8 fases de la MJO. El mayor efecto de la MJO ocurre en latitudes bajas (cerca de los 20°), pero la gran cantidad de energía liberada en las tormentas convectivas también es capaz de alterar la circulación atmosférica en latitudes extratropicales de manera diferenciada a medida que la MJO se desplaza sobre los océanos tropicales. Por ejemplo, cuando el núcleo de las tormentas activas se ubica en la parte central del Pacífico (fases 7 y 8), las ondas emanadas desde allí tienden a producir presiones por sobre lo normal en el Mar de Amundsen-Bellinghausen (similar a la condición en años de El Niño) (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 convección activa se ubica en el océano Índico durante las fases 3, 4 y 5 de la MJO, tendiendo a reducir las precipitaciones en Chile central (Juliá et al. 2012; Barret et al. 2012).
Figura 5. Variaciones intraestacionales de la precipitación en Chile central. Los mapas indican la 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. La escala común (en milímetros) se presenta sobre el panel de la izquierda. El año 1997 fue uno de los más 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 más seco que el promedio.
Figura 6. Esquema de la circulación atmosférica durante una de las fases de la Oscilación de Madden – Julian (MJO, fase 7). En esta condición la convección está muy activa sobre el extremo oeste del Pacifico ecuatorial y suprimida sobre el océano Índico. Ondas de Rossby emanadas desde el núcleo convectivo (flecha gris) producen una sucesión de núcleos anómalos de presión sobre el Pacifico extratropical (óvalos rojos y violetas). El centro de altas presiones al oeste del Cono Sur de América propicia la llegada de sistemas frontales a Chile central.
Modas de cada década
Regresando a la precipitación acumulada durante todo el año, la serie anual de Santiago muestra también periodos prolongados –una década o más- en los cuales la precipitación tiende a estar por encima o por debajo del promedio (Figura 1). Como la variabilidad interdecadal es pequeña en comparación con la de escala interanual, se ha incluido el promedio móvil de 10 años para resaltar estas fluctuaciones de largo periodo. Así, podemos distinguir un periodo relativamente seco entre 1950 y mediado de los 70, seguido por condiciones más lluviosas en los 80 y 90, y una nueva condición seca más marcada desde comienzos del presente siglo. Aunque la intensidad de la variabilidad interdecadal es pequeña (cerca de un 10 % del valor promedio) su persistencia temporal incrementa sus efectos en la hidrología de la región y probablemente en su ecología (Álvarez et al. 2020). Los periodos secos y húmedos identificados en el siglo XX coinciden bien con las fases de la Oscilación Interdecadal del Pacifico (IPO, por sus siglas en inglés), un modo de variabilidad global que presenta características espaciales similares a ENSO, pero cuya persistencia es mucho mayor, sugiriendo mecanismos distintos en su desarrollo (ver, por ejemplo, a Garreaud & Battisti 1999). Así, la fase positiva de la IPO incluye anomalías cálidas de la TSM en el Pacífico tropical central, un debilitamiento del anticiclón del Pacífico sur y un aumento de los bloqueos atmosféricos en el Mar de Bellinghausen, elementos que propician mayor precipitación en Chile central. Lo contrario ocurre durante la fase negativa de la IPO, que presenta características del tipo La Niña. Además, los efectos de IPO y ENSO se superponen, incrementándose o compensándose parcialmente. Así, un evento de El Niño durante la fase positiva de la IPO puede tener una mayor probabilidad de producir un año 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 asociación entre ENOS y el hidroclima regional.
La actual Megasequía (2010- )
El declive de precipitaciones observado en Chile central desde principio de este siglo ha sido muy marcado y todos los años desde el 2010 en adelante han sido deficitarios, incluyendo el año 2019, con un déficit superior al 75 % en buena parte de la zona centro-sur. Es la primera vez en que observamos una condición seca tan persistente en el registro histórico, por lo que este periodo ha sido denominado como Megasequía. Los impactos de la Megasequía se han hecho sentir en múltiples sectores (Garreaud et al. 2017), incluyendo una marcada disminución de los recursos hídricos superficiales y subterráneos, descenso del aporte de nutrientes a la zona costera, disminución del verdor de la vegetación natural, incremento del área consumida por incendios forestales y abastecimiento de agua potable en zonas rurales. Sin duda, el sustancial, prolongado e ininterrumpido déficit de precipitaciones es uno de los determinantes del creciente déficit hídrico que afecta gran parte de Chile central, con expresiones locales muy dramáticas, como las observadas en el valle del río Petorca y algunas provincias de la región de El Maule.
Si buscamos una explicación para la Megasequía, vemos que ENSO ha estado mayormente en su estado neutro durante esta década (Figura 4), así que no podemos culpar a La Niña por la prolongada sequía. Incluso tuvimos una sorpresa el año 2015 cuando se desarrolló un intenso evento de El Niño y aun así terminamos con déficit. En cambio, la IPO ha presentado una tendencia hacia su fase negativa desde fines de la década de 1970, lo que ha contribuido al secamiento de Chile central, pero no permite explicar completamente la magnitud y continuidad de la Megasequía (Boisier et al., 2016). Investigaciones recientes han sugerido dos factores adicionales en la modulación del hidroclima de Chile: la mancha cálida y el cambio climático. La mancha cálida corresponde a un amplio sector del Pacífico 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 región produce un aumento de las presiones en latitudes subtropicales del Pacifico sur, reforzando el Anticiclón frente a la costa chilena, y tiende a desviar las tormentas de latitudes medias hacia la periferia antártica, los ingredientes precisos para causar sequías en Chile central (Figura 7). También hay evidencia de que la mancha y sus consecuencias en la circulación atmosférica han ocurrido en el pasado, pero la magnitud del presente evento está muy por encima del rango “natural”, sugiriendo que el cambio climático ha contribuido a este evento, aunque aún no sabemos precisamente de qué forma (Garreaud et al. 2021).
Figura 7. Esquema de la circulación atmosférica inducida por la mancha cálida. La mancha cálida es un sustancial y prolongado calentamiento del océano en el Pacifico subtropical suroccidental (óvalo amarillo cerca de Nueva Zelanda). Esta condición más cálida llega a la tropósfera (cilindro) y resulta en un incremento de la presión superficial sobre gran parte del Pacifico subtropical (óvalo rojo), intensificando el Anticiclón del Pacifico junto a una caída de presiones en la periferia antártica (óvalo violeta). Ambos elementos refuerzan la trayectoria de tormentas hacia el extremo del continente, alejándolos de Chile central y produciendo menores precipitaciones.
Mirando hacia el futuro
El incremento de la temperatura en gran parte del planeta durante los últimos 100 años es el aspecto más conocido del cambio climático producido por múltiples actividades humanas (Garreaud 2020a). Estas han provocado un aumento de la concentración atmosférica de gases con efecto invernadero (GEI) y una disminución del ozono en la estratósfera. El aumento de los GEI ha causado un calentamiento marcado en la tropósfera alta sobre los trópicos y subtrópicos, mientras que la disminución del ozono ha producido un enfriamiento de la estratósfera sobre latitudes altas del hemisferio sur. Estas tendencias divergentes de la temperatura del aire acrecientan el contraste térmico norte-sur entre los 10 y 15 km de altura, intensificando el anillo de máximo viento del oeste conocido como la corriente en chorro polar (Figura 8). La aceleración de los vientos en altura es transferida hacia abajo causando la intensificación de los oestes en superficie sobre el océano Austral. La intensificación del flujo demanda una readecuación del campo de presión a nivel del mar, causando un aumento circumpolar de presiones en torno a los 40°S en las últimas décadas y una caída de la presión sobre la Antártica, lo que se conoce como la fase positiva del modo anular del sur (SAM, por sus siglas en inglés).
Figura 8. Esquema de la tendencia de largo plazo de la circulación observada y proyectada sobre el hemisferio sur. Durante las últimas tres a cuatro décadas ha ocurrido un calentamiento de la tropósfera en latitudes bajas (trópicos y subtrópicos) a consecuencia del incremento de los gases con efecto invernadero (CO2, CH4, entre otros). En paralelo, la inyección de compuestos que destruyen el ozono ha resultado en un enfriamiento de la estratósfera sobre el polo sur. El aumento del contraste térmico ente latitudes altas y bajas ha intensificado los vientos del oeste en un anillo circumpolar alrededor de los 60°S. Ese incremento se observa en todos los niveles de la tropósfera (flechas violeta y gris) y es balanceado por una disminución 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 último intensifica el Anticiclón del Pacifico sur y explica parte de la tendencia de menores precipitaciones en la zona centro-sur de Chile. Aunque el enfriamiento estratosférico se está reduciendo, el calentamiento troposférico continuará por el resto del siglo XXI de forma que este esquema de tendencias observadas es mayormente aplicable a las tendencias proyectadas de circulación para el futuro junto a sus impactos.
La tendencia positiva de SAM y el aumento de presiones en torno a los 40°S ha sido más notable durante los meses de verano y comienzos de otoño, causando una sustancial disminución de precipitaciones sobre gran parte de la Patagonia Chilena (Garreaud 2021) y los modelos climáticos indican la continuación 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 déficit hídrico durante la actual Megasequía se estima que es debido al forzante antropogénico a través de la acción de SAM. Aunque esta contribución es aún minoritaria, la tendencia a la sequía de origen antropogénico se mantendrá a lo largo del presente siglo, causando una progresiva disminución entre un 15 y un 40 % de la precipitación sobre Chile central hacia fines de siglo, dependiendo de la trayectoria de emisiones de GEI que siga la humanidad (Figura 9).
Figura 9. El futuro es abierto. Dependiendo de la cantidad de gases con efecto invernadero (GEI) que emita la humanidad durante las próximas décadas, el futuro climático de nuestro planeta (resumido en su temperatura media) y de Chile (resumido por el déficit de precipitación en la zona central) puede variar en un amplio rango. Si las emisiones de GEI continúan incrementándose (escenario RCP8.5) la concentración de CO2 a fines de siglo llegaría a unas 1000 partes por millón (ppm), más de tres veces el valor preindustrial (280 ppm), incrementando la temperatura promedio del planeta en cerca de 4 °C por encima del valor actual y reduciendo en forma permanente y en promedio las precipitaciones en Chile central en más de un 30 % respecto al presente. Por el contrario, si las medidas de mitigación comienzan a implementarse rápida y efectivamente (escenario RCP2.6, lo comprometido en el Acuerdo de Paris de 2015), las concentraciones de CO2 se mantendrían por debajo de las 500 ppm (actualmente tenemos 410 ppm), el calentamiento global no superaría los 1.5 °C y la precipitación en Chile central sufriría una perdida (promedio) de cerca del 10 % en la segunda mitad del siglo XXI.
Síntesis
La zona central de Chile está en la transición entre una de las regiones más secas del planeta –el desierto de Atacama- y una región lluviosa en latitudes medias. Esta condición limítrofe, hace que la acumulación anual dependa de unas pocas tormentas y sea susceptible a pequeñas variaciones en la posición e intensidad del anticiclón del Pacífico subtropical y la banda de vientos del oeste en latitudes medias. Varios fenómenos de escala global –ENSO, MJO, PDO y SAM- afectan los dos elementos anteriores en distintas escalas de tiempo, desde los meses a las décadas, produciendo un régimen de precipitación muy “inestable” en Chile central. Esta variabilidad ha sido parte de la historia de nuestro territorio como queda de manifiesto, por ejemplo, en las crónicas de terribles aluviones y grandes sequías desde la conquista al siglo XIX (Vicuña Mackenna, 1877) y también en nuestra historia reciente. Aunque compleja, la dependencia de la precipitación en Chile central a modos globales ofrece algún grado de predicción en el mediano plazo mediante técnicas que están en permanente desarrollo. Superpuesta a estas variaciones, el cambio climático antropogénico cambiará el régimen de precipitaciones hacia una condición más seca, aunque no exento de peligros hidrometeorológicos (Mardones & Garreaud 2020). La magnitud de la disminución de precipitación proyectada para el resto del siglo XXI presenta un amplio rango, incluyendo un escenario en que la condición media sea similar a la actual Megasequía, la cual depende directamente del escenario de emisiones de gases de efecto invernadero.
Editado por José Barraza
Referencias
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