Análisis: ¡Pucha que la revuelven! (El impacto del cambio climático en el sur de Chile) | (CR)2

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René D. Garreaud, Departamento de Geofísica de la Universidad de Chile, y subdirector del Centro de Ciencia del Clima y la Resiliencia (CR)2

Otro café

Mientras espero a X voy por la segunda taza de café. Revuelvo el líquido y veo cómo se hunde la superficie en el centro (Figura 1a). La presión en el fondo de la taza -cuánto pesa el líquido- es proporcional a la altura del café, así que he generado una baja presión. Incluso después de retirar la cuchara el líquido sigue girando, pues hay un balance entre la fuerza de gradiente de presión (que apunta hacia las bajas presiones) y la fuerza centrífuga (que apunta hacia los bordes de la taza).

El movimiento en la taza de café tiene algunas similitudes con lo que ocurre en nuestro planeta. Entre los 40° y 60° de latitud del Hemisferio Sur, el viento en los primeros kilómetros sobre la superficie proviene principalmente desde el oeste (por ejemplo, sopla desde el Pacifico hacia la costa chilena) formando el cinturón de los oestes, con intensidades máximas alrededor de los 50°S (Magallanes en nuestro caso, Figura 1b). Así como en la taza de café, los vientos del oeste también se mantienen por un balance de dos fuerzas: la de gradiente de presión y la de Coriolis. Esta última aparece debido a la rotación del planeta y apunta hacia el norte (Figura 1b). La fuerza de presión debe, entonces, apuntar hacia el sur, consistente con un anillo hemisférico de altas presiones en los subtrópicos (entre los 25°S y 35°S, aproximadamente, y hasta los 40°S en verano) y un sector de bajas presiones sobre la Antártica (latitudes altas). La presencia de los continentes modifica parcialmente este patrón en forma de anillo, y en los subtrópicos observamos grandes centros de alta presión sobre los océanos, como el Anticiclón del Pacifico suroriental frente al norte de Chile. Más al sur, en cambio, el cinturón de los oestes es apenas afectado por el extremo sur de Sudamérica.

Figura 1. (a) El balance de fuerzas del café que está girando requiere que la superficie del líquido se hunda, formando una baja presión en el centro de la taza (letra B) y altas presiones en el borde (letras A).  (Foto: I. Garreaud). FGP es la fuerza de gradiente de presión y FCEN es la fuerza centrífuga. (b) El mapa muestra el promedio de largo plazo (1980-2010) de la magnitud del viento soplando en la dirección este-oeste (componente zonal) en el nivel de 700 hPa, a unos 3 km sobre el nivel del mar. Los colores azules indican viento del oeste (soplando desde el oeste) y los colores rojos indican viento del este. La línea gris indica el eje del cinturón de los oestes que da la vuelta al planeta en latitudes medias. La línea amarilla indica el eje de altas presiones en latitudes subtropicales (aunque estas son interrumpidas sobre los continentes). Las fuerzas en este caso son FGP (fuerza de gradiente de presión) y FCOR (fuerza de Coriolis).

El vórtice polar

Pero la atmósfera es más complicada que mi taza de café. Por ejemplo, la diferencia de temperatura entre los subtrópicos y las latitudes altas provoca que la intensidad del viento del oeste aumente con la altura, llegando a un máximo a unos 10-12 km de altura, el tope de la tropósfera. En los meses de invierno, este contraste de temperatura entre la estratosfera polar (más fría y en completa oscuridad) y el aire más cálido hacia el norte, produce que la rapidez del viento del oeste continúe aumentando hasta llegar a un segundo máximo a unos 35 km de altura, formando el denominado Vórtice Polar (Figura 2).

Figura 2. Promedio de la componente zonal (este-oeste) del viento a distintas alturas entre el polo sur y el polo norte durante el invierno (junio-julio-agosto). El promedio es en el tiempo (entre 1980 y 2010) y todas las longitudes del planeta (0-360°W). La barra de colores indica la magnitud del viento zonal en m/s. Los colores azules indican viento del oeste (soplando desde el oeste) y los colores rojos indican viento del este. La línea gruesa corresponde a la tropopausa separando la tropósfera y estratósfera. VP: vórtice polar; CChST: Corriente en chorro subtropical; CO: cinturón de los oestes; TE: estes tropicales; CChFP: Corriente en chorro del frente polar. Fuente de datos: NCEP-NCAR reanalysis.

En primavera, cuando el sol comienza a iluminar nuevamente la estratósfera polar, gran parte de los rayos ultravioleta (UV) son absorbidos en una reacción fotoquímica que involucra una continua destrucción y regeneración del ozono (O3) estratosférico, entre unos 15 y 30 km de altura. Así, la energía que transportaban los rayos UV se transforma en un movimiento molecular que es sinónimo de un aumento de temperatura. Este progresivo calentamiento de la estratósfera polar comienza a disminuir el contraste de temperatura entre los subtrópicos y el polo que mencionamos anteriormente, de forma que el vórtice polar se debilita y desaparece entre mediados de octubre y comienzos de noviembre (Figura 3). En este periodo, el aire de la estratósfera tropical, rico en O3, comienza a mezclarse hacia el sur, aumentando la concentración de este gas en la estratósfera polar.

Una taza de té

Sigo esperando, pero ahora con una taza de té, y pienso cómo el vórtice en la estratósfera polar interactúa con la circulación de la tropósfera, que es donde ocurren la mayoría de los fenómenos del tiempo y clima que nos afectan directamente. En el invierno de los años 2002 y 2019, por ejemplo, se produjeron anomalías de circulación troposférica que inyectaron una gran cantidad de calor a través de la tropopausa (el límite tropósfera-estratósfera) hacia la estratósfera sobre la Antártica, provocando un “calentamiento súbito estratosférico” (SSW por sus siglas en inglés) entre fines de agosto y mediados de septiembre. Este SSW adelantó el término del vórtice polar a fines de septiembre (Figura 3a) y produjo un rápido incremento del O3 en la estratósfera polar (Lim et al. 2021).

Por el contrario, la primavera del 2020 fue muy fría en la estratósfera polar, intensificando el vórtice, el que persistió hasta fines de noviembre (Figura 3b). Este vórtice intenso y longevo contribuyó a mantener aislada la estratósfera polar, registrándose, hacia fines del año 2020, valores muy bajos de O3 en relación con otros años en la misma fecha.

Figura 3. Variación tiempo-altura del viento zonal sobre la Antártica (promedio 60-90°S) para: (a) el año 2019 y (b) el año 2020. Notar las grandes diferencias durante noviembre a unos 10-20 km de altura, ilustrada por los mapas (globos), con el viento en el nivel de 70 hPa para el 15 de noviembre de ambos años. Fuente de datos: Climate Prediction Center, National Weather Center, USA.

Así como los procesos en la tropósfera se pueden transmitir a la estratósfera, las diferencias en duración e intensidad del vórtice polar en la estratósfera también se pueden transmitir hacia la tropósfera y alcanzar la superficie del planeta. Una analogía (imperfecta) es mi taza de té: revuelvo arriba y puedo ver como se mueven las hojas en el fondo. En el caso de la atmósfera, el mecanismo de propagación hacia abajo no es del todo claro, pero sabemos que sus efectos tardan entre dos y tres meses en llegar cerca de la superficie. Por ejemplo, en los años 2002 y 2019, con un SSW y término prematuro del vórtice polar en septiembre, se observó un debilitamiento de los vientos del oeste en la tropósfera baja, en la periferia antártica (al sur del eje del cinturón), y una intensificación del viento en latitudes medias hacia finales de ambos años (Figura 4a). Por el contrario, el súper vórtice de 2020 contribuyó a apretar el cinturón de los oestes contra la periferia antártica y debilitar el flujo en latitudes medias entre noviembre de ese año y febrero del 2021 (Figura 4b).

Figura 4. (a) Anomalías (diferencia respecto al promedio histórico, Fig. 1b) de la componente zonal del viento en el nivel de 700 hPa (aproximadamente 3 km de altura) para la primavera (octubre-diciembre) de los años 2002 y 2019 (ambos combinados) en que el vórtice polar termino prematuramente debido a un SSW. La línea gris indica el eje del cinturón de los oestes. Notar el viento oeste más intenso al norte del eje (afectando a la Patagonia norte, cuadro negro) y más débil al sur del eje (sobre la periferia antártica).  (b) Como el panel (a), pero con las anomalías del viento zonal en el verano 2020-2021 (diciembre-febrero). El vórtice polar fue muy intenso y de larga duración en la primavera del 2020, contribuyendo a intensificar el viento del oeste en la tropósfera baja sobre la periferia antártica, en contraste con oestes más débiles en latitudes medias (afectando a la Patagonia norte). Fuente de datos: NCEP-NCAR Reanalysis.

Pero la historia no termina allí, pues, como vimos, la intensidad de los oestes y la latitud del máximo van de la mano con la diferencia norte-sur de presiones sobre todo el hemisferio sur, incluyendo el Pacifico suroriental. De hecho, en la primavera de los años 2002 y 2019, los oestes fueron débiles al sur de los 50°S, relacionado a presiones por debajo del promedio histórico en latitudes medias y presiones sobre lo normal en la Antártica. Esta configuración corresponde a la fase negativa del modo anular del sur (SAM, por sus siglas en inglés), la que permite un mayor paso de tormentas desde el Pacifico hacia el sur de Chile (Damiani et al. 2020). Esto explica, por ejemplo, que en la primavera del 2002 llovió más del doble que el promedio en la zona norte de la Patagonia chilena (Figura 5).

Por el contrario, los vientos del oeste anormalmente intensos cerca de la periferia antártica entre fines del 2020 y comienzo del 2021, se asociaron a presiones sobre lo normal hasta los 50°S y bajo lo normal sobre la Antártica. Esta es la fase positiva de SAM e incluye al océano Pacífico adyacente a la costa chilena, resultando en uno de los veranos más secos en el registro de la Patagonia (Figura 5).

Figura 5. Series de la lluvia acumulada en la estación El Tepual (Puerto Montt, DMC) en invierno (abril-octubre, línea con círculos azules) y verano (noviembre-marzo, el año corresponde a enero, línea con círculos rojos). Valores entre 1950 y 2021 (72 años de datos). Las líneas rectas indican la tendencia entre 1960 y 2020, que, en términos relativos, son -6%/década en invierno y -12%/década en verano. En el caso del verano se destaca la temporada 2002-03, luego de un SSW y término anticipado del vórtice polar en la primavera 2002, y el verano 2020-21, luego de un súper vórtice en la primavera 2020.

Agreguemos un poco de carbono y cloro

En las secciones anteriores hemos descrito las fuertes variaciones que pueden ocurrir entre un año y otro en la estratósfera polar y cómo repercuten en el clima de la zona sur de Chile. Pero existen, además, tendencias de largo plazo causadas por los humanos. Partamos con el incremento de la concentración de gases con efecto invernadero (GEI, como el dióxido de carbono y el metano) en la tropósfera, debido, mayormente, al uso de combustibles fósiles y a la expansión de la agricultura. Argumentos teóricos, modelos numéricos y observaciones revelan en forma consistente que el incremento de los GEI provoca un aumento de la temperatura del aire especialmente intenso en la parte alta de la tropósfera tropical y subtropical, pero que se extiende a toda la tropósfera y a la mayor parte de la superficie del planeta (Figura 6). En contraste, la estratósfera sufre un enfriamiento debido al incremento de los GEI.

Figura 6. Tendencia de la temperatura del aire durante el siglo 20 a distintas alturas entre el polo sur y el polo norte, promediada sobre todas las longitudes del planeta (0-360°W) y meses del año. La línea punteada corresponde a la tropopausa separando la tropósfera y estratósfera. Las tendencias fueron calculadas en base a un modelo que incluye forzantes naturales (como erupciones volcánicas) y antropogénicas (aumento de GEI y disminución del ozono estratosférico). Fuente: Adaptado de Sanders et al. 2003.

Junto con los GEI, en los años 60 los sistemas de refrigeración y otros procesos comenzaron a emplear una molécula sintetizada llamada clorofluorocarbono (CFC). El CFC es muy estable en la tropósfera, pero cuando llega a la estratósfera actúa como un catalizador de la destrucción del ozono. Una de las primeras evidencias de la destrucción del O3 estratosférico por encima de su ciclo natural fue el marcado aumento de la radiación UV que comenzó a llegar a la superficie del polo sur.

La mayor pérdida de ozono ocurre entre los 15 y 30 km de altura durante los meses de primavera (Figura 7; ¡Esto da para varios cafés más!), produciendo el denominado “agujero de la capa de ozono” sobre las latitudes altas del hemisferio sur (Figura 8). Menos O3 significa menos absorción de los UV, lo que genera un sustancial enfriamiento del aire entre los 13 y 20 km de altura sobre el polo sur. El enfriamiento ha ocurrido desde los años 70 hasta la actualidad y es más intenso en los meses de primavera y verano (Figura 7). Como veremos a continuación, esta disminución del ozono estratosférico ha sido reconocido como el factor más importante en el cambio climático sobre el hemisferio sur durante la segunda parte del siglo 20 (e.g., Polvani et al. 2011).

Figura 7. Cambios de la temperatura (colores) y concentración de ozono (líneas segmentadas) entre 1980 y 2010 en la estratósfera y tropósfera sobre la Antártica (60-90°S). Los cambios se calculan en cada nivel vertical y para cada mes del año, revelando la fuerte disminución del O3 en la estratósfera durante primavera y un marcado enfriamiento unos meses después. Fuente de datos: NCEP-NCAR Reanalysis and NASA Ozone Watch.

Figura 8. Evolución del área del agujero de ozono sobre latitudes altas del hemisferio sur en los meses de octubre, desde 1979 a 2020. Las barras celestes indican los valores diarios máximo y mínimo dentro del mes. El agujero corresponde a la zona con valores de ozono bajo 220 unidades Dobson, una medida del contenido este gas en toda la columna atmosférica. En el caso de octubre 2020 (mapa superior) el agujero es la zona en color azul y violeta. Fuente de datos: NASA Ozone Watch, USA.

Como la tropósfera se extiende hasta unos 13-15 km de altura en latitudes bajas, pero solo hasta unos 9-10 km en latitudes altas, las tendencias opuestas de calentamiento en la tropósfera tropical-subtropical y de enfriamiento en la estratósfera polar han resultado en un marcado incremento en la diferencia norte-sur de temperaturas en esas alturas (Figura 6). Aunque esto ocurre en todas las épocas del año, el aumento de ese contraste térmico es más extremo entre septiembre y diciembre (que es cuando el enfriamiento estratosférico polar es mayor), contribuyendo a intensificar el vórtice polar durante la primavera y extender su duración hacia los meses de verano.

Tendencias climáticas locales

La intensificación del vórtice polar en la estratósfera se ha propagado hacia la tropósfera, intensificando los vientos del oeste y apretando el cinturón contra la periferia antártica en las últimas tres a cuatro décadas (Figura 9). Diversas observaciones muestran que, efectivamente, el SAM ha presentado una tendencia significativa hacia su fase positiva, un aspecto sin precedentes en registros de larga data, siendo más intenso en verano. En forma similar a lo que ocurrió en el verano 2020/2021, la tendencia positiva de SAM se asocia a un incremento de las presiones entre los 30° y 45°S y un debilitamiento de la intensidad de los vientos del oeste en esa banda. Ambos factores, finalmente, producen una disminución de las precipitaciones en la zona centro sur de Chile (Figura 5).

Figura 9. Modelo conceptual de la conexión entre la estratósfera polar y la tropósfera en la zona extratropical del hemisferio sur para: (a) la condición histórica y (b) los cambios en las últimas cuatro décadas debido al efecto antropogénico.

La disminución de las precipitaciones en la Patagonia norte (regiones de Los Lagos y Aysén) durante los meses de verano es la más significativa que se registra en el país (Boisier et al. 2018). Cuando variaciones naturales como El Niño se superponen a esta tendencia, el resultado son intensas sequías que pueden extenderse desde el verano hasta el otoño y son capaces de alterar las condiciones hidrobiológicas en esta compleja zona costera. De hecho, las mayores sequías de la última década aparecen como un factor importante en intensos y masivos florecimientos de algas nocivas (marea roja) y otros problemas ambientales que hemos presenciado (León Muñoz et al. 2018; Garreaud 2018).

Aunque se ha evidenciado una recuperación del O3 estratosférico gracias al protocolo de Montreal, que en 1987 prohibió el uso de los CFC (Figura 8, ¿una historia de éxito?), el aumento sostenido de los GEI continuará empujando al SAM hacia su fase positiva (Ablaster et al. 2011) con las consecuencias que hemos visto. Los modelos de predicción climática prevén en forma muy consistente que la tendencia al secamiento y calentamiento continuará en las próximas décadas (Aguayo et al. 2018; Aguayo et al. 2021) sobre la parte norte de Patagonia, aunque con magnitudes que dependerán del nivel de emisiones de GEI a nivel global en el futuro cercano.

En contraste con lo anterior, la tendencia observada y proyectada de aumento de los vientos del oeste en la periferia de la Antártica lograría alcanzar el extremo sur del continente, incluyendo parte de la región de Magallanes, y debería producir un ligero aumento en la precipitación estival en esta zona. En el centro-sur (desde la región de Valparaíso hasta La Araucanía) también se ha constatado una baja en las precipitaciones de invierno desde los años 80, la cual se ha intensificado en la última década, dando lugar a la Megasequía. En este caso, la tendencia positiva de SAM también es parte de la historia, aunque esta aún sea débil en invierno (Fogt & Marshall 2020), sumándose otros fenómenos, como la mancha cálida al otro lado del Pacifico, que contribuyen de manera importante al secamiento de Chile central (Garreaud et al. 2019).

Por último (ahora X me espera), el incremento de presiones a nivel del mar en torno a los 40°S refuerza el viento del sur a lo largo de la costa del centro-sur de Chile (Figura 9b). Este incremento de los vientos del sur promueve la surgencia costera, el ascenso de aguas profundas, más frías y pobres en oxígeno, hacia la superficie del mar, lo que podría ser una de las causas del enfriamiento costero que observamos durante varias décadas (Grez et al. 2020).

Aún hay muchas interrogantes sobre en la forma en que el cambio climático afecta y afectará a nuestro país. Aunque las tendencias en las condiciones medias son robustas y significativas, los eventos ambientales extremos, que producen los mayores impactos, usualmente requieren de la ocurrencia de alguna anomalía climática producto de la variabilidad natural del sistema. Los rangos y distribución de la variabilidad interna las conocemos medianamente en el clima actual, pero son mayormente desconocidas en el futuro. Con todo esto, hay mucho que hacer y descubrir, pero por ahora, pago las dos tazas de café, el té y nos vamos.

Referencias

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