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UNIVERSIDAD NACIONAL DEL SANTADEPARTAMENTO ACADÉMICO DE ENERGÍA Y FÍSICA INGENIERÍA AGRÓNOMA

Lic. CHRISTIAN PUICAN FARROÑAY METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA AGRICOLA1

UNIVERSIDAD NACIONAL DEL SANTAFACULTAD DE INGENIERÍA

DEPARTAMENTO ACADÉMICO DE ENERGÍA Y FÍSICA

METEOROLOGÍA Y CLIMATOLOGÍA

AGRICOLA

III UNIDADMETEOROLOGÍA Y

CLIMATOLOGÍAAGRÍCOLA

CICLO:

IV CICLO

E.A.P.: INGENIERÍA AGRONOMA

DOCENTE:

LIC. CHRISTIAN PUICAN FARROÑAY

NUEVO CHIMBOTE – PERÚ2 0 1 3



EVAPORACIÓN Y EVAPOTRANSPIRACIÓN

EVAPORACIÓNLa evaporación es un proceso físico por el cual determinadas moléculas de aguaaumentan su nivel de agitación por aumento de temperatura, y si están próximas a lasuperficie libre, escapan a la atmósfera. Inversamente otras moléculas de aguaexistentes en la atmósfera, al perder energía y estar próximas a la superficie librepueden penetrar en la masa de agua.

Se denomina evaporación el saldo de este doble proceso que implica el movimiento deagua hacia la atmósfera. La evaporación depende de la insolación, del viento, de latemperatura y del grado de humedad de la atmósfera. Por todo esto la evaporacióncontemplada en un período corto de tiempo es muy variable, no así cuando el ciclo aconsiderar es un año, en el cual la insolación total es bastante constante. Comomagnitud en zonas templadas continentales, la evaporación diaria en verano es delorden de 6 a 8 mm/día y en invierno puede ser casi despreciable.

Variable hidrológica



La razón entre la pérdida de calor de una superficie de agua por evaporación y lapérdida de calor debido a la convección, independiente de la velocidad del viento esdada por:

donde Qc,pa es la pérdida de calor de una superficie de agua por convección enW/(m2

.K), Qe es la perdida de calor de una superficie de agua por evaporación enW/(m2.K), Tp y Ta son las temperaturas del agua y del aire en Kelvin (o Celsius) yPwp y Pa son las presiones del vapor de la superficie del agua y del aire y P es lapresión barométrica, con todas presiones en mmHg (Bowen, 1926).

La ecuación de Bowen fue modificada por Sartori (1987) que introdujo un parámetroque permite el cálculo de los tres casos de flujo de masa que pueden ocurrir cuandouna superficie libre de agua es expuesta al aire, cuyas situaciones no pueden sercalculadas solamente con la ecuación de Bowen. Así, la ecuación de Bowen-Sartoriqueda:

donde rh es la humedad relativa.

Evaporación desde superficies líquidasSiendo que las condiciones de contorno creadas tienen una influencia significativa, losresultados varían según qué evaporímetro se ha utilizado para la determinación.

Si se tiene en cuenta que los valores de evaporación medidos en el sitio de interés,para tener validez desde el punto de vista estadístico deben tener una duración de porlo menos 15 años, se comprende la dificultad. Esto ha impulsado a numerososinvestigadores a analizar fórmulas empíricas, que permitan rápidamente llegar a unresultado lo más aproximado posible.

Fórmulas empíricas para determinar la evaporación desde un lago o una laguna

Una de las expresiones más simples ha sido propuesta por Visentini, y se aplica paracálculos aproximados en superficies líquidas situadas en cotas bajas, donde se puedeconsiderar que la presión atmosférica es de aproximadamente 760mm de columna demercurio. Las fórmulas empíricas propuestas por Visentini son:

E = 75*t (para lagos o embalses con cota inferior a 200 msnm)

E = 90*t (para lagos o embalses con cota entre 200 y 500 msnm)

E = 90*t+300 (para lagos o embalses con cota superior a 500 msnm)

donde:

E = Evaporación anual en mm t = Temperatura media anual en grados celsius

Nótese que para una temperatura media de 10 grados Celsius, la evaporación seráentre 750 mm y 1200 mm por año, es decir de aproximadamente 2 a 3 mm por día.



Considerando que en la evaporación juegan roles importantes, entre otros, latemperatura del agua, la temperatura del aire, el viento, la insolación, etc., otrosinvestigadores han propuesto fórmulas empíricas más complejas y que, por lo tanto,son más difíciles de usar.

Importancia de la variable hidrológicaEl agua se evapora en la superficie oceánica, sobre la superficie terrestre y tambiénpor los organismos, en el fenómeno de la transpiración en plantas y sudoración enanimales. Los seres vivos, especialmente las plantas, contribuyen con un 10% al aguaque se incorpora a la atmósfera.

El agua en forma de vapor sube y se condensa formando las nubes, constituidas poragua en pequeñas gotas. Estas se enfrían acelerándose la condensación y uniéndosea otras gotitas de agua para formar gotas mayores que terminan por precipitarse a lasuperficie terrestre en razón a su mayor peso. La precipitación puede ser sólida (nieveo granizo) o líquida (lluvia). El vapor de agua también puede condensarse en forma deniebla o rocío.

Una parte del agua que llega a la superficie terrestre será aprovechada por los seresvivos. Tarde o temprano, toda esta agua volverá nuevamente a la atmósfera, debidoprincipalmente a la evaporación.

FACTORES QUE DETERMINAN LA EVAPORACIÓNa) Radiación solar. Es el factor determinante de la evaporación ya que es la

fuente de energía de dicho proceso.b) Temperatura del aire. El aumento de temperatura en el aire facilita la

evaporación ya que: en primer lugar crea una convección térmica ascendente,que facilita la aireación de la superficie del líquido; y por otra parte la presión devapor de saturación es más alta.

c) Humedad atmosférica. Es un factor determinante en la evaporación ya quepara ésta se produzca, es necesario que el aire próximo a la superficie deevaporación no esté saturado (situación que es facilitada con humedadatmosférica baja).

d) El viento. Después de la radiación es el más importante, ya que renueva elaire próximo a la superficie de evaporación que está saturado. La combinaciónde humedad atmosférica baja y viento resulta ser la que produce mayorevaporación. El viento también produce un efecto secundario que es elenfriamiento de la superficie del líquido y la consiguiente disminución de laevaporación.

e) Tamaño de la masa de agua. El volumen de la masa de agua y suprofundidad son factores que afectan a la evaporación por el efecto decalentamiento de la masa. Volúmenes pequeños con poca profundidad sufrenun calentamiento mayor que facilita la evaporación.

f) Salinidad. Disminuye la evaporación, fenómeno que sólo es apreciable en elmar.



Factores que influyen en la tasa de evaporación Concentración de la sustancia que se evapora en el aire. Si el aire ya tiene

una alta concentración de la sustancia que se evapora, entonces la sustancia seevaporará más despacio.

Concentración de otras sustancias en el aire. Si el aire ya está saturado conotras sustancias, puede tener una capacidad inferior para la sustancia que seevapora.

Tasa de flujo de aire. Si aire fresco se mueve sobre la sustancia todo el tiempo,la concentración de la sustancia en el aire tendrá menos probabilidad de subir conel tiempo, potenciando así una evaporación más rápida. Esto resulta en una capadivisoria en la superficie de evaporación que disminuye con la velocidad de flujo,disminuyendo la distancia de difusión en la capa estancada.

Concentración de otras sustancias en el líquido (impurezas). Si el líquidocontiene otras sustancias, tendrá una capacidad inferior para la evaporación.

Temperatura de la sustancia. Si la sustancia está más caliente, la evaporaciónserá más rápida.

Fuerzas intermoleculares. Cuantos mayores son las fuerzas que mantienen lasmoléculas juntas en el líquido, más energía será necesaria para evaporarlas.

Área superficial. Una sustancia que tiene un área superficial más grande seevaporará más rápido, ya que hay más moléculas superficiales que son capacesde escaparse.

Calentamiento. Cuanto más grueso es el recipiente donde se está calentando,más se reduce la evaporación del agua, debido a que se dedica menos calor a laspropias evaporaciones.

En los EE.UU, el Servicio Meteorológico Nacional mide la tasa actual de evaporaciónen "ollas" estandarizadas de agua abiertas al aire libre en varias localizaciones aescala nacional. Otros servicios hacen lo mismo alrededor del mundo. Los datosestadounidenses son compilados en un mapa de evaporación anual. Las medidasvarían entre 30 y más de 120 pulgadas por año.

Aplicaciones

SecadoCuando la ropa se cuelga de un cordel, aunque la temperatura ambiental esté pordebajo del punto de ebullición del agua, el agua se evaporará. Este proceso seacelera por factores como humedad baja, calor (del sol) y viento. En un secador deropa, se hace pasar aire caliente por las prendas, permitiendo que el agua seevapore muy rápidamente.

CombustiónLas gotitas de combustible se vaporizan, cuando reciben calor, mezclándose conlos gases calientes en la cámara de combustión. El calor (energía) también puedeser recibido por radiación de cualquier pared refractaria caliente de la cámara decombustión.



Deposición de capas

Evaporando una sustancia y condensándola en un sustrato es posible depositar capasdelgadas.

MEDIDA DE LA EVAPORACIÓN

La medida de la evaporación de una superficie de agua se realiza por medio de unosequipos constituidos a base de unos tanques o bandejas de evaporación, que tratande reflejar en la medida de lo posible las características de inercia térmica, humedad,viento, etc., de la zona que se quiere medir.

Existen varios tipos, todos ellos con una superficie del orden de 1 a 2, y que se sitúanllenos de agua en la zona a medir. Todos ellos deben disponer de un pluviómetro yaque la evaporación neta debe excluir el aporte de agua por precipitación.

La evaporación se mide como volumen de déficit en el tanque, por lo que debendisponer de una medida precisa para el nivel del agua dentro del tanque.

de superficie; tienen el problema de recibir mayor radiación térmica por lasparedes así como de tener menos inercia térmica y de perturbar el régimen deviento en su entorno.

enterrados; no tienen los problemas anteriores pero por otra parte, es más fácilque se introduzcan en ellos cuerpos extraños.

flotantes; se han intentado utilizar en los embalses pero presentan gravesdificultades de medida así como problemas con el oleaje.

Todos los tipos deben ser protegidos de los animales y aves por medio de mallas yaque acuden a ellos a beber.

Las medidas en tanque son mayores que las reales definiéndose un coeficiente deltanque k, tal que k = (evaporación real / evaporación en el tanque); k oscila entre 0,7 y0,9 y es cuasi constante para cada tipo de tanque.

CÁLCULO DE LA EVAPORACIÓN

MÉTODO DE BALANCE ENERGÉTICO

Determina la evaporación por unidad de superficie y segundo, en función de laradiación neta que entra, de la densidad del agua, y del calor latentede evaporación (calor necesario para que una sustancia cambie de estado):

E = Rn / (Lv·fw) mm/día



donde Lv = (2,501·106 − 2370·TªH20ºC) J/Kg.

Ejemplo. Utilizando este método, calcular la tasa de evaporación del agua desde unasuperficie abierta, siendo la radiación neta de 200 W/m2 y la temperatura de 25 ºC (ladensidad del agua es 997 kg/m3).

Lv = (2,501·106 − 2370·25) = 2441 KJ/Kg;

E = 200 / (2441·103·997) = 8.22·10−8 m/s = 7,10 mm/día.

* Este método se emplea en zonas muy extensas (marismas, pantanos...), dondeprácticamente sólo se posee el dato de la radiación solar.

MÉTODO DE MEYEREsta fórmula ha sido muy utilizada y considera la acción del viento:

E (mm/día) = c·(Pa − P)·(1 + v/16)

conde c es un coeficiente (0.36 para grandes masas y 0,50 para charcas opantanos); Pa es la presión del agua de vapor en mm de Hg; P es la presión devapor del aire en mm de Hg; y v es la velocidad del viento en Km/hora a una alturade 7,64 m. de la superficie del agua.

MÉTODO AERODINÁMICO COMPLETO

Esta forma de cálculo tiene en cuenta el viento pero no la altura. La evaporación semide en mm/día:

E = B·(Pa − P) = (0,102·v) / [Ln(z/z0)]2

donde B es el coeficiente de transporte de vapor; (z ?); z0 es la altura de rugosidaden superficies naturales (equivale a una resistencia); Pa es la presión del agua devapor en mm de Hg; P es la presión de vapor del aire en mm de Hg; v es lavelocidad del viento en Km/hora a una altura z;

* Este método es bueno, pero a veces los resultados son excesivos debido a queintervienen muchas variables.

MÉTODO COMBINADO (aerodinámico y de balance de energía)

Es el método más preciso para el cálculo de la evaporación:

E = / ( + )·EE + / ( + )·EA

Donde (Pa/ºC) y (Pa/ºC) son constantes; EE es la evaporación obtenida por el métodode balance de energía; y EA es la evaporación obtenida por el método aerodinámico.

PROTECCIÓN CONTRA LA EVAPORACIÓN



En climas secos y calurosos la evaporación en los embalses es muy importante y elloconlleva importantes pérdidas de agua almacenada. Por ello se ha tratado de evitar odisminuir esta evaporación, utilizándose diversos métodos entre los que destacan:

a) La cubrición. Sólo es posible en pequeñas superficies.b) Disminuir la evaporación protegiendo el embalse del viento por medio de

pantallas.c) Cubrir la superficie del agua con sólidos o líquidos flotantes que eviten

la evaporación.

Entre los primeros se han utilizado placas de aislante blanco que aumentan la reflexiónde la radiación solar y entre los segundos productos químicos que deben de serestables y no miscibles con el agua ni tóxicos.

Estos métodos presentan el problema de que al evitarse la evaporación se produce uncalentamiento de la masa de agua con problemas de contaminación. Por todo ello, lasmedidas deben tender a una mejor gestión del agua, almacenándola en embalsesaltos (poca evaporación) y aumentando el uso de recursos subterráneos, que sí quefuncionan como auténticos embalses cubiertos.

LA TRANSPIRACIÓN DE LAS PLANTAS

La transpiración es un traspaso de agua por parte de la planta hacia la atmósferaque presenta un gradiente de humedad menor que el de la planta.

Esta pérdida de agua no debe considerarse como algo vanal ya que se sabe queplantas de maíz, por ejemplo, pueden perder cerca de tres litros de agua al día y unade girasol un litro aunque hay otras plantas mejor adaptadas como los cactus queapenas llegan a perder 0,1 litros.

La transpiración se produce principalmente a través de las hojas concretamente enunas estructuras llamadas estomas. Éstos son las aberturas microscópicas por los quela planta realiza sus intercambios gaseosos y están formados por dos células conforma de judía (células oclusivas) que rodean el agujero u ostiolo. Las célulascontiguas a las oclusivas se llaman células accesorias y están relacionadas con elmecanismo de apertura del estoma.

Los estomas son, pues, las "bocas" por las que respira la planta.La transpiración considerada de forma normal es un mecanismo usado por la plantapara realizar diversas funciones:

− Refrigerar las hojas: se pueden conseguir temperaturas en las hojas de hasta 15ºC menos que en el aire que rodea la planta.

− Dirigir y concentrar nutrientes absorbidos por las raíces.



− La transpiración juega un papel muy importante en la subida de agua por elxilema. Para que se produzca una transpiración acusada deben actuar distintosfactores externos, como el de la humedad atmosférica que ya hemos tratadoanteriormente:

- La humedad en el suelo es otro factor importante ya que provoca una mayorapertura de los estomas. Esto no debe tomarse como algo negativo sino como lonormal en toda planta cuando tiene un sustrato húmedo, es decir, no hay quedejar que se seque el sustrato pensando que se cierran más estomas ya que elefecto es mucho peor. Hay que procurar aportar al suelo la humedad suficientepara compensar la pérdida.

− La temperatura: es evidente que las altas temperaturas provocan elevadaspérdidas de agua y además de forma muy rápida.

− La velocidad del viento: el viento arrastra la capa de humedad que rodea elestoma y deseca esa zona. La pérdida de agua es mayor cuanto mayor es lavelocidad del viento.

− La luz: la luz provoca una mayor apertura de estomas y , por tanto, mayortranspiración. Al ponerla en zonas sombreadas o con poca luz, la planta reaccionacerrando estomas ya que sin luz no hay fotosíntesis ni intercambio de CO2.Para disminuir los efectos de la transpiración algunas plantas presentan diferentessistemas de lucha como cutículas cerosas, pelos, hundimiento de estomas,espinas, hojas enrolladas, etc.

La transpiración es, en definitiva, un mecanismo muy importante para la planta peroque se torna peligroso en condiciones de calor y sequedad, llegando incluso ahacer inútiles todos los esfuerzos llevados a cabo por la propia planta y por laayuda que hayamos podido aportar desde el exterior.



EVAPOTRANSPIRACIÓN

Se denomina evapotranspiración a la evaporación en superficies cubiertas devegetales junto con la transpiración de estos vegetales.

La evaporación del agua por las plantas se debe a la necesidad de agua que tienenlas plantas para incorporarla a su estructura celular, además de utilizarla comoelemento de transporte de alimentos y de eliminación de residuos. La circulación delagua en la planta no es un circuito cerrado, sino que por el contrario es una circulaciónabierta. El agua penetra por la raíz, circula por la planta y gran parte de ella seevapora por las hojas.

La transpiración depende de los siguientes factores:

− Tipo de planta;

− Ciclo de crecimiento de la planta (inicial, vegetativo, medio, maduro);

− Tipo de suelo y humedad del suelo;

− Insolación, viento, humedad de la atmósfera, etc.

Existe una diferencia entre la cantidad de agua que la planta puede absorber del suelo

Qp y la cantidad de agua Ql que la planta transpira.

Qp depende del tipo de suelo, de las condiciones de humedad, así como del tipo y

situación de la planta; mientras que Ql depende de las condiciones de insolación,

humedad y viento, así como de las características de la propia planta.

Si Q1 > Qp, la planta se marchita o tiene que variar sus condiciones de desarrollo.Si Q1 Qp, la planta tiene suficiente circulación de agua y se desarrolla

satisfactoriamente. Por último, los excesos de circulación de agua con Q1 << Qp,

pueden producir fenómenos contrarios al desarrollo.

EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL

Con objeto de valorar la capacidad máxima de evaporación y transpiración de unsuelo, con unas determinadas condiciones atmosféricas y de radiación, se define elconcepto de evapotranspiración potencial como: la cantidad de agua transpirada porunidad de tiempo, teniendo el suelo un cultivo herbáceo uniforme de 30−50 cm. dealtura (alfalfa) y siempre con suficiente agua. En esas condiciones se produce elmáximo de transpiración y coincide con las óptimas condiciones de crecimiento de lasplantas.

CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN POTENCIAL

MÉTODO DE BLANEY−CRIDDLE

Es una fórmula utilizable para zonas áridas:



Etp = p·(0,46·T + 8,13)

Donde p = 100·(nº horas luz al día / nº horas luz al año); T es la temperatura en ºC ; yEtp es la evaporación diaria en mm.

MÉTODO DE CONTAGNE

Etp (mm/día) = p − ·p2 = p − [p2 / (0,8 + 0,14·T)]

Donde p es la precipitación anual en mm. y T es la temperatura media anual.

EVAPOTRANSPIRACIÓN REAL

La evapotranspiración real es inferior a la evapotranspiración potencial para los

siguientes factores:

− falta de agua en algunos períodos;

− variación de la evapotranspiración según el desarrollo de la planta;

− variaciones de las condiciones atmosféricas como la humedad, la temperatura,

etc.

Por todo ello:

Evapotranspiración real = K · evapotranspiración potencial

El coeficiente K es variable y oscila entre 0.10 y 0.90, aproximándose a 1 cuando la

planta está en su máximo desarrollo de foliación y fruto.

La medida real de la evapotranspiración se puede realizar a través de tres

procedimientos:

1. Lisímetros. Una estación lisimétrica es una zona de terreno natural de superficie

del orden de 4 m2, en la que se realiza un cultivo en condiciones reales pero con

dispositivos de medida del agua suministrada, percolada y sobrante. Por

diferencia de estas medidas se obtiene el agua evapotranspirada.

2. Sonda de neutrones. El método de la sonda de neutrones se basa en la

absorción de neutrones por el agua, lo que permite evaluar el contenido de

humedad. Son medidas no destructivas y que además no alteran las condiciones

hidráulicas ni de cultivo del suelo.

3. Balance hídrico. El balance hídrico consiste en seleccionar una cuenca natural

pequeña y medir en ella la precipitación, escorrentía y percolación; por diferencia

se calcula la evapotranspiración:

Etpr = P − Q − Perc.

Este método es bastante impreciso ya que la percolación es muy difícil de medir.



EVOTRANSPIRACION1. Introducción

La evapotranspiración es la combinación de la evaporación desde la superficie de suelo y

la transpiración de la vegetación. Los mismos factores que dominan la evaporación desde

una superficie de agua abierta también dominan la evapotranspiración, los cuales son: el

suministro de energía y el transporte de vapor. Además, el suministro de humedad a la

superficie de evaporación es un tercer factor que se debe tener en cuenta. A medida que

el suelo se seca, la tasa de evapotranspiración cae por debajo del nivel que generalmente

mantiene en un suelo bien humedecido.

Los cálculos de las tasas de evapotranspiración se efectúan utilizando los mismos

métodos descritos para la evaporación en superficies de agua abierta, con ajustes que

tienen en cuenta las condiciones de vegetación y el suelo.

Con respecto a la evaporación fisiológica o transpiración, es el resultado del proceso físico

y biológico por el cual el agua cambia del estado líquido al gaseoso, a través del

metabolismo de la planta y pasa a la atmósfera.

Veihmeyer considera dos tipos de procesos de transpiración, el primero se realiza por

medio de los estomas de las hojas y el segundo desde las membranas húmedas, a través

de la cutícula. Además se debe de incluir en el concepto de transpiración el agua

empleada en los procesos de incorporación de tejido vegetal.

Los factores que influyen en la transpiración son los siguientes:

- Factores ambientales

El aspecto físico del proceso de transpiración, está influenciado por los mismos factores

ambientales que rigen a la evaporación, sin embargo algunos factores meteorológicos

como la iluminación, la temperatura y la humedad de la atmósfera, tienen un doble efecto

en la transpiración debido a su influencia en la abertura de los estomas.

En relación al contenido de humedad del suelo, existen opiniones contrapuestas respecto

a su influencia en la intensidad de la transpiración, de manera que algunos autores indican

que ésta es independiente del contenido de humedad hasta que se alcanza el punto de

marchitez permanente, mientras que otros suponen que es proporcional a la humedad

disponible para las plantas.- Factores fisiológicos

En su aspecto biológico, la transpiración es afectada por las características de la especie

vegetal, edad, desarrollo, tipo de follaje y profundidad radicular. Una de las características

de la especie vegetal, influenciada por las condiciones ambientales, es el número de

estomas por unidad de área foliar, la cual varía de 7750 a 124000 por cm2 repartidas en

una proporción de 3 a 1 entre la superficie inferior y la superficie de la hoja.

Otra particularidad de la especie vegetal, está estrechamente relacionada con el tipo y

desarrollo del sistema radicular.



De manera práctica, la evaporación y la transpiración son procesos que se realizan en la

naturaleza de forma simultánea, son interdependientes y es muy difícil su medición por

separado. El cálculo de la evapotranspiración es fundamental para la estimación de la

demanda de riego de un cultivo y la estimación del escurrimiento medio anual de una

cuenca.2. Conceptos básicos

2.1. Uso consuntivo

Se expresa mediante la tasa de evapotranspiración (Etc) en mm/día omm/mes, la cual depende, además de los factores del clima que afectan a laevaporación (temperatura, humedad del aire, viento e intensidad deradiación solar), de las características fisiológicas de la cobertura vegetal yde la disponibilidad de agua en el suelo para satisfacer la demanda hídricade la planta (transpiración y nutrición)Como la cantidad de agua que utiliza la planta para nutrirse es sólo en 1%de la transpira los términos uso consuntivo y evapotranspiración se puedentomar como sinónimos.

2.2. La evapotranspiración potencial del cultivo de referencia (Eto)La evapotranspiración potencial de un cultivo de referencia (Eto) en

mm/días, fue definida por Doorembos y Pruit (FAO 1975) como “La tasa de

evaporación en mm/día de una extensa superficie de pasto (grama) verde

de 8 a 15cm de altura, en crecimiento activo, que sombrea completamente

la superficie del suelo y que no sufre de escasez de agua.

2.3. La evapotranspiración real (Etr)En la práctica, los cultivos se desarrollan en condiciones de humedad muy

lejanas de las óptimas. Por este motivo para calcular por ejemplo la

demanda de riego se a de basar en la evapotranspiración real (Etr), la cual

toma en consideración al agua disponible en el suelo y las condiciones

ambientales en las cuales se desarrollan un cultivo determinado.

Siempre y cuando el cultivo en consideración disponga de agua en

abundancia (después de un riego o de una lluvia intensa) y en condiciones

de buena aireación del suelo, Etr equivale a Etc.

El Etr nunca será mayor que Etc. Al aumentar la tensión del agua en el

suelo, disminuye la capacidad de las plantas para obtener el volumen de

agua requerido al ritmo impuesto por las condiciones ambientales. Bajo

estas condiciones disminuye la transpiración del cultivo por lo tanto Etr es

inferior a Etc y también inferior a Eto.



La evapotranspiración real de un cultivo, en cierto momento de su ciclo

vegetativo, puede expresar como:

Etr = Eto * k (1)

Donde:

K: coeficiente que corrige por la fase vegetativa del cultivo y por el nivel de

humedad en el suelo.

En un suelo sin limitación alguna para la producción, en lo que respecta a

condiciones físicas, fertilidad y salinidad, k puede discriminarse así:

k = kc * kh (2)

donde:

kc : coeficiente de cultivo

kh : coeficiente de humedad del suelo

El coeficiente de cultivo kc, depende de las característicasanatomorfológicas y fisiológicas de la especie y expresa la variación de sucapacidad para extraer agua del suelo durante el ciclo vegetativo. Laespecie vegetal y el tamaño de la planta representada por su volumen foliary radial, gobierna el coeficiente kc.El coeficiente de humedad, kh es una expresión del mecanismo de

transporte de agua a la atmósfera a través del suelo y de la planta, que

depende del grado de disponibilidad de agua, del gradiente de potencial

hídrico entre el suelo y la atmósfera circundante y de la capacidad de dicho

sistema para conducir agua. Cuando el suelo se va secando, se incrementa

la resistencia a la difusión a través de los estomas de evaporación y del

espacio poroso del suelo.

3. Método para estimar la evapotranspiración potencialExisten varios métodos para determinar la evapotranspiración potencial. Los más

comúnmente aplicables son los siguientes:

- Método del Lisímetro

- Método del tanque evaporímetro

- Métodos empíricos

Método de LisímetroUn lisímetro consiste en un recipiente enterrado y cerrado lateralemente, de modo

que el agua drenada por gravedad (la que hubiera infiltrado hasta el acuífero), es

captada por un drenaje. Con su construcción debe tenerse cuidado de restituir el

suelo que se excavo en unas condiciones lo más similares posibles a las que se

encontraba. Próximamente a él debe existir un pluviómetro.

La Eto se despeja de la siguiente ecuación de balance hídrico en el lisímetro.



Precipitación = Eto + Infiltración almacenamiento (3)

Para calcular almacenamiento, normalmente se mide la humedad del suelo y a partir

de ahí, se calcula una lamina de agua equivalente expresada en mm.

Mediante riego el método es más simple, debido a que se debe mantener el suelo en

conciones de humedad óptima y la ecuación sería la siguiente:

Precipitación + Riego = Eto + infiltarción (4)

3.2. Método de tanque evaporímetroEste método consiste en encontrar una relación entre la tasa deevapotranspiración producida en un lisímetro y la tasa de evaporaciónproducida en un tanque de evaporación clase A, en base al cual sedetermina un coeficiente empírico con el que se puede efectuar luego laslecturas de evaporación y obtener indirectamente la evapotranspiraciónpotencial para condiciones ambientales específicas.El tanque de evaporación clase A permite estimar los efectos integrados delclima (radiación, temperatura, viento y humedad relativa), en función de laevaporación registrada de una superficie de agua libre de dimensionesestándar

Eto = Ktanque * E (5)Eto : evapotranspiración potencial (mm/día)Ktanque : coeficiente empírico de tanqueE : evaporación libre de tanque clase A (mm/día)

Existe una metodología alternativa propuesta por FAO para determinar la

evapotranspiración potencial a partir de registros de evaporación de tanque

clase A.

Las características físicas del tanque clase A son:

- Diámetro externo : 120.5cm

- Altura : 25.4cm

- Base a 5.0cm del suelo

- Estar rodeado de pasto corto en un radio de 50.0m

- Deber ser llenado hasta 5.0cm por debajo de su borde y evitar que el

nivel baje más allá de 7.5cm por debajo del mismo.

3.3. Método EmpíricosMétodo de ThorntwaiteEl procedimiento de cálculo es el siguiente:

a. Se calcula el “Índice de calor mensual”, i, a partir de la temperatura media

mensual (°C):

(6)



b. Se calcula el “Índice de calor anual”, I, sumando los 12 valores de i.

I = (7)

c. Se calcula la Eto mensual sin corregir mediante la siguiente ecuación:

Eto (8)

donde a = (9)

Bibliografía

Ing. Eduardo A. Chávarri Velarde Universidad Nacional Agraria La Molina

Facultad de Ingeniería Agrícola. Hidrología Aplicada

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FACTORES QUE DETERMINAN EL CLIMA

Por su ubicación geográfica, el Perú debería simplemente tener un clima tropical-cálido, húmedo ylluvioso. Sin embargo, existen diversos factores que determinan la presencia de una rica variedad declimas en el territorio peruano.

Entre estos factores se encuentra la ubicación del Perú en una zona de latitud baja, próxima al Ecuador,por lo que los rayos solares llegan de forma más directa y elevan la temperatura. Asimismo, la cordillerade los Andes, que por su gran altitud actúa como una barrera que impide el paso de las corrientes de aireque vienen de la Amazonía, hace que estas se conviertan en lluvias.

Por otro lado, los vientos del Pacífico Sur, fríos y secos, descienden y condensan el vapor de agua sobreel litoral, formando un techo de nubes que disminuye la radiación solar en esas zonas, al mismo tiempoque los vientos del anticiclón del Atlántico Sur provocan abundantes precipitaciones en la Amazonía. Alo anterior se suma que las aguas cálidas de la Corriente del Niño elevan la temperatura de la costa norte,mientras que las aguas frías de la Corriente Peruana o de Humboldt hacen que desciendan en el resto dellitoral.

Todos estos factores hacen que el Perú posea una gran variedad de climas, que van desde el tropicalcálido y húmedo, en Tumbes y la Amazonía, hasta el clima glaciar, frío y seco de las altas cordilleras y dela puna, pasando por el clima árido de la costa central y pisos inferiores andinos de la vertiente occidental,o el clima templado de los pisos intermedios y valles interandinos.



LOS CLIMAS DEL PERÚ

EL PAIS DE LOS MÁS VARIADOS CLIMAS

Localizado en la zona tropical del hemisferio sur, comprendida entre la línea ecuatorial y el Trópico de

Capricornio, el Perú debería tener un clima tropical en todo su territorio, con una estación de

abundantes lluvias en verano y escasas en invierno.

Sin embargo, diversos factores geográficos como la Cordillera de los Andes, la Corriente Peruana, el

anticiclón del Pacífico sur, el ciclón amazónico y el anticiclón del Atlántico sur, hacen que el Perú posea

un abanico de climas, característicos tanto de latitudes tropicales como de latitudes medias y altas.

Lima se encuentra a la misma distancia de la línea ecuatorial que Río de Janeiro, típica ciudad tropical

que recibe abundante lluvia todo el año y está rodeada de bosques húmedos y siempre verdes.

En el Perú, solo la Amazonia posee un clima propio de su latitud tropical.

Entre los diversos climas del Perú están el tropical húmedo, con precipitaciones anuales superiores a los

1.000 milímetros y temperaturas medias anuales mayores a los 25 °C; el subtropical cálido y húmedo de

la costa norte, con un periodo de eventuales lluvias invernales y un verano con mayores precipitaciones

que se incrementan con el fenómeno El Niño; el glaciar, frío y seco de las punas y altas cordilleras

andinas; el árido de la costa central y sur de los pisos inferiores andinos de las vertientes occidentales

que, sin embargo, tiene una atmósfera húmeda; y el templado de los pisos intermedios y los valles

interandinos

En la costa norte, en Tumbes y Piura, hasta los 6° de latitud sur, la tropicalización climática hace sentir

sus efectos.

Ello se manifiesta en los bosques de mangle que ocupan las desembocaduras de los ríos Tumbes,

Zarumilla y Piura, donde existe un pequeño manglar que constituye el límite sur de distribución de este

ecosistema tropical en la costa occidental del continente americano. En los años sin fenómeno El Niño,

las temperaturas máximas en la costa no superan los 35°C y las mínimas oscilan entre 11 y 20°C,

generalmente en julio, en pleno invierno austral. En presencia de El Niño, las temperaturas suben

notablemente: durante su última ocurrencia se alcanzaron máximas de 39°C en la costa norte.



FACTORES DE NUESTRA VARIEDAD CLIMÁTICA

CORDILLERA DE LOS ANDES

Por su altitud promedio, 4 000 m.s.n.m., y su

orientación sur-nortenoroeste, la Cordillera de los

Andes constituye una barrera climática que

dificulta la libre circulación de masas de aire tanto

en el Pacífico sur, al oeste de la cordillera, como

en la Amazonía y el Atlántico sur, al este de los

Andes.

Al chocar con las altas cumbres andinas, las masas

de aire del Pacífico y de la Amazonia precipitan su

contenido acuoso en forma de lluvia, nieve o granizo, trayendo humedad a las partes altas de los Andes,

en especial a las vertientes orientales, cubiertas de bosques siempre verdes, gracias, precisamente, a

estas precipitaciones.

Excepcionalmente, cuando las masas de aire amazónicas penetran con potencia las nubes que se

forman en la Amazonía, se elevan lo suficiente para lograr cruzar la cordillera andina por los sectores

menos altos, originando lluvias en las partes altas de la vertiente occidental.

Rara vez llegan estas lluvias a la costa desértica, pero cuando ocurre causan perjuicios en viviendas

urbanas y rurales, así como crecientes en algunos ríos, como fue el caso del río Ica durante El Niño de

1997-1998. Al fenómeno de las masas de aire amazónico que sobrepasan la cordillera se denomina

«derrame».

LA CORRIENTE PERUANA

La Corriente Peruana Costanera y la Corriente

Peruana Oceánica –que se desplaza cerca de la costa

– son los factores decisivos en la conformación del

clima de la costa central y sur. Ambas son

relativamente frías y sus temperaturas son

inferiores a las de las aguas oceánicas que las

circundan.

Sus efectos climáticos se sienten desde la

desembocadura del Santa, en Ancash, hasta el límite

con Chile. Se manifiesta por constante nubosidad y

alta humedad atmosférica, que se acentúa en



invierno, cuando se producen garúas producto de la condensación de la humedad ambiental.

Desde la desembocadura del Santa a la frontera con Ecuador, la influencia de la Corriente Peruana

disminuye progresivamente. Se debe a que sus aguas comienzan a desviarse hacia el oeste, hasta

alejarse definitivamente de la costa a la altura de la península de Illescas, al sur de Piura, con rumbo a

las islas Galápagos

ANTICICLÓN DEL PACÍFICO SUR

Centro de alta presión atmosférica en la zona central del Pacífico en el hemisferio sur. Crea una

circulación de masas de aire que, desplazándose en sentido contrario a las agujas del reloj, forma un

circuito de vientos en todo el Pacífico sur.

Estos vientos llegan a nuestras costas impulsando masas de aire con alta humedad atmosférica, pues

proceden de aguas tropicales. Las más bajas, al ser enfriadas por la Corriente Peruana, originan neblinas

que se acumulan en forma de nubes en la costa centro-sur.

MASAS DE AIRE DEL FRENTE ANTÁRTICO

Formadas en el Atlántico sur, estas masas entran por el Río de la Plata. Al llegar a la frontera peruano-

boliviana se dividen: una parte ingresa a la meseta del Titicaca, afectando a Puno, Arequipa, Cusco,

Ayacucho y Huancavelica; y la otra parte continúa al norte, originando descensos de temperatura en la

selva alta y baja de Madre de Dios, Ucayali, Loreto, San Martín, y en las provincias orientales de Pasco,

Junín y Huánuco.

En la Amazonia se los conoce como «fríos de San Juan» o friaje.

ANTICICLÓN DEL ATLANTICO SUR

Las masas de aire caliente y húmedo que llegan a nuestra Amazonia penetrando por la depresión

transversal amazónica incrementan la humedad de la región y la intensidad de las lluvias en los flancos

tales de los Andes

EL CLIMA DE LA COSTA

La costa presenta un patrón climático muy diferenciado entre su zona norte, de Lambayeque a la

frontera con Ecuador, y su zona centro-sur, de La Libertad a Tacna.

La costa peruana, delimitada por el litoral

marino al oeste y, por el este por la costa de

800 a 1.000 metros de altitud, se extiende

desde la frontera con Ecuador hasta la

frontera con Chile. Tiene una longitud de

3.080 kilómetros medidos en la línea litoral.

La altitud de su límite oriental varía,

definiéndose por la zona influenciada por las



masas de aire que se desplazan hacia el este desde el Mar de Grau. Su ancho es variable, pues medido

en el paralelo 6° de latitud sur, en Piura, llega a 160 kilómetros, mientras que en Arequipa no supera el

kilómetro.

COSTA NORTE

Piura y Tumbes poseen un clima subtropical con temperaturas medias de 24,5°C y máximas absolutas de

39°C, como se observó en Piura durante El Niño de 1997-1998. En años sin Niño, la temperatura no

supera los 35°C. Las precipitaciones en el verano, sin El Niño, son menores a 100 milímetros.

COSTA CENTRO-SUR

El clima es templado, con alta humedad atmosférica todo el año y nubosidad en invierno. A pesar de

ello, las lluvias son escasas y mal distribuidas. Se caracterizan, además, por darse en forma de garúa. Las

temperaturas mensuales máximas suelen darse en febrero, entre 24 y 33°C; las mínimas entre 15 y

18°C, en julio. Las precipitaciones varían de 132 milímetros anuales en las lomas de Lachay, al norte de

Lima, a sólo vestigios, como en La Molina, al este.

FACTORES DEL CLIMA COSTEÑO

Inversión térmica

En la capa de nubes estratificadas que cubren la

costa central y sur, entre 600 y 800 m.s.n.m., se

produce una inversión térmica que varía su altitud

de invierno a verano, resultado de la influencia de las

bajas temperaturas superficiales del Mar de Grau

sobre las masas de aire en el océano. La

consecuencia es el enfriamiento de las partes bajas

de las masas oceánicas de aire, que al condensarse,

forman nubes estratificadas en la costa.

Brisas marinas



Son vientos que en la mañana soplan desde el mar al

continente. Su origen debe a que las zonas

desérticas se calientan más rápido que las aguas

oceánicas, generando la diferencia de temperatura y

presión atmosférica que origina los vientos.

Las brisas marinas se producen a lo largo de la costa,

todo el año, con velocidad y duración variables. La

mayor o menor velocidad de los vientos marinos

está en relación directa con la diferencia de

presiones entre costa y superficie oceánica. A mayor

diferencia de presión atmosférica, mayor velocidad

de vientos.

Viento Paracas

Es una brisa marina que se produce en la península

de Paracas. Su origen e intensidad se relacionan con

la diferencia de las bajas presiones diarias que se

originan en el desierto entre Pisco e Ica. Se usan con

fines múltiples, como en los conocidos molinos de

viento.

Brisas continentales o de tierra

Son vientos que soplan desde el continente hacia el

mar y reciben el nombre de vientos de tierra. Se

inician al finalizar el día debido a que la tierra se

enfría más rápidamente que las aguas marinas,

convirtiéndose en zona de altas presiones. En las

superficies oceánicas se mantienen temperaturas

mayores que tienen menor presión atmosférica, lo

que motiva que los vientos cambien su dirección y

soplen de tierra firme hacia el mar.

Humedad

Aspecto importante en el clima de la costa es la alta

humedad relativa de la atmósfera. La humedad

ambiental anual se mantiene entre 84 y 93%. Esta

humedad disminuye entre los 800 y 1.000 m.s.n.m.

en los valles interandinos, a 40 o 50 kilómetros del

litoral marino, lo que convierte estas zonas en

lugares de descanso (Chosica).

Aridez de la costa central y sur

Las escasas precipitaciones de la costa centrosur

–que no llegan a los 100 milímetros anuales– son

causantes de vastas zonas áridas. Sin embargo, los

antiguos pobladores las convirtieron en áreas

agrícolas mediante la construcción de canales que

conducían el agua de los ríos para irrigación. El

trabajo de los mochicas es un ejemplo: en

Lambayeque es utilizado hasta hoy el canal Tayme y

en Ica el canal de la Achirana, construido por Túpac

Yupanqui.

Neblina en las Lomas de Lachay

En la costa peruana podemos encontrar, a su vez, tres tipos declimas:

El clima desértico o árido subtropical con muy escasas

precipitaciones. Se presenta en casi toda la región de la costa,

desde Piura hasta Tacna. Se caracteriza por su bajo nivel de

precipitaciones -aproximadamente 150 mm distribuidos de

manera irregular-, sus temperaturas moderadas, alrededor de los

18°C, y sus elevados niveles de humedad atmosférica. Debido a

que casi durante todo el año carece de precipitaciones por la acción de la Corriente Peruana, esta zona



de la costa posee características de desierto, lo cual hace que la agricultura sea posible sólo en los valles

interandinos y bajo la modalidad de riego.

El clima desértico o árido subtropical con escasas precipitaciones en invierno. Se presenta en las zonas

de oasis de neblinas (lomas) que están diseminados en forma de islas a lo largo de la costa, desde

Trujillo hasta Tacna. En estas zonas son características las garúas invernales.

El clima desértico o árido tropical. Abarca la costa norte (Tumbes y Piura). Las aguas de la Corriente del

Niño influyen sobre este clima, que se caracteriza por ser cálido y muy húmedo. Presenta lluvias durante

el verano y su temperatura en promedio está por encima de los 24°C. A este fenómeno deben su

existencia los bosques de algarrobo y los pastos temporales, que permiten la cría de caprinos.

CLIMAS ANDINOS

Debido a la topografía andina y a las diferencias de

altitud, en espacios cortos es posible encontrar

variaciones de temperatura entre, por ejemplo, el

fondo de un cañón (que puede superar los 20 a 25°C)

y las frías alturas sobre 4.000 metros (temperatura

bajo cero).

Las diferencias altitudinales constituyen el factor

geográfico preponderante en la variedad de climas

de la región andina, donde se escalonan diferentes

pisos con su propio clima.

Algunas características generales de los climas

andinos son la sequedad atmosférica, la insolación,

que disminuye en verano, y las diferencias de

temperatura entre sol y sombra, noche y día,

mañana y tarde.

Las heladas son un fenómeno que consiste en el

descenso brusco de la temperatura atmosférica. Ello

ocurre típicamente en las noches de cielo despejado,

luego de días muy soleados y con temperaturas

superiores a 20°C.

El resultado es que la superficie terrestre se enfría

por radiación de la tierra, lo que a su vez enfría las

masas de aire seco y pesado que están en contacto

con el suelo.

Debido a la gravedad, estas masas de aire enfriado

descienden por las laderas pasando por campos de

cultivo, marchitando y secando las plantas. Este

fenómeno es recurrente en pisos de mayor altitud.



PISO CÁLIDO

(1 000 A 2 000 m.s.n.m.)

En este piso las diferencias entre las vertientes

occidental y oriental son muy grandes, mayores a las

de pisos superiores. En la vertiente occidental, la

aridez es general de La Libertad a Tacna.

Hacia el sur, la aridez situada por encima de la

inversión térmica se acentúa y puede llegar a 2.500

m.s.n.m. en Arequipa, Moquegua y Tacna. En la

vertiente occidental, las temperaturas medias están

entre 17y 19°C. Sin embargo, se han observado

mínimas de 4,4°C en julio, en Majes (Arequipa), a

solo 1.433 m.s.n.m., y máximas de 32°C. Esta baja

temperatura tiene su origen en la escasa humedad

del aire, la alta insolación y la gran transparencia de

la atmósfera.

En la vertiente oriental existe un periodo con

abundantes precipitaciones en verano. La humedad

es alta y se ve favorecida por masas de aire tropical

amazónica. Las temperaturas mínimas varían entre

6°C en Oxapampa -donde los friajes originan

descensos térmicos importantes- y 17°C en Huánuco,

departamento no afectado por los friajes debido a

que está «protegido» por la Cordillera de Carpish.

PISO TEMPLADO

(2.000 A 3.500 m.s. n.m.)

Este es el piso que en la Colonia se identificó con el

clima de Jauja, óptimo para mejorar enfermedades

pulmonares. La temperatura media es de 10 a 16°C,

pero las máximas oscilan en 29°C por la mayor

exposición al Sol de algunos lugares, y las mínimas

entre 7 y 4,4°C bajo cero, de junio a agosto.

Las temperaturas medias que tipifican este clima son

resultado de las variaciones de temperatura entre

día y noche producidas en el año. En el Cusco, por

ejemplo, la temperatura supera los 15ºC, pero en las

noches desciende a pocos grados.

Las precipitaciones son estacionales pero varían en

diferentes zonas de la vertiente occidental,

disminuyendo en el sur debido a la aridez que se

prolonga en la altitud y la amplitud de la meseta del

relieve andino.



En la porción suroriental de este piso, el clima varía

por la existencia del relieve de Carabaya, que actúa

como barrera climática.

Lo mismo sucede en Ancash con la Cordillera

Blanca, que forma una barrera que impide el cruce

de masas de aire húmedas amazónicas. Yauyos, en

Lima, con 1.200 milímetros de lluvia, es la zona con

mayor precipitación en la vertiente del Pacífico; las

menores son Tarata (Tacna), donde no llega a 50

milímetros.

En la vertiente oriental, que es más húmeda, las

precipitaciones son mayores, y con excepción de

Tarma (Junín) y Curahuasi (Apurímac), en todas las

estaciones las precipitaciones son abundantes, con

lluvias entre 700 y 1.200 milímetros anuales.

A partir de 3.000 m.s.n.m., donde las temperaturas

medias se encuentran entre 11 y 12°C, se inicia el

fenómeno de las heladas, es decir, de la presencia de

masas de aire frío y seco que se forman después de

días con sol y cielo sin nubes, debido a que al llegar

la tarde el suelo comienza a enfriarse por efecto de

la radiación terrestre; en la noche la temperatura

desciende, lo que ocasiona pérdida de cultivos. Los

agricultores construyen muros de piedra para

desviar las heladas a ras del suelo.

Vista panorámica de Ciudad de Tarma



PISO TEMPLADO FRÍO

(3.500 A 4.000 m.s.n.m.)

Se localiza, tanto en la vertiente occidental como oriental, en los límites superiores de las punas, que en los Andes

Centrales y del Sur corresponden al límite superior de cuencas de ríos

que nacen en la alta montaña andina, como el Rímac, el Pativilca, el

Santa y el Marañón.

Su temperatura media está comprendida entre 7 y 10°C,

mientras las máximas oscilan entre 19 y 22,5°C.

La ciudad de Puno, por influencia del Titicaca, tiene una

temperatura media de 8,4°C con máximas de 16,4°C, mínimas

de -1,3°C, y una amplitud térmica de 18°C.

Juliaca, a la misma altitud pero sin la influencia del Titicaca,

tiene una temperatura media anual de 7,1°C, con una

temperatura máxima absoluta de 2,5°C y una mínima absoluta

de -16,8°C. Su amplitud térmica anual, de 38,3°C, es la máxima

en este piso.

Las lluvias se concentran en verano, pero varían según la vertiente. En la vertiente occidental son

siempre superiores a 600 milímetros, pero menores a 1.000 milímetros anuales; algo similar ocurre en la

cuenca del Titicaca.



En la vertiente oriental son superiores a 400 milímetros e inferiores a 1.000 milímetros anuales.

Considerando el régimen de precipitaciones, el poblador distingue una estación seca, de mayo a octubre

(verano), y otra lluviosa, de noviembre a marzo (invierno), en que se siembra.

En los Andes, cada centenar de metros que se asciende o se desciende significa un pequeño cambio en

el clima, y por tanto, en la flora y la fauna

PISO FRÍO

(4.000 R 5.000 m.s.n.m.)

El clima es frío, con alta sequedad atmosférica y

variaciones térmicas. La temperatura media anual es

superior a 3°C e inferior a 6°C.

Estas cifras no revelan las diferencias abismales de

temperatura a veces en un solo día. A una altitud de

4.887 metros se han observado descensos de 11°C

solo cinco minutos después de que las nubes

ocultaran al Sol.

Con todo, las temperaturas diurnas son siempre

positivas y la insolación es alta. Pero en las noches

las temperaturas descienden a O°C, ocasionando

congelación en pantanales y arroyos, que al

amanecer se descongelan.

PISO MUY FRÍO

(5.000 R 6.746 m.s.n.m.)

Sus temperaturas pueden compararse con lasque

caracterizan a las zonas polares periféricas. Se trata

de un clima frío o polar en una zona tropical, aunque

los glaciares son fenómenos extrazonales, no

tipificados en las zonas tropicales.

Si bien persisten el hielo y la nieve, la zona recibe

insolación todo el año.

EL CLIMA AMAZÓNICO

Las características del clima de la Amazonía son

propias de un clima tropical con altas temperaturas,

constante humedad atmosférica y abundantes

precipitaciones en el verano austral.

Estas características meteorológicas varían con la

altitud.

Existen zonas de la Amazonía cuyas precipitaciones

no superan los 500 milímetros anuales, como Jaén

(Cajamarca), mientras que en el resto de la

Amazonía las precipitaciones mínimas están sobre

1.000 milímetros.

La humedad atmosférica es siempre alta y las

temperaturas son mayores en la selva baja.

Sin embargo, la altitud de los límites superiores de la

Amazonia varía de una zona a otra. El biólogo

Augusto Weberbauer señalaba que en la cuenca

superior del río Yanatili, en el valle de Lares (Cusco),

"a 3.900 metros de altura, los arbustos entran en el

pajonal, con lo que comienza la vegetación de la ceja

de montaña". En el extenso espacio comprendido

entre ambas altitudes se distinguen tres regiones

naturales, cada una con su clima



CLIMA TROPICAL DE CEJA

DE SELVA (1.000 A 3.900 m.s.n.m.)

Es la zona donde se inicia el bosque tropical cubriendo vertientes o laderas de valles estrechos y profundos. Las

nubes que cubren el follaje del bosque se condensan en hojas y ramas, dando origen a "lluvias ocultas". Con las

abundantes precipitaciones del verano se incrementa la humedad ambiental y el escurrimiento de agua al subsuelo.

La humedad es elevada.



CLIMA TROPICAL DE SELVA

ALTA (400 R 1.000 m.s.n.m.)

Se caracteriza por la variabilidad de temperatura entre día y noche. Los días son calurosos y las noches frescas,

como en Tingo María, donde el descenso de la temperatura nocturna favorece la condensación de humedad

atmosférica en forma de rocío.

Las temperaturas medias son menores a 24,5°C, excepto en Jaén, donde las condiciones meteorológicas son

diferentes, con temperaturas de 38 C. Las precipitaciones en Jaén son inferiores a 500 milímetros anuales, pero en

la mayor parte de la selva alta superan los 1.800 milímetros anuales.

CLIMA TROPICAL DE SELVA

BAJA (70 A 400 m.s.n.m.)

Con características propias del clima tropical: poca amplitud térmica entre día y noche; alta humedad atmosférica

todo el año; y abundantes precipitaciones en verano.

La temperatura media anual es superior a 25°C y las máximas absolutas son mayores a 36°C. En esta zona se ha

registrado la temperatura más alta del territorio: 42°C, en Pucallpa. Las mínimas absolutas están entre 10 y 18°C,

exceptuando Puerto Maldonado e Iberia (Madre de Dios), donde la temperatura ha descendido a 7°C en días de

friaje.

Las precipitaciones anuales son superiores a los 1.000 milímetros y pueden llegar hasta cerca de los 8.000

milímetros al año, como se ha medido en la estación meteorológica de Yurac, en Ucayali.

Existen, sin embargo, algunas áreas con precipitaciones mensuales inferiores a 100 milímetros, que originan

periodos «secos», en los que las precipitaciones son escasas, como Pucallpa y Juanjuí, que reciben lluvia seis meses

al año.

EL FRIAJE

Fenómeno climático que afecta a la Amazonia y también a sectores altoandinos del sur. Se produce cuando masas de aire

frías, originadas en la zona de convergencia del Atlántico sur, penetran el continente por el Río de La Plata.



En la frontera Perú-Bolivia se dividen: una parte al Perú por la meseta del Titicaca, avanzando por las punas. La masa de

aire frío que no ingresó a los Andes continúa al norte por la depresión longitudinal amazónica, al este del piedemonte

andino.

En las punas del sur la penetración de masas de aire frío origina nevadas y en la selva, bruscos descensos de temperatura.

Los friajes duran pocos días, lo que tarda la masa de aire frío en pasar.

FENOMENO EL NINO

Se conoce como fenómeno El Niño al resultado de la interacción de varios fenómenos oceanográficos y atmosféricos en

el Pacífico sur, que presenta manifestaciones térmicas en las aguas superficiales y el clima en todo el territorio nacional, y

especialmente de la costa norte.

Existen variaciones de un Niño a otro. Cuando los Niños son extraordinarios o muy fuertes, su influencia es regional o

global, pues suceden precipitaciones en Chile, Argentina, Paraguay, Brasil, Estados Unidos, lugares donde desencadena

inundaciones.

El Niño se origina con las variaciones de la presión atmosférica y por el calentamiento superficial de las aguas oceánicas.

Esto determina la profundización de la termoclima, zona de transición térmica donde la temperatura de las aguas

superficiales desciende al tomar contacto con aguas profundas y frías.

La zona de la termoclima se encuentra a 45 metros de profundidad, pero se profundiza durante El Niño.

Referencia: Peñaherrera, Carlos: Geografía. Orbis Ventues, Lima, 2004

iii unidad - biblioteca central de la universidad...

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