Introducción

De acuerdo con estudios del análisis de riesgos ante sequías de ^{INDECI (2014)}, las sequías en la sierra sur del Perú (SSP), que comprende los departamentos de Cusco, Puno, Arequipa, Apurímac, Moquegua y Tacna han sido recurrentes y en algunas ocasiones, se han extendido hacia los departamentos de Ayacucho y Huancavelica. Estas se han caracterizado por afectar directamente a los cultivos agrícolas bajo secano, causando pérdidas de distintos ganados, recursos naturales y ecosistemas, lo que puede conducir a escenarios irreversibles de desertificación a través de un desequilibrio hídrico que afecta los sistemas de producción de recursos de tierras (^{MINAM, 2011}).

Según ^{McPhaden (2002}), son diversos los factores que afectan la variabilidad climática en las zonas montañosas de Sudamérica, como la sierra sur del Perú, siendo la que presenta el modo de variabilidad interanual más pronunciado del mundo conocido como El Niño-Oscilación del Sur (ENOS), el que genera teleconexiones con diversos efectos como precipitaciones intensas en desiertos, o sequías en zonas típicamente muy húmedas y lluviosas.

Figura 1 Ubicación de las estaciones meteorológicas analizadas en la investigación. 

Asimismo, para ^{Vuille & Keimig (2004}), en los Andes Centrales de Sudamérica, más del 80% de la precipitación anual total ocurre durante el verano austral y es atribuido a la existencia de sistemas atmosféricos que, durante la época de verano, interactúan para brindar las condiciones necesarias que permiten la ocurrencia de intensas precipitaciones (^{Garreaud & Aceituno, 2001}). El enfriamiento anómalo de los sectores central y oriental del Océano Pacífico tropical (evento La Niña) está relacionado con los veranos húmedos, los cuales están asociados al flujo débil del Oeste en niveles altos de la tropósfera lo que facilita la entrada del flujo húmedo del Este, permitiendo el transporte de masas de aire húmedo de la cuenca amazónica. Por el contrario, los veranos secos están asociados a eventos El Niño en el Pacífico tropical, y se caracterizan por el predominio de los flujos del Oeste y el bloqueo concurrente de la penetración de aire húmedo desde el Este (^{Vuille, 1999}; ^{Garreaud et al. 2003}).

En tal sentido, con la finalidad de conocer aún más el impacto de la variabilidad climática sobre el comportamiento de la precipitación, en la presente investigación se estudiaron los mecanismos oceánico-atmosféricos de macroescala asociados a las sequías meteorológicas extremas durante el verano austral (enero-marzo) en la sierra sur del Perú (SSP).

Materiales y métodos

Metodología

La metodología de la investigación se ha dividido en dos partes sustanciales. En la primera, se precisan los años de ocurrencia de sequías meteorológicas extremas, mientras que en la segunda se abordan las bases meteorológicas de su ocurrencia (Figura 2).

Figura 2 Esquema metodológico de la investigación. 

En la primera parte se realizaron cálculos de los acumulados trimestrales EFM y de las climatologías (1981-2010) para cada estación meteorológica. La detección de sequías meteorológicas extremas se basó en la metodología estudiada por ^{Junker et al. (2008)} y ^{Coelho et al. (2016)}, quienes hicieron uso del método de estandarización de precipitaciones según la Fórmula propuesta por ^{Wilks (2006)}. De acuerdo con ^{Chanda & Maity (2015)}, el conocimiento de la climatología es muy importante para identificar sequías meteorológicas en regiones que tienen un patrón de lluvias periódico y estacional como la SSP, en ese sentido, las anomalías estandarizadas de precipitación son más hábiles en diferenciar los periodos de déficit o exceso de precipitación a diferencia de otras técnicas paramétricas como el SPI (standardized precipitation index).

Anomalía estandarizada (Z).

Donde:

Z: anomalía estandarizada de la serie de datos;

X´: anomalía de la serie de datos;

S_X: desviación estándar de la serie de datos.

Asimismo, se recogió el criterio empleado por ^{Feng et al. (2014)} para separar los casos extremos de toda la data aplicando la desviación estándar como un umbral estadístico (mayor a 1 equivale a un evento extremo). El resultado del cálculo de la anomalía estandarizada de precipitación en la SSP dio un único valor representativo en cada verano austral desde 1980 al 2019, a esta serie cuantificada se le denominó Índice de la SSP.

Finalmente, para evaluar el patrón oceánico-atmosférico asociado, se utilizó el método de compuestos o “composites” en términos de anomalías de la temperatura superficial del mar (TSM) y otras variables de ERA5 que, de acuerdo con el Instituto Internacional de Investigación para el Clima y Sociedad (IRI, por sus siglas en inglés), los compuestos pueden entenderse como una “climatología selectiva”, ya que es el promedio de una variable tomada en períodos de tiempo especialmente seleccionados con una característica común, la cual puede ser bastante útil para explorar los impactos de macroescala y teleconexiones a partir de un conjunto de datos meteorológicos y otras métricas, como la significancia estadística (^{IRI, 2022}). Adicionalmente, se revisaron cortes transversales zonales y meridionales en la región de estudio para analizar el comportamiento de las teleconexiones vía la circulación de Walker y Hadley, respectivamente.

Resultados

El Índice de la SSP (Figura 3) permitió identificar que, en los años 1983, 1990 y 1992 se presentaron sequías meteorológicas extremas en la SSP que, en concordancia con estudios como los del ^{SENAMHI (2019)}, se ubica dentro de los años más secos a nivel nacional.

La Figura 3 también indica que a lo largo de los últimos 40 años se ha evidenciado un mayor porcentaje de veranos con sequías meteorológicas, siendo un total de 21 años secos frente a 19 húmedos, los que representan el 53% y 47% de los casos respectivamente, confirmando la recurrencia de estos eventos en la sierra sur del Perú informado previamente por ^{INDECI (2014)}.

Figura 3 Índice de la SSP calculado a partir del promedio de las anomalías estandarizadas de precipitación de las estaciones meteorológicas ubicadas en la SSP. 

En la Figura 4 se evidencia que, en promedio, durante los años extremadamente secos en la SSP la TSM mantuvo condiciones anómalamente cálidas de hasta 3 °C en la región central del Océano Pacífico y frente a la costa norte-centro del Perú. De acuerdo con ^{Takahashi et al. (2011)}, los eventos de 1982-83 y 1997-98 comenzaron con valores positivos del índice C y luego evolucionaron fuertemente hacia valores positivos del índice E, lo que pone en evidencia la particularidad de cada uno de los eventos extraordinarios, pero que comparten características similares oceánicas, como el sobrecalentamiento entre 1 °C y 2 °C sobre el área de 40° S - 70° S con 160° O - 110° O. En contraste, otras regiones del Océano Pacífico mostraron anomalías negativas o condiciones más frías en la superficie del mar como la porción ubicada sobre el Océano Pacífico norte en dirección noreste y el área cercana a la Zona de Convergencia del Pacífico Sur (ZCPS), las cuales forman una “v” recostada con anomalías negativas de hasta -2 °C; también, se reflejaron anomalías negativas de TSM entre los 25° S - 30° S con 60° E - 100° E.

Respecto a las condiciones anómalas de presiones en la tropósfera baja, se evidenciaron fuertes gradientes de altura geopotencial en latitudes altas y medias de los hemisferios sur y norte. Alrededor de 55° S y 170° O se aprecia el posicionamiento de un sistema anómalo de geopotencial negativo, asociado a bajas presiones en superficie y con un centro ubicado al Este de otro sistema con valores de anomalía de geopotencial positivos, asociados a un sistema de altas presiones con centro en 65° S y 110° O (Figura 4 en contornos).

En la Figura 5, se observa que el patrón de mayor salida de radiación en onda larga (menores valores de FOL: Flujo neto de radiación en onda larga promedio en el tope de la atmósfera) está ubicado sobre gran parte de la sierra del Perú, favoreciendo la sequedad sobre el área de estudio. Esta condición anómala es también observada en la región enmarcada de 10° N - 20° S con 80° E - 160° E, mientras que otra área similar está ubicada cerca de la ZCPS; asimismo, anomalías negativas del FOL, se evidenciaron en menor grado sobre el Ecuador, de los 40° O y 20° E y en el Pacífico norte (140° O).

Figura 4 Compuesto de anomalías de la temperatura superficial del mar (sombreado en escala de °C) y altura geopotencial (contornos en metros) en 850 hPa, durante el verano austral de 1983, 1990 y 1992. 

Figura 5 Compuesto de anomalías del flujo neto de radiación en onda larga promedio en el tope de la atmósfera (sombreado en escala de watt por metro cuadrado) y altura geopotencial (contornos en metros) en 200 hPa, durante el verano austral de 1983, 1990 y 1992. 

En tanto, se encontró que en las anomalías de altura geopotencial (AGP), a 200 hPa, existe un patrón de dipolo centrado en el Océano Pacífico central con anomalías positivas de geopotencial. Hacia el sur, se observa un sistema continuo, alternado de altas y bajas anomalías de altura geopotencial, el cual inicia desde los 30° S con 100° E, se divide en dos centros de anomalías positivas con centros en 60° S con 120° E y 40° S con 170° E, para continuar con anomalías negativas por los 50° S con 170° O contrastando con el centro positivo ubicado sobre 60° S con 120° O y, finalmente, posicionándose con anomalías negativas sobre 30° S con 80° O. Sin embargo, también es posible evidenciar que hacia el Atlántico esta estructura también muestra centros anómalos positivos en 40° S con 40° O (Figura 5 en contornos).

En la Figura 6 se muestran las anomalías en la circulación del viento en los niveles altos, medios y bajos de la tropósfera. En 850 hPa (Figura 6c) se evidencia el fortalecimiento de los vientos del Oeste y debilitamiento anómalo de los vientos alisios del sureste, el cual arrastra el calentamiento del Este de Australia hacia la región central del Océano Pacífico ecuatorial Se caracterizó por presentar anomalías de hasta 12 m/s.

Es preciso considerar que en 200 hPa (Figura 6a) se observó un dipolo de dos sistemas anticiclónicos ubicados en el Océano Pacífico ecuatorial central. Este patrón anómalo está de acuerdo con el modelo idealizado por ^{Gill (1980)}, donde además es evidente una desconfiguración de la Alta de Bolivia sobre Sudamérica. Asimismo, se presentó un intenso pulso de vientos anómalos del Oeste favorecido por este sistema de anticiclones que es apoyado por una circulación ciclónica al suroeste del Perú, el que alcanzó anomalías superiores a 14 m/s. La configuración presentada jugó un rol dominante en el bloqueo de humedad desde las cuencas amazónica y atlántica.

En 500 hPa (Figura 6b), sobre el área de estudio, se observó la presencia de una dorsal configurada sobre la SSP que ha sido replegada por el sistema de baja presión mencionado, y de acuerdo con ^{Garreaud (2000)}, influyendo en la deficiencia de precipitaciones en los Andes.

Figura 6 Compuesto de anomalías del flujo de viento en unidades de metros por segundo durante el verano austral de 1983, 1990 y 1992 en (a) 200 hPa, (b) 500 hPa y (c) 850 hPa. 

Finalmente, las condiciones atmosféricas en respuesta a cambios en la superficie del Océano Pacífico ecuatorial central-oriental favoreció la deficiencia de precipitación muy marcada en la SSP como se verifica en la Figura 7.

En la Figura 8 se muestra el desplazamiento de las zonas ascendentes y descendentes del viento vertical, modificando la estructura de la circulación de Walker entre los 5° N - 5° S. El compuesto de las anomalías de la velocidad vertical y el viento zonal da cuenta de la presencia de un máximo de movimiento ascendente en el Océano Pacífico ecuatorial central (170° E y 110° O), lo que es favorable para la convección y formación de nubosidad de gran desarrollo vertical. Esta condición guarda relación con lo evidenciado en la Figura 4 en la franja tropical, alcanzando anomalías positivas de altura geopotencial sobre el Pacífico central y negativas sobre los ramales de subsidencia en Indonesia y Perú.

Figura 7 Compuesto de anomalías de la precipitación acumulada en escala de milímetros durante el verano austral de 1983, 1990 y 1992. 

Figura 8 Circulación anómala de Walker promedio entre 5° N - 5° S: compuesto de anomalías de la velocidad vertical (milímetros por segundo; sombreado) y viento zonal divergente (metros por segundo; en vectores) durante el verano austral de 1983, 1990 y 1992. 

Esta intensa actividad generó a su vez dos zonas anómalas de fuerte movimiento vertical descendente con máximos entre 80° E - 160° E y sobre 70° O - 40° O, las cuales están asociadas a condiciones secas y de subsidencia, suprimiendo la actividad convectiva. Respecto al resto de regiones, las anomalías evidencian valores débiles -próximos a cero- de la velocidad vertical y de los vectores de viento zonal divergente. El ramal descendente sobre Indonesia muestra un importante intercambio zonal anómalo desde los 160° E hasta 180°, mientras que en el lado Sudamericano y Caribe, el flujo es débil pero consistente con el ramal de ascenso sobre la región central-oriental del Océano Pacífico (60° O - 80° O).

La respuesta extratropical fue analizada mediante la estructura de la circulación de Hadley y Ferrel. En la Figura 9 se muestra un promedio de la velocidad del viento vertical y el viento meridional entre 120° O y 170° O que coincide con el área central del Océano Pacífico en donde se observaron notables cambios en la circulación. Lo que destaca en esta zona es la subsidencia anómala generada entre los 20° S y 40° S que, a diferencia del hemisferio norte, la celda de Hadley tiene una circulación más marcada.

Figura 9 Circulación anómala de Hadley promedio entre 120° O - 170° O: compuesto de anomalías de la velocidad vertical (milímetros por segundo; sombreado) y viento meridional divergente (metros por segundo; en vectores) durante el verano austral de 1983, 1990 y 1992. 

A partir de todo el conjunto de resultados, se estableció un modelo conceptual de la ocurrencia de sequías meteorológicas en la SSP ocurridas, en promedio, en los años 1983, 1990 y 1992 durante el verano austral (EFM), el cual se propone en la Figura 10. Esta información es determinante en el monitoreo de sequías y pronósticos, que son insumo en los sistemas de alerta temprana en la región. Bajo un contexto de altas emisiones a futuro, es necesario continuar generando información sobre posibles patrones, impactos y teleconexiones asociados a las sequías meteorológicas en la SSP para una mejor y continua adaptación al cambio climático y una adecuada gestión de los riesgos climáticos.

Figura 10 Esquema del patrón oceánico-atmosférico asociado a la ocurrencia de sequías meteorológicas extremas en la SSP (compuesto del verano austral de los años 1983, 1990 y 1992). 

Conclusiones