El aluvión
Durante la tarde del día 8 de octubre de 2026, un aluvión de detritos compuesto por lodo, rocas y otros elementos orgánicos bajó velozmente por la pequeña cuenca de quebrada Honda en San Carlos de Apoquindo (cerca de 10 km2, Figura 1), desembocando en el límite urbano de Santiago, en uno de los barrios más exclusivos de Sudamérica. El flujo que bajó con fuerza por la pendiente del piedemonte andino arrastró buses, automóviles e inundó una serie de casas y edificios, sin aviso y sin dar tiempo para tomar mayores medidas de precaución. A pesar de las graves pérdidas en bienes e infraestructura hasta el momento no se han registrado pérdidas de vidas que lamentar.
En este análisis preliminar de la tormenta y posterior aluvión, discutimos si acaso este evento que se desencadenó con tanta fuerza puede considerarse como un evento compuesto y con impactos en cascada, en donde una serie de eventos anteriores al evento principal son capaces de aumentar el nivel de daño generado por una amenaza y, por así decirlo, preparar el desastre de manera silenciosa y por un largo tiempo. Vamos a partir analizando el evento de precipitación intensa que gatilló el aluvión, para luego discutir algunas causas próximas y más lejanas que pudieron haber contribuido a su ocurrencia.
El Niño extraordinario de 2026
El contexto planetario en el que se enmarca este lluvioso mes de octubre de 2026 es la presencia de El Niño con una intensidad sin precedentes (CR2, 2026a). Parte de sus efectos en Chile, como los temporales de julio en la zona central del norte chico (CR2, 2026b), se explican por el estado del océano y la atmósfera en la zona ecuatorial del Océano Pacífico. A pesar de encontrarnos en plena primavera, el océano y la atmósfera siguen funcionando de acuerdo a cómo entendemos que funcionan “los patrones de teleconexión de ENSO”: Anticiclones de bloqueo en el Pacífico Austral, bajas presiones en la zona subtropical (frente a Chile entre los 20° y 40°S, Fig. 2) y una sucesión de ríos atmosféricos que alimentan las tormentas que llegan a la costa (Campos & Rondanelli, 2023). Este Niño extraordinario que ya alcanza anomalías de temperatura del mar de más de 3° C en la zona del Niño 3.4, y también frente a las costas del oeste de Sudamérica (https://enosmonitor.cr2.cl/#nino34), nunca antes registradas, explica en gran parte la magnitud de la precipitación que vemos esta primavera en la zona central. Los efectos del calentamiento del Pacífico Central actúan de al menos dos maneras distintas. Por una parte, al moverse la zona de máximo calentamiento oceánico hacia el este, desde la zona conocida como la poza cálida, se produce también un desplazamiento de la convección profunda (tormentas sobre el océano) que usualmente se ubican cerca de Australia y Oceanía. Este desplazamiento a su vez genera que las ondas atmosféricas planetarias se dispongan en una configuración largamente conocida como favorable a lluvia en Chile Central (Rutllant & Fuenzalida, 1991). Pero eso no es todo, el transporte de agua desde el Pacífico se ve reforzado en estas condiciones de mayor temperatura en comparación a otros octubres, trayendo consigo mayor humedad desde la zona tropical en donde se origina el agua que llueve sobre Chile Central (Mudiar et al., 2024).
En efecto, en lo que va de octubre, la estación de Quinta Normal en Santiago (con una de las series más largas de precipitación en Sudamérica, desde 1866) registra más de 90 mm de lluvia solo superado por octubre de 1930, con 102 mm, habiendo transcurrido a la fecha de escritura, apenas los primeros nueve días del mes.
Condiciones de gran escala
Un río atmosférico (RA) de categoría 2-3 alcanzó la zona central de Chile los días martes 6 y miércoles 7 de octubre de 2026 (Figura 2), en conexión con un frente frío y una depresión extratropical sobre el Pacífico, frente a la costa del sur de Chile. Este RA/frente frío ocasionó precipitaciones en el rango de 30-150 mm en la costa, valle central y precordillera entre el sur de la Región de Coquimbo y la Región del Biobío. Como referencia, en la estación Quinta Normal (Santiago centro) se acumularon 72 mm, un monto alto para esta ciudad y muy infrecuente para octubre. De particular importancia son las acumulaciones cercanas a 100 mm en la precordillera de Santiago, como se ilustra en la serie de precipitación de la estación Río Molina antes Junta San Francisco (Figura 3).
El frente frío se desplazó al norte de la Región Metropolitana al mediodía del miércoles 7, pero el centro de baja presión en superficie se mantuvo frente a la costa del Biobío. En la tropósfera media (a unos 5 km sobre el nivel del mar) se comenzó a formar una baja segregada sobre esta misma zona (letra B en la Figura 4a). Esta condición “barotrópica equivalente” se mantuvo estacionaria y estable durante las próximas 36 horas, incluyendo el periodo de ocurrencia del aluvión.
La baja en la tropósfera media causó vientos intensos soplando desde el noroeste que enfrentan a la cordillera de los Andes y contribuyen a generar un fuerte ascenso sobre la pendiente andina. Adicionalmente, la baja segregada presenta un núcleo frío, lo que, sumado a un mayor calentamiento en superficie en primavera, genera un perfil de temperaturas inestable, otro ingrediente clave para la formación de tormentas eléctricas. Finalmente, la tropósfera sobre Chile central contaba con un alto contenido de humedad (agua precipitable sobre los 25 mm) producto del río atmosférico que había pasado por esta zona los días previos. Esta configuración de un río atmosférico intenso más una baja segregada posterior semiestacionaria, recuerda las condiciones sinópticas presentes en los eventos de aluviones de febrero de 2021 en la Región Metropolitana de Santiago (Valenzuela et al., 2022).
Así, el jueves 8 de octubre se conjugan sobre Chile central un fuerte ascenso de aire, inestabilidad termodinámica y abundante vapor de agua, alimentando así múltiples núcleos convectivos —nubes de gran desarrollo vertical— sobre la ladera andina de las regiones de Valparaíso, Metropolitana y O’Higgins (Figura 4b). Estos núcleos convectivos son los que ocasionaron la ocurrencia de oscurecimiento repentino, rayos, granizos y precipitaciones intensas en periodos de 30-60 minutos, uno de los cuales ocurrió precisamente en la zona nororiente de Santiago, gatillando el aluvión que describimos más adelante.
Distribución de la precipitación durante la tormenta
La red de estaciones pluviométricas de la región Metropolitana permite describir los aspectos más relevantes de la distribución espacial de la precipitación en la tarde del jueves 8 de octubre de 2026 (Figura 5). En ella se advierte los mayores acumulados hacia el piedemonte y la cordillera al este de Santiago, con valores superiores a 40 mm en el sector nororiente, justamente donde se originó el aluvión de Quebrada Honda.
Aunque estas acumulaciones se encuentran en el rango moderado, se destaca que la mayor parte de ellas ocurrieron en un breve intervalo de tiempo. Lamentablemente, no parece existir un registro pluviométrico dentro de la cuenca. Sin embargo, la estación Río Molina, a unos 7 km del centro de la cuenca, entrega información muy relevante. En esta estación el día 8 se registraron 42,8 mm, de los cuales 31,6 mm ocurrieron entre las 15:00 y 19:00, con un máximo de 10,9 mm en 30 minutos (Figura 3). Como referencia, una intensidad horaria de 20 mm en el oriente de Santiago tiene un periodo de retorno superior a 50 años, enfatizando el carácter extremo de este evento. Otro aspecto importante, es que de acuerdo a los registros del observatorio Cerro Tres Puntas, la altura de la isoterma de 0 °C se ubicó a unos 2800 m s.n.m. durante esta tormenta, de manera que toda la cuenca recibió precipitación en forma líquida, el gatillante inmediato de este aluvión.
La evolución de la actividad eléctrica permite seguir el desarrollo espacial de estas tormentas. Los primeros rayos representados en el mapa se concentraron cerca de Lampa alrededor de las 16:00. Cerca de las 16:30, la actividad se extendió hacia el sector nororiente de Santiago y Las Condes. Alrededor de las 17:00, las descargas se localizaron principalmente hacia el Cajón del Maipo, aunque en menor número (Figura 6). Esta secuencia muestra actividad convectiva desplazándose a lo largo del piedemonte andino. Sin embargo, los rayos indican dónde existió convección y no miden directamente la cantidad de lluvia.
El incendio como antecedente
Múltiples expertos ya han identificado al incendio que partió el día 29 de diciembre de 2025 en la cuenca de quebrada Honda como uno de los elementos que explica la ocurrencia y severidad del aluvión. El incendio afectó cerca de 1.000 hectáreas, según Conaf (Riquelme, 2026), y comprometió prácticamente toda la cuenca de quebrada Honda (ver el área oscura en la Figura 1 y Figura 7), alterando la vegetación y el suelo. La afectación del dosel arbóreo, disminución de la cobertura arbustiva y herbácea e incluso de la hojarasca, dejó el suelo expuesto a la lluvia, impactando directamente sobre el suelo sin intercepción ni amortiguación que provee la vegetación. Ante un incendio, la pérdida de suelo por efecto de las lluvias es un fenómeno conocido, pero puede tener un efecto crítico ante eventos meteorológicos extremos.
El incendio en la precordillera tuvo un impacto variable en diferentes sectores de la cuenca, lo que se cuantifica mediante su severidad, la que dependerá de las condiciones topográficas, carga de combustibles, temperaturas y vientos locales, humedad de los combustibles, entre otros, pero que determina en último término cuánto del total de la vegetación es consumida por las llamas (Figura 7). Incendios de baja severidad pueden consumir las hierbas y los arbustos, aunque más difícilmente los árboles y el componente orgánico del suelo. En incendios de alta severidad, producidos especialmente bajo condiciones extremas de temperatura y sequía o topografía, se queman los árboles o gran parte de ellos, dejándolos muertos en el suelo o en pie, los cuales pueden caer posteriormente por el viento. El mantener la vegetación quemada en el sitio puede tener efectos contrapuestos, si bien estos “legados biológicos” que deja el fuego permiten mantener la humedad del suelo, favorecen la llegada de propágulos, que sirven de refugio para la flora y fauna remanentes o incluso pueden rebrotar luego del incendio, facilitando la recuperación del área afectada. Por otra parte, implica también mantener elementos que eventualmente podrían ser arrastrados por un posterior evento extremo de lluvia.
Menos conocidos son los efectos del fuego sobre el suelo. Primero, el calor volatiliza compuestos orgánicos que luego se condensan en capas más frías, formando una capa hidrofóbica que reduce la infiltración y favorece la escorrentía superficial (Palmer, 2022; Vahedifard et al., 2024). Este efecto es especialmente marcado en el bosque esclerófilo, cuya vegetación es rica en ceras, resinas y aceites. Segundo, en los sectores de mayor severidad, el fuego destruye los agregados del suelo, dejándolo suelto y altamente erosionable (Rengers et al., 2020; Vahedifard et al., 2024) .
A la vez, la combustión de las raíces deja canales por donde el agua se infiltra rápidamente, generando saturación localizada en profundidad (Vahedifard et al., 2024). Así, mientras la superficie produce escorrentía rápida, el agua que logra infiltrarse se concentra en zonas específicas del perfil. Esto quiere decir que la superficie quemada pierde capacidad de absorción: una parte de la lluvia escurre por las laderas y otra se infiltra a través de grietas (Palmer, 2022). Esta combinación de raíces debilitadas y mayor humedad en el suelo aumenta el riesgo de deslizamientos en años posteriores al incendio (Abdollahi et al., 2024).
Un suelo quemado, entonces, absorbe menos agua y queda cubierto de sedimentos sueltos. Por eso, cuando llueve, el agua escurre con fuerza por las laderas y arrastra ese material, aunque la lluvia sea menor que la habitual (Culler et al., 2023; McGuire et al., 2021). Este efecto es más evidente en los primeros meses después del incendio, cuando lluvias breves e intensas pueden generar flujos de barro y detritos (fragmentos de roca, suelo y restos vegetales). Además, con el paso de los años, las raíces muertas pierden su capacidad de sujetar el suelo y aumenta el riesgo de deslizamientos en las laderas (Rengers et al., 2020; Vahedifard et al., 2024). En consecuencia, el peligro puede persistir varios años después de extinguido el incendio.
Estos procesos han sido estudiados principalmente en Estados Unidos, el Mediterráneo europeo y China (Rengers et al., 2020; Diakakis et al., 2023; Zhou et al., 2025). Sin embargo, la evidencia muestra que el efecto del fuego varía según el clima, el suelo y la vegetación de cada territorio (Culler et al., 2023; Vahedifard et al., 2024). Por ello, se hace necesario desarrollar estudios locales que pongan a prueba estos hallazgos en sectores como el recientemente afectado por el aluvión. Esto es particularmente relevante, dado que la remoción del material vegetal quemado podría incluso tener un efecto contrario al que se persigue. Bajo un cierto umbral, el material quemado puede proveer una protección dado la acumulación de agua e infiltración, así como una disminución de la velocidad de los flujos. Además, las faenas de remoción pueden generar aún más daño en el ecosistema, compactando el suelo, dificultando la recuperación de los servicios ecosistémicos que estas zonas proveen, incrementando el riesgo de un potencial aluvión.
Megasequía, hipersequías y una degradación de siglos
El propio incendio ocurrió en una cuenca sometida a un severo estrés hídrico durante la reciente megasequía (2010-2022; Garreaud et al., 2017, 2020). Dentro de ese período, los años 2019 y 2021 han sido calificados de manera superlativa como hipersequías, con déficits regionales de precipitación superiores al 75 % (Garreaud et al., 2025), y es justamente tras la hipersequía de 2019 cuando se observa un pardeamiento abrupto y generalizado del bosque esclerófilo mediterráneo, con un decaimiento extendido de árboles, expresado muchas veces en la mortalidad del dosel arbóreo (Miranda et al., 2020, 2023; Venegas-González et al., 2022).
La zona afectada por el incendio ha tenido un largo historial de degradación debido a su cercanía a las zonas pobladas. La vegetación principal que lo componía eran bosques o matorrales de espino, un árbol ampliamente extendido en zonas degradadas de la región central y que genera zonas de tipo sabana abiertas en una matriz herbácea o de arbustos bajos. Si bien en esta área no había extensos bosques, en los fondos de las quebradas y en zonas de exposición sur se encontraban algunos remanentes del bosque esclerófilo. Estas zonas de quebrada, debido a su potencial topográfico de mantención de la humedad, bien pueden sostener una vegetación relativamente sana, con menor afectación que las áreas alejadas a estas quebradas. El incendio, acoplado con una vegetación más seca pudo haber tenido efectos severos sobre el bosque, dejando material vegetal grueso en el fondo de la quebrada. Estos bosques de fondo de quebrada son fundamentales para la provisión de refugio ante la sequía e incendios y mantención de la biodiversidad, pero además pueden proveer servicios directos a la sociedad por lo que es deseable protegerlos.
¿Hasta qué punto la existencia de un bosque esclerófilo sano en esta cuenca pudo haber amortiguado la intensidad del aluvión o, al menos, haber elevado de manera considerable el umbral de lluvia necesario para desencadenarlo (Cannon y Gartner, 2005; Staley et al., 2017)?
Yendo aún más atrás en el tiempo, la historia nos enseña que la demanda de leña y carbón de la ciudad de Santiago degradó durante siglos la vegetación nativa de su entorno (Camus, 2006). Ya en 1646 Alonso de Ovalle describe en el valle «espesos montes de espinales, de donde se corta la leña», y en 1839 una comisión de la Sociedad Nacional de Agricultura, integrada entre otros por Claudio Gay, lamentaba que los montes se hubieran cortado «sin número ni tasa, sin orden ni medida», al punto de que en las llanuras de Maipo y La Dehesa apenas quedaban vestigios de las selvas que antes las cubrían (citado en Camus, 2004). Hoy solo en algunos sectores aislados e inaccesibles sobreviven árboles centenarios, como el gran quillay del Alto del Naranjo.
Epílogo
Como en una larga novela que llega a su fin, y también como en la física, todo desenlace posee una causa que lo antecede. Para entender el aluvión que afectó a Santiago es necesario mirar no solo la tormenta singular que le dio origen, sino también las condiciones ambientales previas, en escalas de días, meses, años e incluso siglos, y que lo pueden haber propiciado o facilitado. Lo que hemos descrito como una larga concatenación de degradación, sequía, incendio y finalmente lluvia intensa corresponde a lo que la literatura denomina eventos extremos compuestos, en particular eventos precondicionados (Zscheischler et al., 2018, 2020), cuyos impactos se propagan en cascada (AghaKouchak et al., 2018).
Muchas de las preguntas aquí planteadas darán trabajo a nuestros expertos en diversas disciplinas desde las ciencias de la tierra hasta las ciencias sociales, cuyas respuestas nos permitirán tener una visión más informada de los mecanismos y procesos responsables del desastre, y de los detalles de cómo realmente se produjo su encadenamiento. Aunque no lo hemos mencionado explícitamente hasta aquí, la mano del cambio climático está posiblemente presente tanto en la ocurrencia como en la magnitud de este desastre (aunque estemos lejos de poder cuantificar este efecto con certeza), a través de la intensidad y duración de la sequías precedentes (Boisier et al., 2016; Garreaud et al., 2020) como, también y de manera que podrá parecer contraintuitiva, en la intensidad y duración de las precipitaciones que dieron lugar al aluvión. Entender en profundidad esta cadena de causas y efectos es una condición habilitante para anticipar el próximo evento y reducir sus impactos.
Referencias disponibles en: www.cr2.cl/