Los efectos del 
bosque en la
 
noroeste amazónico
 
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El afloramiento 
costero en el 
sistema de corrientes
de Humbolt frente
a Perú
 
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Resumen del informe
técnico de El Niño
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Resumen del
Comunicado ENFEN
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Vol. 8 n.o 04 Abril 2021
EL NIÑO
B O L E T Í N  C I E N T Í F I C O
Ministerio
del Ambiente
composición isotópica
de la lluvia en el
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El boletín científico “El Niño” es generado en el marco del Programa Presupuestal n.o 068 “Reducción de la vulnerabilidad y 
atención de emergencias por desastres”. 
Producto 1: Estudios para la estimación del riesgo de desastres 
Actividad 5: Generación de información y monitoreo del Fenómeno El Niño 
Instituto Geofísico del Perú 
Calle Badajoz 169 Mayorazgo, Ate, 15012.
Teléfono: 51-1-3172300
CRÉDITOS
Gabriel Quijandría Acosta
Ministro del Ambiente
Instituto Geofísico del Perú:
Hernando Tavera Huarache
Presidente Ejecutivo
Edmundo Norabuena Ortiz
Director Científico
Ivonne Montes Torres
Directora
Subdirección de Ciencias de la Atmósfera e Hidrósfera
Equipo editorial:
James Apaéstegui Campos
Kobi Mosquera Vásquez
Diseño y diagramación
Unidad Funcional de Comunicaciones
Carátula: bosque amazónico y el río Marañón (región Loreto)
Foto: Jhon David Rodríguez
Vol.  8 n.O 04 Abri l  2021 
Lima, agosto de 2022
2
EDITORIAL 
El Instituto Geofísico del Perú (IGP), institución pública adscrita al Ministerio 
del Ambiente, tiene por finalidad generar, utilizar y transferir conocimientos 
e información científica y tecnológica en el campo de la geofísica y ciencias 
afines. El IGP forma parte de la comunidad científica internacional y 
contribuye a la gestión del riesgo de desastres en el Perú, con énfasis en la 
prevención y mitigación de desastres naturales y de origen antrópico. El IGP, 
a través del Programa de Investigación en Variabilidad y Cambio Climático, 
genera conocimiento científico sobre los componentes del sistema climático 
(atmósfera, océano, suelo, biósfera y criósfera) y la interacción entre ellos. El 
Niño - Oscilación del Sur es uno de los principales modos de variabilidad, el 
cual es objeto de estudio en el programa de investigación, debido a la alta 
vulnerabilidad del Perú y los impactos negativos asociados.
Desde el 2014, el IGP y otras instituciones integrantes de la Comisión 
Multisectorial encargada del Estudio Nacional del Fenómeno “El Niño” 
(ENFEN) participan en el Programa Presupuestal 068: “Reducción de 
la vulnerabilidad y atención de emergencias por desastres”- PREVAED, 
contribuyendo con el producto denominado “Estudios para la estimación del 
riesgo de desastres”. El IGP realiza la síntesis y evaluación de los pronósticos 
de modelos climáticos internacionales, el desarrollo y validación de nuevos 
modelos, además de otros estudios que fortalecen en forma continua la 
capacidad de monitoreo y pronóstico de El Niño en el Perú.
Con el fin de divulgar el conocimiento científico, el Instituto Geofísico del 
Perú presenta periódicamente sus investigaciones y avances en temas de 
variabilidad y cambio climático, a través de su Boletín Científico “El Niño”, 
tratando de presentar la información con un lenguaje sencillo y sintetizando 
los aspectos más relevantes de dichas investigaciones. El objetivo es que las 
autoridades y técnicos especialistas en la gestión del riesgo de desastres 
(GRD) pertenecientes a los tres niveles de gobierno, así como el público 
en general interesado, puedan tener como fuente de conocimiento a los 
materiales de investigación que el  IGP genera.
El presente ejemplar suma dos artículos de investigación. El primero, titulado 
“Los efectos del bosque en la composición isotópica de la lluvia del noroeste 
amazónico”, presenta un parámetro isotópico conocido como el exceso 
de deuterio (dxs) y lo valida como un trazador del reciclaje de humedad 
del bosque. Se observa que este proceso contribuye preferentemente a las 
lluvias de invierno. Se evalúan también reconstrucciones paleoambientales, 
las cuales sugieren que el incremento del efecto del reciclaje de humedad 
está asociado con la expansión del bosque durante el Holoceno.
3
EDITORIAL 
El segundo artículo, titulado “El afloramiento costero en el sistema de 
corrientes de Humboldt frente a Perú”, presenta la aplicación de un índice 
que permite cuantificar la interacción entre el océano y la atmósfera en los 
procesos de afloramiento, lo cual representa una oportunidad para un mejor 
conocimiento y monitoreo. Los resultados destacan la importancia de la 
variabilidad a escala local y la fuerte influencia de la estacionalidad en el 
afloramiento costero a lo largo de la costa peruana.
En este boletín se presenta también el resumen del informe técnico de El 
Niño, documento que forma parte de los compromisos asumidos por el 
IGP en el marco del PPR 068. El informe indica que en la actualidad se 
observan condiciones neutras frente a la costa peruana. Por otro lado, en 
el Pacífico central se muestran condiciones frías débiles. Según el promedio 
de las predicciones numéricas de los siete modelos climáticos de NMME, 
inicializados con información oceánica y atmosférica del mes de abril de 
2021, continúan indicando valores, en promedio, por debajo de lo normal 
frente a la costa peruana hasta octubre de 2021. En el Pacífico central los 
modelos indican que las condiciones frías debiles persistirán hasta abril, 
para luego pasar a condiciones promedio que se extenderían hasta agosto.
La Comisión Multisectorial ENFEN mantiene el estado de Alerta “No Activo” 
debido a que las temperaturas del mar en la región Niño 1+2, que incluye 
la zona norte y centro del mar peruano, se mantendría dentro de su rango 
normal hasta julio del 2021. Respecto a las temperaturas del aire a nivel 
costero, se espera que durante el otoño estén en rangos normales a lo largo 
de la costa norte y por debajo de lo normal en la costa central y sur. Es 
importante advertir que, en caso de existir discrepancias con el informe 
técnico de El Niño emitido por el IGP, prevalecerá lo establecido en el 
Comunicado Oficial del ENFEN. 
4
Angela Ampuero1, Nicolás M. Strikis2 y James Apaéstegui3 
LOS EFECTOS DEL BOSQUE EN LA 
COMPOSICIÓN ISOTÓPICA DE LA LLUVIA 
DEL NOROESTE AMAZÓNICO
En la Amazonía, intensos procesos de reciclaje de humedad afectan significativamente los regímenes pluviométricos, 
así como la composición isotópica de la precipitación (δ18O, δD). En este trabajo se presenta un registro de cuatro años 
de la composición isotópica de la lluvia en el noroeste de la cuenca amazónica (región San Martín, Perú). Este registro 
es evaluado considerando la historia de las masas de aire que transportan humedad hasta el área de estudio. Para 
este objetivo se utiliza el análisis de retro-trayectorias de viento, observaciones satelitales de lluvia, índice de área foliar 
(LAI, por sus siglas en inglés) y reciclaje de humedad simulado en los caminos de los flujos de humedad atmosférica. 
Los resultados muestran que el reciclaje de humedad en el bosque ejerce un control significativo en la composición 
isotópica de la lluvia en el noroeste de la cuenca amazónica, especialmente sobre el exceso de deuterio (dxs), durante 
la estación seca (r = 0.71). 
Utilizando registros isotópicos de agua de lluvia fósil, atrapada en estalagmitas de la misma región, se reconstruyen los 
cambios en el dxs para el Holoceno (últimos 10 000 años). Se reconoce una compatibilidad entre el registro isotópico y 
las fases de expansión forestal en la Amazonía que se infieren de registros polínicos. Esto sugiere una retroalimentación 
entre la expansión del bosque y el reciclaje de humedad. La precipitación de invierno se incrementó después del 
Holoceno Medio como respuesta a los cambios en la insolación en el hemisferio sur y el incremento en el reciclaje 
de humedad asociado con la expansión del bosque. Por lo tanto, los efectos del bosque son significativos en el ciclo 
hidrológico actual y deben ser considerados al interpretar registros paleoclimáticos. 
El artículo científico original se encuentra en: https://agupubs.onlinelibrary.wiley.com/doi/abs/10.1029/2019JD031445 
Palabras clave: Composición isotópica de la lluvia, exceso de deuterio, Amazonía, interacción bosque-atmósfera, interpretación de 
proxies isotópicos, Holoceno.
AFILIACIÓN:
1. Universidade de São Paulo (USP), São Paulo, Brazil. 
2. Universidade Federal Fluminense (UFF), Río de Janeiro, Brazil. 
3. Instituto Geofísico del Perú (IGP), Lima, Perú.
Citar como: Ampuero, A., Stríkis, N. M., Apaéstegui, J. (2021). Los efectos del bosque en la composición isotópica de 
la lluvia del noroeste Amazónico. Boletín científico El Niño, Instituto Geofísico del Perú, Vol. 8 n.o 04, págs. 5-15.
DIVULGACIÓN CIENTÍFICA
RESUMEN
5
INTRODUCCIÓN
Entender los efectos de la evapotranspiración en la composición isotópica de la lluvia 
(δ18O, δD) es fundamental para reconstruir la historia hidroclimática de Sudamérica y así 
entender el papel del bosque en el ciclo hidrológico regional. En general, la composición 
isotópica de una masa de aire, que se desplaza sobre el continente, resulta de una 
combinación de procesos conocidos como destilación de Rayleigh. En las masas de aire 
húmedo, la destilación de Rayleigh es el proceso donde las especies isotópicas pesadas 
son eliminadas progresivamente de la atmósfera a través de la precipitación, dejando 
el vapor remanente empobrecido en especies isotópicas pesadas (Vuille & Werner, 
2005). Mientras la condensación progresiva de la humedad atmosférica conduce a 
la disminución gradual de las especies isotópicas pesadas remanentes en el vapor, el 
bosque puede reintroducirlas en la atmósfera a través de la evapotranspiración.
Varios estudios demuestran que la cuenca amazónica constituye una fuente de humedad 
regional que está modulada por el régimen hidrológico del bosque (Builes‐Jaramillo 
& Poveda, 2018; Drumond et al., 2014; Molina et al., 2019; Salati et al., 1979). Se 
estima que un tercio de la lluvia amazónica se origina por evapotranspiración dentro de 
la misma cuenca y que dos tercios de esta lluvia se origina por transpiración a través de 
los árboles (Staal et al., 2018). La retroalimentación positiva entre el bosque y la lluvia 
promueven cascadas de humedad reciclada que pueden precipitar en áreas distantes, 
permitiendo la expansión del bosque y jugando un papel importante en la manutención 
del bosque en el noroeste de la Amazonía (Staal et al., 2018; Zemp et al., 2014).
Un proxy con potencial para describir el reciclaje de humedad es el exceso de 
deuterio (dxs = δD − 8 × δ18O) (Dansgaard, 1964). Particularmente en grandes áreas 
continentales, como la cuenca amazónica, el dxs puede servir como un indicador de 
reciclaje de humedad (Gat et al., 1994; Salati et al., 1979). Sin embargo, los efectos del 
clima sobre el dxs en áreas continentales tropicales aún son poco explorados (Landais 
et al., 2010; Risi et al., 2013; Vuille, 2018). 
Este estudio analiza la influencia del bosque sobre la composición isotópica de δ18O 
y dxs de la lluvia. El análisis se basa en las observaciones de δ18O y dxs de la lluvia 
obtenida en una estación de monitoreo en el noroeste de la cuenca amazónica, datos 
climáticos y de superficie derivados de satélites y datos de reanalysis atmosférico. Se 
describe la historia de las masas de aire utilizando un modelo de retro-trayectorias 
de viento. Finalmente, se discuten las implicaciones de la variabilidad del exceso de 
deuterio en el contexto actual y del paleoclima del Holoceno.
6
DATOS Y METODOS
MONITOREO ISOTÓPICO DE LA LLUVIA
Se realizó un monitoreo de la composición isotópica de la lluvia en la estación Palestina (5.92°S, 77.35°W, 870 m s. n. 
m.), ubicada en el distrito de Nueva Cajamarca, provincia de Rioja, departamento de San Martín, específicamente en 
el flanco este de los Andes (Figura 1a). La temperatura promedio anual es ~22 °C y la precipitación promedio anual 
es ~1570 mm (Apaéstegui et al., 2014). La precipitación tiene un régimen tropical con un marcado pico de lluvia en 
marzo y una época de estiaje entre julio y agosto (precipitación <100 mm mes-1, Figura 1c). En la estación Palestina, 
la precipitación de la época de estiaje representa el 22 % del acumulado anual (Figura 1b), por lo que es importante 
considerar su influencia en la señal promedio anual de δ18O y dxs. 
Los datos isotópicos cubren tres periodos, desde junio del 2012 hasta septiembre del 2013 (Apaéstegui et al., 2014), 
desde octubre del 2013 hasta junio del 2014 y desde octubre del 2016 hasta junio del 2018. Las muestras se colectaron 
dos veces al mes, siguiendo las recomendaciones de la Agencia Internacional de Energía Atómica (IAEA, 2012). Los 
análisis isotópicos se realizaron en el Centro de Pesquisas de Águas Subterrâneas de la Universidad de São Paulo 
(IGc‐USP) usando un espectrómetro de absorción láser de la marca PICARRO L2130i. Los datos se procesaron con el 
programa LIMS for Lasers (Coplen, 2000; Coplen & Wassenaar, 2015). Los valores se reportaron con una precisión 
analítica de 0.09 ‰ para δ18O y 0.9 ‰ para δD relativos al estándar Vienna Standard Mean Ocean Water (VSMOW).
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Figura 1. (a) Ubicación geográfica de la estación de monitoreo (estrella amarilla), cavernas (círculo rojo), y lagos con registros 
polínicos (círculo azul) referenciados en el presente estudio. Las sombras grises oscuras representan los Andes y la línea verde, 
los límites de la cuenca amazónica tomados de la base de datos de HyBAM. (b) Fracción de lluvia anual que corresponde al 
periodo de junio a septiembre. (c) Precipitación local en la zona de la estación Palestina. Los paneles (b) y (c) se calcularon para 
el periodo de 1998 a 2013 con datos de TRMM 3B43.
7
EXCESO DE DEUTERIO EN INCLUSIONES FLUIDAS
Las inclusiones fluidas son cavidades microscópicas llenas de agua que están encerradas 
en los cristales de varios minerales. En los espeleotemas, las inclusiones fluidas retienen 
agua durante el proceso de formación mineral, registrando así las variaciones del goteo 
fósil al interior de la caverna (Schwarcz et al., 1976; Van Breukelen et al., 2008). En 
climas tropicales húmedos, la composición isotópica del agua de goteo de las cavernas 
está en equilibrio con la lluvia local (Lachniet, 2009; Wackerbarth et al., 2012). Para 
el cálculo del dxs, durante el Holoceno, se utilizaron datos de inclusiones fluidas en 
espeleotemas de la caverna Tigre Perdido (Van Breukelen et al., 2008). Esta caverna 
está ubicada a ~10 km de la estación Palestina y registra información para los últimos 
13 000 años (Van Breukelen et al., 2008).
METODOLOGÍA
Las retro-trayectorias de vientos se calcularon con el modelo HYbrid Single‐Parcel 
Lagrangian Integrated Trajectory 4 (HySPLIT 4) (Stein et al., 2015; Rolph et al., 2017), 
utilizando datos del reanalysis ERA Interim (Dee et al., 2011). Dado que el tiempo 
promedio de residencia del vapor de agua en la atmósfera es diez días (Numaguti, 
1999), consideramos que las retro-trayectorias de siete días cubren el camino de las 
masas de aire hasta el último punto de saturación. De esta manera se abordaron los 
procesos de fraccionamiento isotópico más relevantes en el camino del transporte de 
humedad atmosférica (Hurley et al., 2012).
Los datos grillados de precipitación de TRMM1  3b42 y GPM2 , LAI (siglas en inglés 
para índice de área foliar) de MODIS3  y el reciclaje de humedad (PR), calculado con el 
modelo WAM-2layers versión 2.4.8 (van der Ent, 2014), se acumularon a lo largo de 
las retro-trayectorias, excluyendo las grillas sobre el océano. De este modo se calcularon 
los índices de lluvia en el camino del flujo de humedad (DRU), LAI acumulado y PR 
acumulado. Estos índices representan el estado del bosque y los procesos atmosféricos 
en el camino de las masas de aire hacia el punto de monitoreo (estación Palestina). Estos 
índices se compararon con los datos isotópicos.
1 Tropical Rainfall Measurement Mission (TRMM) 
2 The Global Precipitation Measurement (GPM) 
3 Moderate-Resolution Imaging Spectroradiometer (MODIS)
8
RESULTADOS Y DISCUSIONES
MONITOREO ISOTÓPICO
La composición isotópica de la precipitación monitoreada se aproxima a la Línea Meteórica de Agua Global (δD = 8x 
δ18O + 10; Dansgaard, 1964), con una pendiente de 8.40 y un intercepto (dxs) de 16.74. Los valores de δ18O varían entre 
−18‰ y 0‰. Los valores mínimos ocurren en marzo-abril-mayo (Figura 2a), lo que es consistente con la contribución de 
humedad proveniente de la región de la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ, por sus siglas en inglés). El dxs varía de 
8.4 ‰ a 20.4 ‰, con los mayores valores en julio-agosto-septiembre (Figura 2b), siendo contemporáneo al periodo 
de mayor evaporación en la cuenca amazónica.
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Figura 2. (a) Diagrama de cajas de (a) δ18O y (b) dxs de la precipitación en la estación Palestina basada en muestras colectadas 
cada 15 días durante el periodo descrito.
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a) b)
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PRECIPITACIÓN Y FLUJOS DE HUMEDAD DEL BOSQUE
En general, DRU y la precipitación local presentan ciclos anuales similares, aunque con un desfase entre mayo y julio 
(Figura 3a). Estas diferencias se deben a que DRU integra áreas con diferente régimen de precipitación a lo largo del 
continente, mientras que la precipitación local refleja solo el régimen local.
PR y LAI muestran comportamientos similares durante la época de estiaje y el inicio de la época de lluvia (Figura 
3b). Aunque PR depende de la precipitación y evapotranspiración durante la época de estiaje, la evapotranspiración 
gana protagonismo. Tiene sentido encontrar valores bajos de PR durante la época del monzón cuando los flujos de 
humedad desde el Atlántico tropical norte están al máximo; y valores altos al final de la época de estiaje cuando la 
evapotranspiración en la Amazonía es máxima (Sörensson & Ruscica 2018).
Figura 3. Ciclo anual entre el 2012 y 2018 de (a) DRU y precipitación local. DRU es la precipitación acumulada en las retro-
trayectorias iniciadas en los días precipitantes en la estación Palestina. (b) DRU, índice de área foliar (LAI) y reciclaje de 
humedad (PR) acumulado en las retro-trayectorias.
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CONTROLES CLIMÁTICOS SOBRE LA SEÑAL DE δ18O Y dxs DE LA PRECIPITACIÓN
Al analizar las series completas se observa una correlación negativa entre δ18O y DRU (r = −0.21), acorde con el 
modelo de destilación Rayleigh, que refleja la remoción en especies isotópicas pesadas a través de la precipitación 
durante el transporte de las masas de aire. La correlación de δ18O con DRU, más significativa que con la lluvia local, 
indica mayor influencia de la precipitación regional y del transporte atmosférico de gran escala sobre la señal isotópica.
El análisis en periodos representativos de la estacionalidad de las lluvias (Tabla 1) muestra las mejores correlaciones 
de dxs con PR (r = 0.71) y LAI (r = 0.49) entre los meses de junio y septiembre (JJAS). Se puede inferir que los altos 
valores de dxs implican un incremento en la contribución de humedad reciclada del bosque a la precipitación en el 
sitio de monitoreo. 
Estación Parámetros δ18O dxs
JJAS
Precipitación local −0.39 −0.33
DRU −0.67 −0.34
LAI −0.14 0.49
PR 0.07 0.71
ONDEF
Precipitación local −0.25 −0.12
DRU −0.25 −0.25
LAI 0.25 0.18
PR 0.03 0.36
MAM
Precipitación local 0.23 0.45
DRU 0.01 −0.07
LAI −0.15 −0.28
PR 0.06 −0.12
Tabla 1. Coeficiente de correlacion lineal (r) entre los registros isotópicos y los controles climáticos en periodos representativos 
de la estacionalidad de las lluvias: para los meses de junio-julio-agosto-septiembre (JJAS), octubre-noviembre-diciembre-enero-
febrero (ONDEF) y marzo-abril-mayo (MAM). Nota: La estacionalidad fue removida de todas las series temporales. Los valores 
de r se muestran en negrita (si p < 0.05) y en cursiva (si p < 0.10).
La fuerte correlación negativa entre DRU y δ18O (Tabla 1) durante la época de estiaje sugiere que el reciclaje de 
humedad no necesariamente suprime el fraccionamiento isotópico derivado del proceso de destilación de Rayleigh. 
Además, los resultados muestran que la advección a lo largo del bosque permite la interacción superficie-atmósfera, 
como el reciclaje de humedad y el transporte atmosférico de gran escala.
11
IMPLICACIONES PALEOCLIMÁTICAS
El análisis de las inclusiones fluidas en espeleotemas de la caverna Tigre Perdido (Van Breukelen et al., 2008) permite 
entender la variación de los valores de dxs del noroeste de la cuenca amazónica para el Holoceno. Este indica que el 
dxs se incrementa durante el Holoceno, lo que conlleva a pensar en el incremento del reciclaje de humedad asociado 
con la expansión del bosque Amazónico. De los resultados obtenidos, se observa que la mayor contribución del vapor 
evapotranspirado del bosque ocurre durante los meses de invierno. Por lo tanto, el incremento en los valores de dxs 
estaría asociado no solo a la expansión del bosque sino al incremento del reciclaje de humedad reflejado en las lluvias 
de invierno en el noroeste de la cuenca amazónica.
La tendencia del incremento de dxs durante el Holoceno es consistente con el incremento en la frecuencia de polen 
correspondiente a especímenes representativos de bosque húmedo, registrados en testigos lacustres colectados al 
centro-sur y este de la Amazonía, apoyando la noción de expansión forestal durante el Holoceno Medio y Tardío (Fontes 
et al., 2017; Absy et al., 1991; Sifeddine et al., 2001) (Figura 4). Este escenario también es coherente con modelos 
numéricos de vegetación (Maksic et al., 2018), que muestran una clara expansión de la vegetación perenne en la 
cuenca amazónica entre 6000 y 2000 años antes del presente.
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Figura 4. Comparación entre el dxs calculado de estalagmitas de la caverna Tigre Perdido (van Breukelen et al., 2008) con 
la serie integrada de polen de bosque húmedo de tres lagunas: Laguna Chochos, Perú (Bush et al., 2005); Saci, Amazonía 
centro-sur (Fontes et al., 2017); y Serra Sul Carajás, CSS2 (Absy et al., 1991; Sifeddine et al., 2001).
12
Absy, M. L., Cleef, A. M., Fournier, M., Martin, L., Servant, M., Sifeddine, A., et al. (1991). Mise en evidence de quatre phases 
d'ouverture de la foret dense dans le sudest del' Amazonie au cours de 60,000 dernieresannees. Premiere comparaison avec 
d'autres regions tropicales. Comptes‐Rendus de l'Académie des Sciences, Paris, 312, 673–678. 
Apaéstegui, J., Cruz, F. W., Sifeddine, A., Vuille, M., Espinoza, J. C., Guyot, J. L., et al. (2014). Hydroclimate variability of the 
northwestern Amazon Basin near the Andean foothills of Peru related to the South American Monsoon System during the last 
1600 years. Climate of the Past, 10(6), 1967–1981. https://doi.org/10.5194/cp‐10‐1967‐2014
Builes‐Jaramillo, A., & Poveda, G. (2018). Conjoint analysis of surface and atmospheric water balances in the Andes‐Amazon 
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Coplen, T. B. (2000). Laboratory information management system (LIMS) for light stable isotopes. U.S. Geological Survey 
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CONCLUSIONES
Esclarecer los efectos de las interacciones superficie-atmósfera en la composición 
isotópica de la precipitación a fin de interpretar con un mayor nivel de confianza los 
registros paleoclimáticos es fundamental. En el sitio de monitoreo, el δ18O responde 
principalmente a la precipitación a nivel regional y el dxs es un buen indicador de la 
contribución remota de la evapotranspiración del bosque a la precipitación local entre 
los meses de junio y septiembre. 
Los registros paleoclimáticos muestran que, durante el Holoceno Temprano, la principal 
fuente de humedad al sitio de monitoreo fue el Atántico tropical norte, con poca humedad 
de origen continental debido a la reducida cobertura forestal, lo que probablemente 
limitó el abastecimiento de agua durante el invierno. Después del Holoceno Medio, la 
contribución de la precipitación de invierno gana importancia gracias a que la expansión 
del bosque permite más reciclaje de humedad. 
 REFERENCIAS 
13
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15
EL AFLORAMIENTO COSTERO EN EL 
SISTEMA DE CORRIENTES DE HUMBOLDT
RESUMEN
El afloramiento costero es un fenómeno oceanográfico por el cual se transportan aguas subsuperficiales frías y ricas 
en nutrientes hacia la superficie. El proceso físico de afloramiento se puede estudiar en base al Transporte y Bombeo 
de Ekman, los que son gobernados por el esfuerzo del viento superficial en el mar. En tal sentido, el presente trabajo 
calcula un índice basado en el bombeo de Ekman empleando información satelital del esfuerzo del viento. El uso de 
un índice permite cuantificar la interacción entre el océano y la atmósfera, lo cual representa una oportunidad para un 
mejor conocimiento y monitoreo. Los resultados destacan la importancia de la variabilidad a escala local y la fuerte 
influencia de la estacionalidad en el afloramiento costero a lo largo de la costa peruana.
Palabras clave: Afloramiento costero, índice de afloramiento, Bombeo de Ekman, Sistema de Corrientes de Humboldt y Acoplamiento 
Océano-Atmósfera
AVANCE DE INVESTIGACIÓN
Royer Manay1, Ivonne Montes1, Fernando Campos1 y Berlín Segura1
FRENTE A PERÚ
AFILIACIÓN:
1. Instituto Geofísico del Perú, Lima, Perú.
Citar como:  Manay, R., Montes, I., Campos, F., Segura, B. (2021). El afloramiento costero en el sistema de corrientes 
de Humboldt frente a Perú. Boletín científico El Niño, Instituto Geofísico del Perú, Vol. 8 n.o 04 , págs. 16-21.
16
INTRODUCCIÓN
El mar peruano se caracteriza por ser típicamente frío y debido al transporte vertical 
ascendente de aguas subsuperficiales frías y ricas en nutrientes, conocido como 
afloramiento costero, posee altas tasas de productividad primaria que se relaciona a la 
disponibilidad de nitratos en la zona eufótica (Pennington et al., 2006). Este transporte 
ascendente puede ser el resultado de los mecanismos denominados como el transporte 
de Ekman y el bombeo de Ekman (Jacox et al., 2018).
Los mecanismos de Ekman están gobernados principalmente por la acción del esfuerzo 
del viento sobre la superficie oceánica y por la rotación terrestre (fuerza de Coriolis), 
donde la orografía y la proyección de las costas pueden amplificar el resultado del 
afloramiento costero en algunas áreas geográficas. Además, los mecanismos de Ekman 
determinan e impactan las condiciones oceanográficas y climáticas de los denominados 
sistemas de borde oriental, tal como es el caso del sistema de corrientes de Humboldt, el 
cual se extiende entre los 5°S y 40°S del continente sudamericano (Montecino & Lange, 
2009; Strub et al., 1998).
Caracterizar la intensidad del afloramiento costero tiene una gran importancia tanto en 
términos de su conocimiento como de monitoreo. Bravo et al. (2016) proponen un índice 
que puede ser calculado a partir del bombeo de Ekman (es decir el transporte vertical 
de masas de agua) al cual se le integra un término cuyos cambios están asociados al 
esfuerzo del viento zonal y a la variación latitudinal del parámetro de Coriolis. Por tanto, 
esta investigación propone utilizar la metodología propuesta en Bravo et al. (2016) para 
investigar el índice de afloramiento para el ciclo anual y cambios estacionales. De esta 
manera, se busca ampliar el conocimiento del afloramiento costero y su variabilidad en 
el sistema de corrientes de Humboldt frente a Perú.
Para calcular el índice de afloramiento se utilizan las componentes zonal y meridional 
del esfuerzo del viento superficial del producto denominado “blended”, el cual es el 
resultado del procesamiento de la información multisatelital de ASCAT, QuikSCAT y 
WindSAT (Bentamy et al., 2017). Temporalmente, los datos son mensuales y abarcan el 
período 1992-2018 y tienen una resolución espacial de 25 km. 
Foto: Amelí Bautista
METODOLOGÍA
17
El índice de Afloramiento es calculado a partir de la siguiente ecuación (Bravo et al., 2016): 
   Í𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛 𝑛𝑛𝑛𝑛 𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑎𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛𝑛𝑎𝑎𝑎𝑎 =
𝐶𝐶𝐶𝐶𝑎𝑎𝑎𝑎(𝜏𝜏)
⍴𝑤𝑤𝑎𝑎
+
𝛽𝛽𝜏𝜏𝑥𝑥
⍴𝑤𝑤𝑎𝑎2
 
Donde Curl(τ) corresponde al rotacional del esfuerzo del viento,      es la componente zonal del esfuerzo del viento, β es 
el gradiente del parámetro de Coriolis, f es el parámetro de Coriolis y        es la densidad del agua de mar. Además, 
se consideró el primer radio de deformación de Rossby (1R) para conocer la extensión costa afuera en la que el 
afloramiento costero es efectivo debido a la influencia de la larga escala en los procesos oceánicos de Ekman. 
Asimismo, se establecieron dos áreas comparativas localizadas al norte ente los 07° a 09°S y sur entre los 13° a 15°S 
para examinar las diferencias locales.
𝜏𝜏𝑥𝑥  
⍴𝑤𝑤 
RESULTADOS
CICLO ANUAL 
El afloramiento costero es un proceso acoplado del océano-atmósfera cuyo comportamiento está altamente asociado a 
las condiciones ambientales locales. Esto se evidencia al estudiar los patrones del ciclo anual del índice del afloramiento 
calculado en el 1R de dos subáreas latitudinalmente distantes entre sí. Las curvas del ciclo anual (figura 1, panel 
izquierdo) muestran que en los meses del verano los niveles son menores a 1 md-1 observándose valores mínimos en 
febrero. Durante el invierno, el índice alcanza máximos valores de 1.8 md-1 entre julio y agosto. En la subárea norte, 
el incremento del afloramiento costero comienza antes y tiene una duración mayor que la del sur, y a pesar de estar 
separadas por más de 400 km, el desarrollo del afloramiento costero es semejante en ambos casos, demostrando 
la influencia de las condiciones locales. Para observar la variabilidad local relacionada con los cambios espaciales 
y temporales del índice del afloramiento costero, se realizó un diagrama Hovmöller para el 1R lo largo de la costa 
peruana.
18
Figura 1. Panel izquierdo: climatología del índice de afloramiento enfocado en dos subáreas que representan la región norte y sur. 
Panel derecho: climatología del índice de afloramiento costero calculado considerando el primer radio de deformación de Rossby 
frente a la costa de Perú para el periodo 1992 - 2018.
El panel derecho de la figura 1 muestra las variaciones del afloramiento costero frente a la costa de Perú a lo largo 
del año. Como se aprecia, existen marcadas diferencias tanto latitudinalmente como estacionalmente. Con relación 
a la latitud, la actividad del afloramiento costero muestra campos de intensidad más marcados en áreas específicas, 
como es el caso de los 6°S, 8°S y 13°-15°S, destacando la última localidad geográfica por ser más extensa. La asimetría 
en la que el índice del afloramiento costero se desarrolla frente a Perú está ligada estrechamente al perfil costero y 
la orografía. Tal es el caso en el sur, en Punta San Juan-Pisco, y Punta Falsa, en el norte, donde debido a la acción 
superficial del viento, la cual se incrementa en áreas geográficas en donde existen proyecciones costeras hacia el mar, 
se dan como resultado niveles de afloramiento costero mayor. Por otro lado, existen áreas en las que el índice de 
afloramiento costero muestra condiciones muy débiles o incluso negativas, como las observadas al sur de los ~16.5°S.
Los cambios que experimenta el afloramiento costero durante el año se deben a la estacionalidad, observándose niveles 
mínimos ocurridos en los primeros meses del año, relacionados con el verano. Dichos valores son menores a 0.5 md-1, 
sin embargo, en algunas zonas latitudinales, existen condiciones mayores a 1 md-1 (6°S, 8°S y 14°S), demostrando la 
influencia de la configuración costera. A partir de abril, existe un incremento sostenido de la actividad del afloramiento 
costero superior a 1.5 md-1, registrando un incremento máximo del índice en cuatro principales centros de afloramiento 
durante el invierno: Punta Falsa, Chicama, Pisco y Punta San Juan con valores superiores a los 2 md-1. El incremento 
es más temprano y se extiende incluso a finales del año en la zona norte. Esta última observación del índice de 
afloramiento se explica parcialmente al efecto del parámetro de Coriolis, el cual es menor en la zona norte. Asimismo, 
existen zonas “inactivas” durante todo el año, las cuales no responden al efecto del ciclo estacional, cerca a los 11°S y 
al sur de los 16°S, mostrando un estado desfavorable para el transporte vertical de masas de aguas subsuperficiales.
19
Figura 2. Índice de afloramiento costero calculado frente a Perú para los 250 km costa afuera: verano (A), otoño (B), invierno 
(C) y primavera (D). Las líneas discontinuas oblicuas de gris representan de manera aproximada la distancia del primer radio de 
deformación de Rossby.
CAMBIO ESTACIONAL Y AFLORAMIENTO EFECTIVO
En la figura 2 se muestra el índice de afloramiento para las estaciones del año en los primeros 250 km costa afuera 
frente a Perú. Los cambios ocurridos en las estaciones oscilan desde un debilitamiento típico en verano (figura 2, 
panel A) de acuerdo con el ciclo anual (figura 1), cuyos valores promedios están entre 0.5 md-1 y 1 md-1 hacia una 
progresiva intensificación para otoño e invierno. En esta última estación se observa que el índice de afloramiento 
alcanza valores superiores a los 4 md-1, destacándose la zona sur (figura 2, panel D). En primavera, se observa un 
progresivo decaimiento, aunque el índice de afloramiento es mayor a 2 md-1. 
Independientemente de la estación, se observa que el afloramiento costero se da con mayor intensidad entre los 50 km 
y 150 km costa afuera (figura 2). Aunque los procesos de Ekman son calculados en toda la extensión del océano, el 1R 
limita la efectividad del afloramiento costero en términos de larga escala, representando un segundo factor asociado a 
la variabilidad local. Por otro lado, existen zonas donde el índice de afloramiento exhibe una gran intensidad, incluso 
en zonas muy replegadas a la costa (13°S-15°S), como se observa en los paneles B y C de la Figura 2. Esto explica el 
porqué aún en zonas más meridionales, el afloramiento costero efectivo sea comparable e incluso más importante que 
en zonas del norte, como es el caso de los 7°S-9°S.
20
CONCLUSIONES
El índice de afloramiento utilizado en esta investigación se calcula a partir del transporte 
vertical de masas de agua (bombeo de Ekman), obtenido de información satelital. 
Los resultados dan cuenta que existe una clara diferenciación de las condiciones del 
afloramiento costero en el ciclo anual. Esta diferencia se explica por la estacionalidad, 
asociada a una fuerte variabilidad espacio-temporal debido a las condiciones locales, 
i. e. al perfil geográfico costero y al efecto de la larga escala dominada por el 1R. Sin 
embargo, a causa de la resolución espacial de la información satelital, es posible que 
exista algún tipo de sesgo cercano a las costas, lo que implica un futuro esfuerzo para 
el análisis de datos de resolución mayor.
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 REFERENCIAS 
21
PP n.O068/EL NIÑO - IGP/2021 - 3
El valor del Índice Costero El Niño (ICEN) para el mes de febrero (−0.83 °C) representa 
una condición climática neutra para dicho mes. Esta misma condición climática, basada 
en los valores del ICEN temporal (ICEtmp), se tendría para los meses de marzo y abril. 
Por otro lado, para el Pacífico central, el valor del Índice Oceánico Niño (ONI, por sus 
siglas en inglés) para el mes de febrero de 2021 (−0.94 °C) representa una condición 
fría débil, la cual se extendería, según los valores temporales del ONI, hasta abril.
En la región del Pacífico ecuatorial oriental, según la información, se observa la 
presencia, tanto de ondas de Kelvin cálidas como frías las que, de manera simultanea, 
afectaron la costa americana durante marzo e inicios de abril. Asimismo, se observa la 
presencia de otra onda de Kelvin cálida en 100°W acercándose a la costa americana, 
seguida de otra onda de Kelvin fría, que se localiza actualmente entre 180° y 160°W. 
Estas ondas deben arribar a la costa americana entre abril y mayo.
Las predicciones numéricas de los seis modelos climáticos de NMME (North American 
Multi-Model Ensemble), inicializados con la información oceánica y atmosférica del mes 
de abril de 2021, continúan indicando frente a la costa peruana, en promedio y hasta 
octubre de 2021, valores por debajo de su normal, pero sin llegar al rango de las 
condiciones frías débiles. En el Pacífico central, la mayoría de los resultados de los 
modelos de NMME indican que las condiciones frías débiles solo se mantendrían hasta 
el mes de abril de 2021 para luego pasar, en promedio, a condiciones neutras que 
se extenderían, al menos, hasta agosto de 2021. Estos resultados indicarían el fin del 
evento La Niña 2020-2021 en el mes de abril de 2021. Luego de este periodo, según 
los mismos modelos, se estaría pasando nuevamente a un periodo de condiciones frías 
débiles. Cabe señalar que los pronósticos de estos modelos más allá de abril o mayo 
son menos precisos debido a la barrera de predictibilidad.
Puede acceder al informe técnico de El Niño 2020-03 en el siguiente link: 
https://repositorio.igp.gob.pe/handle/20.500.12816/4954
RESUMEN DEL INFORME TÉCNICO DE EL NIÑO
Foto: Sebastian Voortman
22
RESUMEN DEL COMUNICADO 
OFICIAL ENFEN n.O 04-2021
La Comisión Multisectorial del ENFEN mantiene el estado 
del “Sistema de alerta ante El Niño y La Niña Costeros” 
como “No activo”, debido a que la temperatura superficial 
del mar en la región Niño 1+2, que incluye la zona norte 
y centro del mar peruano, se mantendría, en promedio, 
dentro de su rango normal al menos hasta julio de 2021. 
Respecto a las temperaturas del aire a nivel costero, 
se esperan que durante el otoño estén en sus rangos 
normales a lo largo de la costa norte y ligeramente por 
debajo de lo normal en la costa central y sur.
Por otro lado, se prevé que las condiciones oceánicas y 
atmosféricas en el Pacífico ecuatorial central se presenten 
dentro de lo normal desde mayo de 2021.
La Comisión Multisectorial del ENFEN continuará 
monitoreando e informando sobre la evolución de las 
condiciones oceánicas y atmosféricas, y actualizando 
sus perspectivas.
1 El Estado del Sistema de Alerta “No Activo” se da en condiciones neutras o cuando la Comisión ENFEN espera que El Niño o La Niña 
costera están próximos a finalizar.
Puede acceder al Comunicado Oficial del ENFEN n.o 04-2021 en el: 
http://enfen.gob.pe/download/comunicado-oficial-enfen-n-04-2021/
https://repositorio.igp.gob.pe/handle/20.500.12816/4937
Redes IGP:
https://www.gob.pe/igp
https://web.facebook.com/igp.peru
https://twitter.com/igp_peru
https://www.youtube.com/c/IGP_videos
ESTADO DEL SISTEMA DE 
ALERTA: NO ACTIVO1
15 DE ABRIL DE 2021
Foto: Roman Odintsov
COMISIÓN MULTISECTORIAL ENCARGADA 
DEL ESTUDIO NACIONAL DEL 
FENÓMENO “EL NIÑO” (ENFEN)
DECRETO SUPREMO n.O 007-2017-PRODUCE
23