4. CLIMATOLOGÍA

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La climatología es el estudio del clima, es decir, de las condiciones meteorológicas de una determinada región, promediadas durante un período de tiempo. El tiempo y el clima dependen de la escala espacial de interés, la cual varía ampliamente, desde la escala global hasta la mesoescala, regional, local, micro e incluso nanoescala. La predicción del tiempo es, en el mejor de los casos, difícil debido a las numerosas relaciones entre y dentro de las escalas espaciales. Sin embargo, el clima, al ser un promedio del tiempo, es algo más predecible.

Factores climáticos

Varios factores afectan el clima. Los factores principales son los siguientes: (1) latitud, (2) altitud, (3) precipitación, (4) temperatura, (5) humedad relativa y (6) estación del año. Los factores secundarios incluyen: (1) corrientes atmosféricas, (2) corrientes oceánicas, (3) ubicación relativa en el continente, (4) barreras orográficas, (5) erupciones volcánicas, (6) incendios forestales, (7) condición de la superficie terrestre y, recientemente, (8) cambio climático antropogénico.

El tiempo y el clima dependen de la energía y la fuente de toda energía es el Sol. La latitud es el parámetro fundamental; la proximidad al Sol determina la temperatura, el cual condiciona el clima. Las temperaturas son más altas a lo largo del ecuador y más bajas en los polos. La rotación de la Tierra sobre su eje asegura variaciones diurnas/nocturnas. La rotación de la Tierra alrededor del Sol asegura variaciones anuales (es decir, estacionales).

Dependiendo de la latitud, el clima puede ser: (a) tropical, (b) subtropical, (c) templado, ( d) boreal/austral, (e) subpolar, o (f) polar. Los climas tropicales tienen las temperaturas más altas, mientras que los climas polares tienen las más bajas. La proximidad al Sol es el factor determinante de la temperatura del aire cercano al terreno. La actividad biológica prospera a altas temperaturas; por lo tanto, las regiones tropicales tienen las tasas más altas de actividad biológica, a través de la fotosíntesis de las plantas y la respiración animal.

La Tierra es un esferoide situado a una distancia de 149.600.000 km del Sol. Los lugares más cercanos al Sol se encuentran a lo largo del ecuador. El pico del volcán Chimborazo, en Ecuador, a 6.268 m de altitud, es el lugar de la Tierra físicamente más cercano al Sol (Fig. 12).

Wikimedia Commons Fig. 12  12 Pico del volcán Chimborazo, Ecuador, el lugar más cercano al Sol.

Todos los factores que determinan el clima están relacionados. La latitud y la altitud determinan la temperatura. La precipitación determina el tipo y densidad de la vegetación; por lo tanto, afecta la temperatura y, en consecuencia, el clima. Los rangos de temperatura más bajos corresponden a selvas húmedas, mientras que los más altos son propios de desiertos superáridos. La humedad relativa también está muy relacionada con el clima; es bajo en desiertos superáridos y alto en bosques nubosos y selvas tropicales.

Las corrientes atmosféricas y oceánicas son responsables de efectos de mesoescala como El Niño Oscilación del Sur (ENOS). Este ultimo se refiere a un evento descrito por una banda de temperaturas de la superficie del océano que son anormalmente cálidas (El Niño) o frías (La Niña) durante largos períodos de tiempo, y que se desarrollan a lo largo de la costa tropical occidental de América del Sur, produciendo marcados cambios climáticos a lo largo de los trópicos y subtrópicos. Los efectos típicos de El Niño son inundaciones y sequías extremas, que pueden provocar pérdida de vidas y daños materiales relacionados.

La ubicación continental (en relación con el océano más cercano) afecta el clima porque la superficie terrestre continental combinada representa sólo alrededor del 30% de la superficie terrestre total. Por lo tanto, se puede suponer que alrededor de dos tercios del clima global están efectivamente controlados por procesos oceánicos. Debido al alto calor específico del agua, los gradientes de temperatura del aire en la superficie son mucho menores sobre los océanos que sobre los continentes. Por lo tanto, las regiones continentales periféricas están sujetas a menos variabilidad de temperatura que las regiones continentales del interior. Este hecho da lugar a tres tipos de climas bien definidos: (1) hiperoceánico, sujeto a un fuerte control oceánico, (2) oceánico, con un control oceánico suave, y (3) continental, con muy poco o ningún control oceánico (Fig. 13). (Pulgar et al., 2010).

Wikimedia Commons Fig. 13  Ubicación continental del estado de Dakota del Norte((EE.UU.) y sus temperaturas promedio.

Las barreras orográficas afectan el clima al influir en la distribución espacial de las precipitaciones. En el lado de barlovento de una montaña, el levantamiento de masas de aire debido a la presencia de una barrera física generalmente proporciona suficiente enfriamiento para producir precipitación. En el lado de sotavento, la masa de aire se ve obligada a descender, calentándose e inhibiendo las precipitaciones (Fig. 14).

Wikimedia Commons Fig. 14   Precipitación producida por una barrera orográfica

Las erupciones volcánicas cambian los patrones de precipitación al aumentar la concentración de partículas en la atmósfera inferior, lo que promueve la coalescencia, resultando en un aumento de la precipitación. Dependiendo del tamaño de la erupción y de la cantidad de partículas (cenizas) liberadas, los efectos podrían ser regionales e inclusive globales. Esto fue el caso de la erupción del 15 de junio de 1991 del Monte Pinatubo, en Filipinas (Fig. 15), la segunda erupción terrestre más grande desde la del Krakatoa en 1883. La erupción del Monte Pinatubo provocó una caída de las temperaturas globales de aproximadamente 0,5°C en los dos años siguientes.

Wikimedia Commons Fig. 15  Erupción del monte Pinatubo, en Filipinas, el 15 de junio de 1991.

Los incendios forestales, tanto naturales como inducidos por el ser humano, afectan al clima de forma muy similar a las erupciones volcánicas, aunque en menor grado y extensión geográfica. Por lo general, los incendios forestales provocan un aumento de las precipitaciones locales/regionales, una mayor erosión del suelo y deposición en otros lugares, y cambios en el clima local y posiblemente inclusive en el clima regional. Es probable que estos últimos sean temporales y duren sólo hasta la recuperación total de la vegetación nativa .

La Figura 16 muestra las secuelas del incendio Shockey, en Tierra del Sol, condado de San Diego, California. El incendio, que comenzó el 23 de septiembre de 2012, duró varios días y quemó 2,553 acres de vegetación de chaparral. Treinta estructuras fueron destruidas y se perdió una vida.

Fig. 16  16 Secuela del incendio de Shockey, Tierra del Sol, California.

La topografía y el estado de la superficie terrestre también afectan el clima local, aunque estos efectos no son fácilmente discernibles. El parámetro físico fundamental es el albedo, el coeficiente de reflectividad de la superficie terrestre hacia la radiación de onda corta. El albedo de una selva tropical varía entre 0,07 y 0,15; por otro lado, la de un desierto superárido está en el rango 0,30-0,60 (Fig. 17).

Wikimedia Commons Fig. 17  (a) Selva amazónica; (b) Desierto del Sahara.

Es probable que los cambios en el albedo, ya sean naturales o inducidos por antropogenia, alteren el balance de radiación cerca de la superficie y conduzcan a cambios en los patrones de precipitación (Ponce et al., 1999). Los aumentos antropogénicos del albedo producen una condición denominada desertificación; por el contrario, las disminuciones antropogénicas del albedo conducen a la humidificación. La desertificación es un problema global en las regiones que están sujetas a presiones antropogénicas, como la deforestación, pastoreo excesivo, irrigación excesiva, salinización y, en algunos casos, la expansión urbana.

El cambio climático antropogénico es el factor más nuevo en la climatología. Después de casi 30 años de estudio, la ciencia establecida ha llegado a la conclusión de que la quema concertada de combustibles fósiles, para impulsar el desarrollo industrial y el transporte vehicular, ha producido un desequilibrio entre la fotosíntesis y la respiración a escala global (http://www.ipcc.ch; Ponce, 2011). Esto ha provocado un aumento del dióxido de carbono atmosférico, de unas 290 ppm a principios del siglo XX a 420 ppm en la actualidad (2023). Al retener el calor a través de la vibración, la molécula diatómica de dióxido de carbono (CO₂) produce un efecto invernadero, que resulta en un aumento de la temperatura del aire cerca de la superficie (Arrhenius, 1896) (Fig. 18).

University Corporation for Atmospheric Research Fig. 18  Absorción de calor de la molécula de dióxido de carbono mediante vibración.

Continuando con su aparentemente inexorable aumento, el exceso de dióxido de carbono atmosférico está provocando cambios climáticos apresiables, como el aumento de las temperaturas medias de la superficie, el aumento del derretimiento de los casquetes polares y de los glaciares, el aumento del nivel medio de los océanos y fenómenos meteorológicos extremos notablemente más intensos, como inundaciones, sequías, incendios forestales, huracanes y tsunamis.

Clasificación del clima

Los parámetros fundamentales en la clasificación climática son la temperatura media y la precipitación media anual. En las regiones tropicales y subtropicales, la temperatura varía con la elevación, mientras que la precipitación varía principalmente con la ubicación continental y la presencia o ausencia de características orográficas. Se puede proponer una clasificación climática relativamentes sencilla basada únicamente en la precipitación, de especial aplicabilidad a las regiones tropicales y subtropicales.

La base de la clasificación climática es la precipitación terrestre global media P_tgm. Su estimación se basa en la cantidad media global de humedad atmosférica (25 mm) y su tiempo promedio de reciclaje (11 días) (Ponce et al., 2000). Esto da como resultado: 25 mm × (365 días por año / 11 días por ciclo) = 830 mm. A efectos prácticos se adopta un valor P_tgm = 800 mm.

En la Tabla 1 se muestra la clasificación climática conceptual. La línea 1 muestra la clasificación en términos de precipitación media anual P_ma (mm), en ocho (8) provincias de humedad: superárida (P_ma ≤ 100), hiperárida (100 < P_ma ≤ 200), árida (200 < P_ma ≤ 400), semiárido (400 < P_ma ≤ 800), subhúmedo (800 < P_ma ≤ 1,600), húmedo (1,600 < P_ma ≤ 3,200), hiperhúmedo (3,200 < P_ma ≤ 6,400), y superhúmedo (P_ma > 6,400). La línea 2 muestra la relación P_ma /P_tgm. La línea 3 muestra la evapotranspiración potencial anual estimada E_ap. La línea 4 muestra la relación E_ap /P_ma. La línea 5 es una estimación de la duración de la temporada de lluvias, en meses.

Tabla 1  Clasificación climática conceptual para regiones tropicales y subtropicales. Provincia de humedad → Superárido ← Hiperárido → árido → Semiárido → Subhúmedo → Húmedo → Hiperhúmedo → Superhúmedo → 1 Precipitación media anual Pma (mm) 100 200 400 800 1600 3200 6400 2 Pma /Ptgm 0.125 0.25 0.5 1 2 4 8 3 Evaporación potencial anual Eap (mm) 3000 2400 2000 1600 1200 1200 1200 4 Eap /Pma 30 12 5 2 0.75 0.375 0.1875 5 Duración de la temporada de lluvias Lrs (mo) 1 2 3 4 6 9 12

5. HIDROLOGÍA

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La hidrología es el estudio de la fuente, transporte y destino del agua en el ciclo hidrológico, incluida la cantidad/calidad del agua y su interacción con los seres vivos. El conocimiento hidrológico se utiliza para determinar las cantidades de agua disponibles con propósitos específicos como la utilización o la conservación del agua. La cantidad de agua dulce disponible se limita a la proporcionada por el ciclo hidrológico por evaporación del océano y posterior advección tierra adentro. Sin embargo, no toda el agua advectada está sujeta a precipitación; sólo el agua precipitada está disponible para su uso. A lo largo de los años se ha intentado producir precipitación, es decir, exprimir agua de las nubes por medios artificiales, pero continua siendo un desafío. La precipitación horizontal, la cual se origina en la condensación de humedad en las superficies de la vegetación, puede ser importante en ciertas regiones.

El agua precipitada, comúnmente conocida como precipitación, varía a través del terreno, desde casi cero en el desierto de Atacama, en el norte de Chile (Fig. 19), hasta una media de 11 872 mm/año en Mawsynram, Cherrapunji, Meghalaya, India (Fig. 20). A modo de comparación, la precipitación terrestre media anual global es de unos 800 mm, lo que justifica la clasificación de los tipos de clima que se muestra en la Tabla 1.

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Wikimedia Commons Fig. 19   El desierto de Atacama en el norte de Chile, el lugar más seco de la Tierra.

Las regiones con climas a la izquierda del espectro climático tienen climas áridos, mientras que las regiones a la derecha tienen climas húmedos. Los climas áridos tienden a concentrar las precipitaciones en una estación húmeda que dura unos pocos meses. En los climas húmedos, cuanto mayor es la precipitación media anual, más uniformemente se distribuye la precipitación a lo largo del año, sin que haya una estación seca fácilmente identificable.

Wikimedia Commons Fig. 20   Cascadas cerca de Cherrapunji, India, el lugar más húmedo de la Tierra.

Componentes de la precipitación

Si bien la cantidad de precipitación es importante en hidrología porque determina la humedad ambiental y, por lo tanto, el tipo de clima y vegetación, no es el único parámetro importante. Cuando la precipitación llega al suelo, se separa en dos componentes: (1) escorrentía superficial, y (2) humedecimiento de la cuenca (L'vovich, 1979). El humedecimiento de una cuenca se define como la fracción de precipitación que no contribuye a la escorrentía superficial (Ponce y Shetty, 1995a).

A su vez, el humedecimiento de la cuenca se separa en dos componentes: (1) flujo base y (2) vaporización. El flujo base es la fracción de humedecimiento que se exfiltra como el flujo de los ríos en tiempos secos; la vaporización es la fracción de humedecimiento que regresa a la atmósfera como vapor de agua. La vaporización consta de tres componentes: (1) evaporación del suelo (el suelo y el manto rocoso), (2) evaporación de cuerpos de agua (humedales, lagos y embalses) y (3) evapotranspiración de la vegetación (plantas). La percolación profunda, es decir, la porción de humedecimiento que no contribuye ni al flujo base ni a la vaporización, es una fracción muy pequeña de la precipitación: un promedio global de menos del 2% (L'vovich, 1979). La percolación profunda es en gran medida intractable y, por lo tanto, generalmente desestimada por motivos prácticos.

La precipitación se separa en sus tres componentes: (1) escorrentía superficial, (2) flujo base y (3) vaporización. Al principio, estos parecen estar separados y en compartimentos diferentes; Sin embargo, la situación en la práctica es bastante diferente. La escorrentía superficial puede unirse al agua subterránea a través de la infiltración en corrientes efímeras. Por otro lado, el flujo base puede convertirse en parte de la escorrentía a través de la exfiltración del canal en arroyos perennes.

Existe cierto margen de confusión en el uso del término "escorrentía superficial". La escorrentía superficial se refiere a: (1) escorrentía directa, es decir, la que corre directamente sobre la superficie del terreno, constituyendo el componente principal de las inundaciones, o (2) el flujo de una corriente perenne, que incluye el flujo base. En un intento por aclarar la confusión, la combinación de escorrentía directa y flujo base se denomina escorrentia.

Es importante mencionar que, el agua que se ha filtrado en el terreno y ha alcanzado la zona vadosa o el nivel freático puede regresar a la atmósfera a través de: (1) evaporación de humedales, o (2) evapotranspiración de freatófitas (plantas de pozo). La situación está condicionada por la geomorfología, la cual es en gran medida responsable de la interacción entre las aguas superficiales y las subterráneas.

En promedio global, la precipitación se separa en los siguientes componentes: (1) evaporación y evapotranspiración, 58%; (2) escorrentia, 40%, compuesto de escorrentía directa (28%), caudal base (12%); y (3) percolación profunda, normalmente menos del 2%, considerada despreciable en la práctica (Fig. 21).

Fig. 21  21 Componentes globales promedio de la precipitación.

La Figura 21 muestra los promedios globales, interpretados en el centro del espectro climático, con 800 mm de precipitación media anual (Tabla 1). En las regiones áridas, la evaporación aumenta; por el contrario, en las regiones húmedas, la escorrentia aumenta. Por ejemplo, en el estado de Arizona, que es mayoritariamente árido, el caudal de los ríos puede representar sólo alrededor del 2% de la precipitación. Por otro lado, el caudal del río Amazonas, medido en Óbidos, Pará, Brasil, una cuenca húmeda, se ha calculado en 51% de la precipitación (Fig. 22). El coeficiente de escorrentía, es decir, la relación entre la escorrentía y la precipitación, sobre una base anual media, varía desde cerca del 0% en climas superáridos hasta más del 70% en climas superhúmedos y en algunos lugares geológicamente inusuales (L'vovich, 1979).

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gigapan.com Fig. 22  22 Río Amazonas en el estrecho de Obidós.

La escorrentía y no la precipitación es lo importante desde el punto de vista de la utilización del agua. Téngase en cuenta que, en promedio a nivel mundial, casi el 60% de la precipitación ya se ha comprometido con los ecosistemas. Del 40% restante, es decir, la escorrentía, una parte debe reservarse para la pesca y alguna otra biota fluvial; por lo tanto, sólo una pequeña fracción de la precipitación está disponible para uso socioeconómico. La situación es seria en las regiones áridas, en las cuales los coeficientes de escorrentía están muy por debajo del promedio.

Hidrología de evento versus hidrología de rendimiento

La determinación de los coeficientes de escorrentía está sujeta a una complejidad adicional: los coeficientes de escorrentía de evento y de rendimiento son diferentes. El coeficiente de escorrentía C del evento es la relación entre la escorrentía y la precipitación para un evento, es un período corto de tiempo, digamos horas o días. Por otro lado, el coeficiente de escorrentía de rendimiento K se aplica en un término anual. La diferencia surge porque el flujo de evento se compone principalmente de escorrentía superficial o directa, mientras que el flujo de rendimiento comprende tanto escorrentía superficial como subterránea. Las diferentes escalas de tiempo de la escorrentía superficial y subterránea determinan la diferencia entre los coeficientes de escorrentía de evento y de rendimiento.

En hidrología de eventos, el coeficiente de escurrimiento varía de 0 a 1, aumentando generalmente con el grado de impermeabilidad de la superficie (Ponce, 1989). Los valores típicos de C utilizados en el diseño de drenaje urbano están en el rango 0,30 ≤ C ≤ 0,70. Los valores más bajos se aplican a áreas no desarrolladas, mientras que los valores más altos se aplican a áreas desarrolladas. Por lo tanto, el coeficiente de escorrentía C del evento es directamente proporcional al grado de desarrollo humano, medido por el porcentaje de impermeabilidad.

En la hidrología de rendimiento, el coeficiente de escorrentía K varía de 0 a 1 y aumenta con la precipitación media anual. En el lado seco del espectro climático, los valores de K suelen ser inferiores a 0,40 y pueden alcanzar valores cercanos a cero en casos de aridez extrema (Tabla 1). Por el contrario, en el lado húmedo, los valores de K pueden alcanzar valores de 0,70 o mayores. Un ejemplo de ello: L'vovich (1979) ha documentado valores de K que van desde tan solo 0,02 (río Itapicuru en Cajueiro, Brasil) hasta 0,93 (río Cayagan en Pandam, Filipinas) (Fig. 23). Por lo tanto, en la hidrología de rendimiento, el coeficiente de escorrentía K es directamente proporcional a la humedad ambiental predominante. Además, la geología local puede tener un papel importante en la evaluación del coeficiente de rendimiento.

Wikimedia Commons Fig. 23  23 (a) Río Itapicuru, Brasil (izquierda); (b) Río Cayagan, Filipinas (derecha).

Dada la Naturaleza de las relaciones funcionales que gobiernan los coeficientes de eventos y escorrentía, se desarrolla un modelo conceptual para comparar estos coeficientes en todo el dominio de su variabilidad. La Figura 24 muestra el coeficiente de rendimiento de escorrentía K (escala izquierda) como una función de la relación entre la escorrentía media anual y la precipitación terrestre global anual P_ma/P_tgm (escala inferior). Al mismo tiempo se muestra el coeficiente de escurrimiento de evento C (escala derecha) como función del porcentaje de impermeabilidad (escala superior).

Fig. 24   24 Modelo conceptual de coeficientes de escorrentía de evento (C) y rendimiento (K).

Conversión de evapotranspiración en escorrentía

En regiones semiáridas, en el pasado se ha intentado convertir la evapotranspiración en escorrentía, con resultados mixtos (Ponce y Shetty, 1995b). El ecosistema natural se comporta como un sistema cibernético y no es fácilmente susceptible de análisis mediante relaciones causa-efecto. En particular, es posible que una reducción de la vegetación no provoque más escorrentía. En realidad, una menor vegetación puede traducirse en menos precipitaciones y menos escorrentía (Ponce et al., 1999). Por lo tanto, la conversión de la evapotranspiración en escorrentía puede ser en realidad contraproducente a largo plazo, ya que tanto la vegetación como la escorrentía se pierden debido a la progresiva aridización del paisaje.

Gestión de aguas subterráneas

El agua superficial (propiamente dicha, escorrentía directa) se recicla cada 11 días en promedio, mientras que el agua subterránea puede tardar hasta 1.500 años o más (Ponce et al., 2000). En la práctica, esto significa que el agua superficial es totalmente reponible a corto plazo. Se puede afirmar con seguridad que las sociedades nunca se quedarán sin agua superficial, porque tarde o temprano la repondrán las lluvias. No se aplica lo mismo a las aguas subterráneas, que normalmente tardan mucho tiempo en reciclarse. Esto plantea una pregunta importante, para la cual no hay una respuesta clara en la actualidad: ¿cuánto uso de agua subterránea es sostenible?

Para responder adecuadamente a esta pregunta, es necesario examinar la Naturaleza del flujo de agua subterránea. Todo el flujo base se origina en aguas subterráneas; por lo tanto, todo bombeo de agua subterránea debe afectar al flujo base en el vecindario. Dentro de un volumen de control, el bombeo de agua subterránea equivale a captura y extracción de agua. Toda captura proviene de aumentos en la recarga aguas arriba y disminuciones en la descarga aguas abajo y, en casos de agotamiento, del almacenamiento (Fig. 25) (Sophocleous, 1997; Ponce, 2007). Para conservar descarga aguas abajo, es decir, flujo base y/o exfiltración a humedales, el único camino sostenible es suspender por completo el bombeo de pozos. Esto, sin embargo, impone dificultades económicas a quienes, a lo largo de los años, se han ganado la vida con el bombeo de aguas subterráneas. La solución parece ser apostar por un término medio: regular el bombeo de aguas subterráneas en propiedad común, limitándolo a cantidades que se pueda demostrar que no afectan negativamente a otros usos en la cercanía (Alley et al., 1999). En este sentido, el tamaño de la "cercanía" es función de la cantidad de uso.

Fig. 25  25 Recarga y descarga en sistemas de aguas subterráneas: (a) prístinas, (b) desarrolladas, (c) agotadas.

Varios estudios han revelado un defecto fundamental en el análisis hidrogeológico convencional: la evaluación del tamaño del volumen de control, que aparentemente sirve como base para el balance hídrico (Bredehoeft, 1997). El "volumen de control" en el análisis del flujo de aguas subterráneas es, de hecho, un objetivo móvil; aumenta con la cantidad de bombeo (Prudic y Herman, 1996). Esto se debe a que, a diferencia de las cuencas de aguas superficiales, las cuencas de aguas subterráneas están todas conectadas en su lenta pero segura aproximación para llegar al océano más cercano por el gradiente más pronunciado predominante.

Las sociedades que agotan las aguas subterráneas seguramente se volverán insostenibles a largo plazo. Tarde o temprano tendrán que aceptar el hecho de que el agua subterránea no es fácilmente reciclable. Aprovechar las aguas subterráneas profundas con el fin de desarrollar recursos nuevos y no reclamados puede que tampoco sea la respuesta. El contenido de salinidad del agua subterránea aumentará con la profundidad, y la eliminación de las sales adicionales traídas a la superficie puede resultar logísticamente difícil (Chebotarev, 1955; Ponce, 2012). En las regiones continentales periféricas, se pueden construir líneas de salmuera, aunque con un gran costo, para transportar las sales al océano, donde pueden permanecer para siempre (Fig. 26).

Fig. 26  26 El oleoducto de gestión de salinidad de Calleguas, en el condado de Ventura, California, en construcción en 2007

Gestión de recursos hídricos.

No se debe prescindir de la vegetación para aprovechar el uso del recurso hídrico. Se debe regular el uso de las aguas subterráneas, porque su uso excesivo puede conducir al agotamiento de los recursos, sin mencionar otros efectos negativos, como el secado de los pozos, el hundimiento de la tierra y la intrusión de agua salada. Además, las cantidades limitadas de escorrentía, particularmente en regiones del lado seco del espectro climático, deben compartirse con la flora y fauna nativas. Por lo tanto, la conservación del agua parece ser el único camino para una gestión sostenible.

6. ECOLOGÍA

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La ecología es la ciencia que se ocupa de las interacciones entre los organismos y su entorno. La unidad básica de la ecología es el ecosistema. Un ecosistema consta de componentes vivos (bióticos) y no vivos (abióticos). Los componentes vivos son las plantas, los animales y los microbios. Los componentes no vivos incluyen el aire, el agua, el suelo y las rocas circundantes. Los ecosistemas se definen en términos del estudio de las interacciones entre organismos y entre los organismos y su entorno.

La fuerza detrás de los ecosistemas es la energía del sol. La energía solar ingresa a los ecosistemas a través del proceso de fotosíntesis, mediante el cual las plantas verdes toman dióxido de carbono del aire y agua del entorno circundante (la zona de las raíces) para fabricar materia orgánica en presencia de la luz. La reacción libera oxígeno como subproducto, el cual ingresa a la atmósfera. A través de la respiración, que es exactamente lo contrario de la fotosíntesis, los animales obtienen la energía necesaria para su sustento quemando materia orgánica (alimentos), utilizando oxígeno del aire (para la combustión) y liberando dióxido de carbono como subproducto. La atmósfera actúa como depósito que proporciona tanto de dióxido de carbono para las plantas, como oxígeno para los animales. En el proceso, prospera vida de todo tipo, todo ello posible gracias a la energía solar.

La ecología estudia la flora y la fauna, y el agua, los suelos, los nutrientes y todo lo que los rodea. Dependiendo de la geología y geomorfología locales, las plantas y los animales se organizan en comunidades distintas, donde pueden coexistir diferentes especies. Una comunidad vegetal es una colección o asociación de varias especies de plantas dentro de una unidad geográfica o hábitat designado, que forma un parche relativamente uniforme, distinto de otros parches; véanse, por ejemplo, los dos hábitats, uno semiárido y otro subhúmedo, ambos comprendidos dentro de la cuenca del río La Leche, Lambayeque, Perú (Fig. 27).

Fig. 27  27 (a) Hábitat montañoso en una región semiárida (izquierda); (b) hábitat de fiordos en una región subhúmeda (derecha).

Los componentes de cada comunidad vegetal están influenciados por factores abióticos como la topografía, el clima, el suministro de humedad, el tipo de suelo y las perturbaciones. Una comunidad vegetal puede describirse florística o fisonómicamente. La descripción florística se refiere a las diversas especies vegetativas presentes en la comunidad. La descripción fisionómica se centra en la estructura física de la comunidad, su altura, densidad de copa y tamaño del ejemplar (diámetro del tronco a la altura del pecho).

Si bien la ecología se considera ampliamente como un subcampo de la biología, en realidad va más allá de los límites establecidos de la biología. La ecología abarca todas las relaciones entre las tres ciencias naturales fundamentales: física, química y biología. El conocimiento ecológico está respaldado por las ciencias de la Tierra, incluidas geología, paleontología, geomorfología, climatología, hidrología, hidrogeología, limnología y oceanografía.

El objetivo de la ecología es describir las relaciones entre los seres vivos y su entorno. Su tarea fundamental es aclarar las leyes de la Naturaleza, una gran labor dada la extrema complejidad de los procesos.

Tipos de ecosistemas

En general, los ecosistemas se clasifican según su dominio en: (1) acuáticos, (3) de transición, y (3) terrestres. Los ecosistemas acuáticos pueden ser: (a) agua salada, o (b) agua dulce. Los ecosistemas de transición pueden ser: (a) longitudinales, o (b) transversales. Los ecosistemas terrestres pueden ser: (a) naturales, o (b) artificiales.

Los ecosistemas dados a menudo se denominan biomas. Un bioma es una porción de la superficie de la Tierra que está definida climática y geográficamente para contener comunidades específicas de flora, fauna y organismos asociados. Los diferentes tipos de biomas son difíciles de clasificar con precisión. En la Tabla 2 se muestra una clasificación preliminar.

Cuadro 2  Tipos de ecosistemas. Dominio Tipo Bioma Acuático Agua salada Océano profundo (marino) Océano poco profundo (costero) Estuarios Lagos interiores (endorreicos) Agua dulce Arroyos y ríos Pantanos y humedales Lagos y embalses Transicional Longitudinal (ribereño) Arroyos y ríos Lagos y embalses Transversal (várzea, igapó) Pulso de inundaciones estacionales Ocasional Terrestre Natural Bosque Pradera Desierto Tundra Artificial (antropogénico) Agricultura de regadío Agricultura de secano (estacional) Urbano

Fig. 28   Paisaje de tundra en el valle del río Santa Cruz, Argentina, a 50°S de latitud.

Sucesión ecológica

La sucesión ecológica es el proceso de cambio en la estructura de especies de una comunidad ecológica a lo largo del tiempo. La comunidad comienza con relativamente pocas plantas y animales pioneros y se desarrolla a través de una complejidad creciente hasta que se vuelve estable o se autoperpetúa como una comunidad clímax. El motor de la sucesión, la causa del cambio de los ecosistemas, es el impacto de las especies establecidas sobre sus propios entornos.

La sucesión es un proceso por el cual una comunidad ecológica sufre cambios más o menos ordenados y predecibles después de una perturbación o colonización inicial de un nuevo hábitat. La sucesión puede iniciarse ya sea mediante la formación de un hábitat nuevo y desocupado, como por ejemplo a partir de un flujo de lava o un deslizamiento grande de tierra, o por alguna forma de perturbación, como un incendio, una inundación, un viento severo o la tala en una comunidad existente (Fig. 29). La sucesión que comienza en nuevos hábitats, sin la influencia de comunidades preexistentes, se denomina sucesión primaria, mientras que la sucesión que sigue a la alteración de una comunidad preexistente se denomina sucesión secundaria.

Fig. 29  Sucesión primaria después de un deslizamiento de tierra, cuenca del Moyán, Lambayeque, Perú.

El cambio de sucesión puede verse influenciado por los siguientes factores: (a) las condiciones del sitio; (b) el carácter de los acontecimientos que inician la sucesión (perturbaciones); (c) las interacciones de las especies presentes; y (d) factores estocásticos como la disponibilidad de colonos, semillas o condiciones climáticas en el momento de la perturbación. Algunos de estos factores contribuyen a la predicción de la dinámica de sucesión; otros añaden elementos más probabilísticos. Dos factores de perturbación importantes son las actividades humanas y el cambio climático.

La sucesión ecológica tiene una etapa final estable denominada clímax, determinada principalmente por el clima local. Actualmente, este concepto ha sido reemplazado en favor de ideas de desequilibrio de la dinámica de los ecosistemas. La mayoría de los ecosistemas naturales experimentan perturbaciones a un ritmo que puede hacer inalcanzable una comunidad clímax. El cambio climático a menudo ocurre a un ritmo y frecuencia suficiente para evitar la llegada a un estado de clímax. Las adiciones a los depósitos de especies disponibles a través de la expansión e introducción de nuevas especies también pueden remodelar las comunidades.

7. ECOHIDROLOGÍA

[Hidroclimatología]   [Bioclimatología]   [Ecohidroclimatología]   [Estudios de caso]   [Resumen]   [Referencias]   •   [Arriba]   [Introducción]   [Geología]   [Geomorfología]   [Climatología]   [Hydrology]   [Ecología]

La ecohidrología es el estudio de los ecosistemas en relación con el ciclo hidrológico. Las plantas no pueden existir sin agua (el ámbito de la ecología), y el agua no puede existir sin las plantas (el ámbito de la hidrobiología). Por lo tanto, surge la pregunta: ¿Cuánta agua necesitan las plantas? O, a la inversa, dada una región con cierta cantidad de agua, ¿qué tipos de plantas tienen más probabilidades de colonizar la región? Téngase en cuenta que la ecohidrología puede confundirse con la hidroecología, aunque existe una pequeña diferencia en énfasis.

La ecohidrología hace uso de conceptos de ecología, hidrología, geomorfología y climatología para desarrollar las relaciones entre el agua y los componentes del medio ambiente. La ecología determina los posibles tipos de biomas. La hidrología determina la cantidad de agua disponible, en sus diversas formas, incluyendo generalmente aguas superficiales, aguas subterráneas no saturadas (zona vadosa) y aguas subterráneas saturadas (aguas subterráneas propiamente dichas) (Fig. 30). La geomorfología utiliza la fuerza de la gravedad para relacionar los biomas existentes con el agua disponible, bajo escalas espaciales y temporales determinadas. La climatología busca explicar las relaciones espaciales a escalas local y regional.

Redibujado del Servicio Geológico de EE.UU. Fig. 30  Ubicación relativa de las zonas vadosa y de saturación.

Agua y vegetación:  ¿Cuál es primero?

Los diferentes tipos de biomas de la superficie terrestre están estrechamente relacionados con la cantidad de agua y humedad ambiental predominante. La relación es directamente proporcional: a más agua, mayor cantidad y diversidad de vegetación. Un ejemplo de ello: la precipitación media en el desierto del Sahara es inferior a 100 mm/año, mientras que en la selva amazónica es de unos 3.000 mm/año.

El suministro de humedad almacenada en la atmósfera terrestre es función de la latitud y el clima, y varía típicamente de 2 a 15 mm en regiones polares y áridas, a 45 a 50 mm en regiones húmedas (World Water Balance, 1978). Por lo tanto, la humedad es de 3 a 25 veces mayor en las regiones húmedas que en las áridas; ¡Sin embargo, las precipitaciones pueden ser más de 200 veces mayores! Por lo tanto, la disponibilidad de humedad por sí sola no explica la cantidad de precipitación.

La condensación es muy importante para la formación de precipitación. La forma más rápida para que la humedad se condense es a través del enfriamiento, y la Naturaleza proporciona varias formas para que las masas de aire cargadas de humedad se enfríen. El enfriamiento de masas de aire se produce mediante la elevación. Generalmente se reconocen tres mecanismos para el enfriamiento de masas de aire: (1) levantamiento como resultado de convergencia horizontal, (2) levantamiento frontal, y (3) levantamiento orográfico. Estos tres procesos tienen un claro sentido físico. Sin embargo, existe un cuarto proceso poco conocido, que está relacionado con el hecho de que la superficie de la Tierra emite radiación de onda larga, o calor. En muchos casos, este calor es lo suficientemente fuerte como para producir el levantamiento de las masas de aire que se encuentran sobre él y, en consecuencia, llevar a grandes cantidades de precipitación. Por lo tanto, la precipitación puede producirse de las cuatro formas siguientes: (1) por convergencia, particularmente en la proximidad de una fuente de humedad, (2) mediante elevación frontal, (3) forzando al aire a ascender por el lado de barlovento en las montañas (levantamiento orográfico), o (4) por levantamiento térmico, es decir, el aire se calienta desde abajo por la radiación de onda larga de la Tierra (Fig. 31).

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(a)    (b)    (c)    (d) Fig. 31  Procesos de enfriamiento de masas de aire para formar precipitación.

Es significativo que los seres humanos no puedan alterar el curso de los tres primeros procesos. La latitud determina la cantidad de elevación y precipitación, pero no se puede cambiar arbitrariamente. La proximidad a los océanos determina la disponibilidad de humedad, pero las ubicaciones geográficas son fijas. La presencia de montañas cercanas determina el levantamiento, pero las montañas no se pueden mover. Sin embargo, los seres humanos pueden modificar el estado y la textura de la superficie de la Tierra. Pueden cambiarlo a voluntad; de hecho, ¡han estado haciendo precisamente esto durante los últimos 10.000 años! Los cambios de bosque a pastizales, de pastizales a agricultura, y de agricultura a zona urbana, modifican el carácter de la superficie de la Tierra, alterando el equilibrio de la radiación de onda larga.

En el levantamiento térmico, el parámetro importante es el albedo, que se refiere a la propiedad de blancura, la cual varía en el rango 0-1. Un valor de 0 representa un cuerpo negro, el cual absorbe toda la luz y eventualmente libera la energía almacenada emitiendo calor; de lo contrario, la superficie se calentará y se quemará. El hecho de que esto no haya sucedido a lo largo del tiempo geológico implica que casi toda la energía almacenada está regresando a la atmósfera. Normalmente la Tierra absorbe energía luminosa durante el día y emite calor durante la noche. Decimos "casi todo" porque un pequeño porcentaje, aparentemente entre 0,1% y 0,3%, se almacena en la vegetación natural mediante el proceso de fotosíntesis (Hutchinson, 1970). Es realmente admirable que un porcentaje tan pequeño sea suficiente para sustentar todos los ecosistemas terrestres.

Un valor de albedo igual a 1 representa un espejo, es decir, una superficie totalmente reflectante. Las superficies blancas, como la nieve recién caída, tienen albedos en el rango de 0,65 a 0,85. El albedo promedio de la Tierra es 0,15 en la superficie y 0,34 en los niveles exteriores de la atmósfera (Fig. 32) (Ponce et al., 1997). Este último valor se debe a la nubosidad; las nubes pueden ser de un color mucho más claro que la superficie. Ahora bien, ésta es la dicotomía: el albedo de una selva tropical está en el rango de 0,07 a 0,15, mientras que el de los desiertos superáridos es de 0,3-0,6, unas cuatro veces más. Por lo tanto, las selvas tropicales absorberán más luz y liberarán más calor, unas cuatro veces más en promedio, que los desiertos. Los bosques tropicales tienen una manera intrinseca de producir lluvia calentando el aire que se encuentra encima. Los desiertos, por el contrario, al carecer de suficiente calor desde abajo, no pueden producir elevación de masas, sino que producen el efecto contrario, el hundimiento, lo que impide la lluvia. Por eso los desiertos suelen ser fríos durante la noche.

Redrawn from Wikimedia Commons Fig. 32  Valores de albedo para varias superficies.

Dado que el albedo superficial determina en gran medida la cantidad de lluvia, y la vegetación tiene un albedo relativamente bajo, se deduce que la vegetación produce su propia lluvia. Ahora bien, sabemos por experiencia que una planta en maceta necesita ser regada de vez en cuando para que crezca y florezca. Sin embargo, la planta en maceta no fue puesta allí por la Naturaleza. Donde ha colocado vegetación, la Naturaleza lo ha hecho de forma cibernética y autosustentable. Un ecosistema que siguiera una curva J habría dejado de existir hace mucho tiempo, como lo haría la planta en una maceta si no se riega. En cambio, los ecosistemas naturales siguen un proceso de biorretroalimentación, donde las causas y efectos se reemplazan entre sí regularmente, confundiendo al científico físico acostumbrado a la mentalidad cartesiana de que x siempre es x, y y siempre es y.

Cuanto más verde oscuro es el ecosistema, más agua produce; no porque el agua esté ahí, sino porque el verde está ahí (Fig. 33). Por supuesto, más agua significa más verde, y más verde significa más agua, lo que confirma el comportamiento no cartesiano. Esto explica por qué una selva tropical puede tener 50 mm de humedad atmosférica y aún así producir más de 5.000 mm de lluvia anual. [Cherrapunji, en Meghalaya, al este de la India, aparentemente el lugar más húmedo de la Tierra, tiene un promedio cercano a 12.000 mm de precipitación anual]. En el otro extremo del espectro climático, las regiones superáridas, con unos 15 mm de humedad precipitable, apenas producen lluvia. [En el desierto de Atacama, en el norte de Chile, el lugar más seco de la Tierra, la precipitación anual es de unos 25 mm, y en algunas zonas, la lluvia nunca ha sido observada o registrada]. Por lo tanto, la proporción entre precipitación anual y humedad disponible en una región superhúmeda puede ser mucho mayor que 100, mientras que una proporción comparable para una región superárida puede ser cercana a 1.

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Wikimedia Commons Fig. 33  La selva amazónica.

De todos los factores que contribuyen a la formación de precipitación, ninguno está más sujeto a alteraciones antropogénicas que el albedo. En términos generales, una disminución de la superficie forestal provocará menos lluvia. Por el contrario, un aumento de la superficie forestal provocará más lluvia. Durante los últimos 10.000 años de asentamiento y desarrollo humanos, la tendencia neta ha sido a la disminución.

El papel del agua subterránea

Desde el punto de vista de la hidrología, el agua y la humedad existen: (a) en la superficie terrestre, (b) en la zona vadosa, (c) como agua subterránea, y (d) excepcionalmente, como precipitación horizontal. Normalmente, las plantas aprovechan la humedad del suelo, es decir, de la zona vadosa. Dependiendo del tipo de planta, la topografía de la superficie y la proximidad del nivel freático a la superficie del suelo, las plantas también pueden aprovechar el agua subterránea.

Al enfocar las plantas que aprovechan el agua subterránea, Meinzer (1927) originó la ciencia de la ecohidrología. En la introducción a su seminal obra, Meinzer afirmó:

"... [Existen] las plantas que habitualmente crecen donde pueden enviar sus raíces al nivel freático o a la franja capilar inmediatamente por encima del nivel freático y así pueden obtener un suministro perenne y seguro de agua. Estas plantas se han llamado freatofitos. El término se deriva de dos raíces griegas, y significa "planta de pozo". Dicha planta es literalmente un pozo natural con capacidad de bombeo, que levanta agua de la zona de saturación".

Meinzer planteó varias preguntas que continúan siendo importantes hasta la fecha. Las enunciamos aquí, muy cerca de su forma original, con la esperanza de revitalizar la investigación, tan necesaria en el campo de la ecohidrología.

• ¿Cuáles son las especies de freatófitos?

• ¿En qué medida estas especies crecen en zonas donde no pueden llegar a la zona de saturación?

• ¿En qué medida otras especies utilizarán agua de la zona de saturación y en qué medida se verán perjudicadas si el nivel freático sube hasta sus raíces?

• ¿Los freatófitos desarrollan sus sistemas radiculares en la franja capilar o envían sus raíces a la zona de saturación?

• ¿Los freatófitos logran evitar la salinidad del suelo enviando sus raíces cerca o dentro de la zona de saturación, donde la concentración de salinidad suele ser menor?

• ¿Cómo se adaptan los freatófitos a las fluctuaciones del nivel freático?

• ¿Cómo se ven afectados los freatófitos por el espesor de la franja capilar?

• Para una especie dada de freatófito, ¿cuál es la profundidad mínima y máxima del nivel freático a la que está adaptada?

• En especies que habitualmente envían sus raíces a grandes profundidades, ¿qué adaptaciones han desarrollado las plantas jóvenes para soportar la sequía hasta que puedan llevar sus raíces hasta la franja capilar?

• ¿Cuál es la mayor profundidad desde la cual las plantas extraen el agua subterránea?

Está claro que las plantas dependen de la humedad en la zona vadosa. También está claro que algunas especies, particularmente los freatófitos, dependen de la humedad en la franja capilar y la zona de saturación. En realidad, todas las plantas son capaces de aprovechar al menos la franja capilar, si no la zona de saturación, cuando estas últimas están cerca de la superficie del suelo. Qué tan cerca (qué tan pequeña sea la distancia) dependerá del tipo de especie, y de si sus raíces, en profundidad, densidad y extensión aérea, son capaces de aprovechar la humedad subyacente. Generalmente, el nivel freático sigue la superficie del suelo de una manera tenue (Fig. 34). Por lo tanto, la respuesta a las preguntas de la ecohidrología debe encontrarse en la ciencia relacionada de la geomorfología.

U.S. Geological Survey Fig. 34  Interacción entre aguas superficiales y subterráneas en las llanuras costeras de Georgia.

El papel de la geomorfología

La geomorfología es el vínculo entre ecología e hidrología. El agua subterránea siempre está ahí, pero la profundidad real del nivel freático está determinada por el clima. En las regiones áridas, el nivel freático puede ser muy profundo, mientras que en las regiones húmedas puede ser poco profundo. Esta es la razón por la que los arroyos en regiones áridas son típicamente efímeros, sin flujo base, mientras que los arroyos en regiones húmedas son perennes y presentan cantidades importantes de flujo base.

Meinzer (1927) ha descrito acertadamente el papel de la geomorfología, centrándose específicamente en las tierras áridas del oeste de los Estados Unidos. Él afirma:

"... Las áreas más grandes de plantas que se alimentan de agua subterránea se encuentran en las tierras bajas del valle, pero las plantas distintivas de este grupo también crecen en zonas más altas donde son indicadores confiables de agua subterránea. Las plantas nativas que se encuentran en estas zonas de agua subterránea poco profundas no son las mismas especies que crecen en otras partes del desierto, pero consisten en unas pocas especies distintivas que dominan las zonas de aguas poco profundas y están ausentes o tienen un crecimiento muy escaso en otras partes del desierto donde el nivel freático no está cerca de la superficie".

La Figura 35 muestra el gradiente de vegetación a lo largo de una sección transversal del valle del río Mohave en Camp Cady, California (DG Thompson, citado en Meinzer, 1927). Se ve que diferentes especies ocupan diferentes niveles en el perfil. Las dimensiones de los escalones dependen de la proximidad al agua subterránea, que está condicionada por la topografía local, es decir, por la geomorfología.

[Haga clic en la imagen para mostrar]

Redrawn from USGS Water Supply Paper 577 Fig. 35  Gradiente de vegetación a lo largo de una sección transversal del valle del río Mohave en Camp Cady, California.

Los gradientes de vegetación del tipo mostrado en la Fig. 35 no se limitan a los paisajes áridos considerados por Meinzer (op. cit.). La Figura 36 muestra la secuencia de bosque cerrado-campo-galería que se repite en los bosques de sabana subhúmedos y altamente diseccionados de Mato Grosso, en el centro oeste de Brasil. El cerrado (bosque denso de matorrales) ocupa las zonas más altas, fuera del alcance del agua subterránea. El campo (pastizal) ocupa el terreno intermedio, sujeto a inundaciones ocasionales. El bosque de galería ocupa las tierras bajas, donde existe una interacción activa con el agua subterránea (Ponce y Cunha, 1993).

Fig. 36  Gradiente de vegetación en los bosques de sabana de Mato Grosso, Brasil.

Categorías de plantas

La Tabla 3 muestra varias categorías de plantas. Los nombres de las plantas se ven afectados con el sufijo -fitos, como en los halófitos. En la Tabla 4 se muestra una descripción de los distintos tipos de plantas que se han identificado. La Figura 37 muestra varias de las plantas descritas en el Cuadro 4.

Tabla 3 (a)  Categorías de plantas. Perspectiva Tipo Descripción Fisonomía Leñoso Árboles Arbustos Herbáceo Hierbas Otros Vides Almohadón Rosetón Palmas Dominio Terrestre Higrófitos Mesófitos Xerófitos Freatófitos Halófitos Glicófitos Metalófitos Acuático Hidrófitos Helófitos Macrófitos Aéreo Epífitas Estratos de roca Litofitas

Tabla 3 (b)  Categorías de plantas. Perspectiva Tipo Longevidad Anual Bienal Perenne Permanencia de la hoja Caduco Semideciduo Hojas perennes Distribución geográfica Endémico Cosmopolita Desunido Sucesión ecológica Ruderal Clímax Uso histórico Salvaje Domesticado Uso etnobotánico Comestible Medicinal Ornamental Producción de madera Problematico Venenoso

Tabla 4  Tipos de plantas. Nombre Descripción Ubicación Higrófitos Plantas que requieren grandes cantidades de agua. Regiones húmedas Mesófitos Plantas adaptadas a condiciones de humedad media, ni demasiado secas ni demasiado húmedas. Regiones subhúmedas Xerófitos Plantas adaptadas para sobrevivir en un ambiente árido/semiárido. Regiones áridas Freatófitos Plantas que obtienen una parte importante de su agua de la zona freática. Zonas ribereñas Halófitos Plantas que crecen en un ambiente de alta salinidad. Drenajes endorreicos, manglares Glicófitos Plantas que se dañan fácilmente por la alta salinidad del suelo o del agua (intolerantes a la sal). Drenajes exorreicos Metalófitos Plantas que pueden tolerar altos niveles de metales pesados. Relave de minas Hidrófitos Plantas que viven dentro o sobre un ambiente acuático. Pantanos y humedales Helófitos Plantas que tienen sus cogollos invernantes bajo el agua. Marismas, pantanos Macrófitos Las plantas que crecen en el agua o cerca de ella, y son emergentes sumergidas o flotantes. Lagos y embalses, grandes ríos tropicales Epífitas Plantas que crecen de forma no parásita sobre otra planta y obtienen su agua y nutrientes del aire, la lluvia y los escombros circundantes. Regiones tropicales y templadas Litofitas Plantas que crecen dentro o sobre las rocas. Corteza de roca

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(a)      (b)   (c)      (d)   (e)      (f)   (g)      (h)   (i)      (j)   (k)      (l) [Click on images to display] Fig. 37 (a)  Un espécimen de Ceiba pentandra en la selva tropical del Beni, Bolivia. (b)  Un campo de palmas (Copernicia alba) en el Bajo Chaco, Paraguay. (c)  Un ejemplar de Ceiba speciosa ravena en el Alto Chaco, Paraguay. (d)  Freatófitos (bosque ribereño) en Boulevard, condado de San Diego, California. (e)  Xerófitos en el interior de Rio Grande do Norte, Brasil. (f)   Halófitos (mangles) en Puerto Pizarro, Tumbes, Perú. (g)  Un mesófito (saúco o sauco azul, Sambucus nigra), Tierra del Sol, condado de San Diego, California (h)  Epífitas (Bromelia sp.), Kañaris, Lambayeque, Perú. (u)  Hidrófitos (nenúfares gigantes, Victoria amazonica) en la selva amazónica, Manaos, Brasil. (j)   Macrófitos flotantes (camalotes) en el río Alto Paraguay, Mato Grosso, Brasil. (k)  Epífitas cerca de Laquipampa, valle del río La Leche, Lambayeque, Perú. (l)   Litófitos, Boulevard, condado de San Diego, California.

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8. HIDROCLIMATOLOGÍA

[Bioclimatología]   [Ecohidroclimatología]   [Estudios de caso]   [Resumen]   [Referencias]   •   [Arriba]   [Introducción]   [Geología]   [Geomorfología]   [Climatología]   [Hydrology]   [Ecología]   [Ecohidrología]

La hidroclimatología es el estudio de las interacciones entre el ciclo hidrológico y el clima. El clima determina la precipitación, evaporación y escorrentía. La hidroclimatología busca describir las relaciones entre el clima y los diversos componentes del ciclo hidrológico.

El ciclo hidrológico, o ciclo del agua, describe el movimiento continuo del agua sobre, encima y debajo de la superficie de la Tierra (Fig. 38). La cantidad total de agua en la Tierra permanece bastante constante a lo largo del tiempo; sin embargo, la distribución del agua disponible en los principales reservorios (hielo, agua dulce, agua salina y agua atmosférica) depende de una amplia gama de variables climáticas. El agua se mueve de un depósito a otro, como del río al océano o del océano a la atmósfera. El objetivo es estudiar los flujos y volúmenes.

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U.S. Geological Survey Fig. 38  El ciclo del agua.

El enfoque convencional del ciclo hidrológico es deductivo o cartesiano. La ecuación fundamental, atribuida a Horton (1933), es:

Q  =  P  -  L

(2)

en la cual Q = escorrentía, P = precipitación, y L = infiltración y otras pérdidas.

La Ecuación 2 es estrictamente aplicable a la hidrología de eventos. Para la hidrología de rendimiento, una ecuación similar a la Ec. 2 es la siguiente:

Q  =  P  -  E

(3)

en la cual E = evaporación y evapotranspiración. Las Ecuaciones 1 y 2 son simples, pero limitadas porque no tienen en cuenta las interacciones entre las variables. Por ejemplo, la Ec. 3 predice que cuanto mayor es la evapotranspiración, menor es la escorrentía. Sin embargo, hay algunas situaciones en la Naturaleza en la que lo contrario puede ser cierto: cuanto mayor es la evapotranspiración, mayor es la escorrentía, particularmente en vista del cambio climático.

Una prueba más de que la Ec. 2 no toma en cuenta todos los procesos importantes es la ecuación del número de la curva de escorrentía, la cual está bien establecida en la hidrología urbana (Ponce y Hawkins, 1996). Esta ecuación, desarrollada por Víctor Mockus (Ponce, 1996), se basa en el supuesto de proporcionalidad entre retención y escorrentía, de modo que la relación entre retención real y retención potencial es igual a la relación entre escorrentía real y escorrentía potencial:

P - Q          Q _______  =  ____     S             P

(4)

en la cual S = retención potencial. Esta ecuación predice que cuanto mayor es la retención, mayor es el escurrimiento, una conclusión que está en conflicto con la Ec. 2.

Una deficiencia significativa de la Ec. 3 es que puede dar lugar a una doble contabilización en el balance hídrico. Si las extracciones hidrológicas se interpretan como infiltración, como suele ser el caso, esta última podría seguir uno de dos caminos, ya sea: (1) regresar a la atmósfera como evaporación y evapotranspiración (de vegetación, humedad del suelo, y humedales), o ( 2) filtrarse hacia abajo para unirse al agua subterránea y eventualmente aparecer como escorrentía (flujo base) en algún lugar río abajo. El doble cómputo se debe a que el mismo volumen de agua se está contabilizando como captaciones hidrológicas y como escorrentía.

El análisis convencional del balance hídrico se mejora con el enfoque cibernético (retroalimentación) originado por Budyko y Drozdov (1953), y complementado con el trabajo de L'vovich (1979). Budyko y Drozdov (1953) utilizaron un modelo hidroclimatológico de un sistema acoplado superficie terrestre-atmósfera para estudiar los componentes del ciclo hidrológico. L'vovich (1979) introdujo el concepto de humectación de cuencas, eliminando así la doble contabilización en el balance hídrico.

El modelo hidroclimatológico de Budyko.

El balance hídrico anual de una cuenca exorreica se puede expresar de la siguiente manera:

ΔS  =  P  -  E  -  Q

(5)

en la cual ΔS = cambio en el almacenamiento de la cuenca, P = precipitación, E = evaporación, y Q = escorrentía total, compuesta por escorrentía superficial y escorrentía subterránea. El almacenamiento de cuenca consta de almacenamiento de agua superficial, subsuperficial y subterránea.

En un año promedio, ΔS = 0, y la Ec. 5 se reduce a lo siguiente:

P  =  E  +  Q

(6)

en la cual los valores en la Ec. 6 representan valores medios anuales.

La Ecuación 6 supone que la percolación profunda, es decir, la escorrentía subterránea que llega directamente al océano, sin pasar por la escorrentía superficial, es insignificante. A nivel global, L'vovich (1979) ha calculado que la percolación profunda representa aproximadamente el 5% de la escorrentía, mientras que esta última representa aproximadamente el 30%-40% de la precipitación. Así, en general, sólo una pequeña fracción de la precipitación (menos del 2%) se infiltra lo suficientemente profundo en el suelo como para evitar por completo las aguas superficiales.

Budyko asumió un volumen de control que comprende el sistema superficie terrestre-atmósfera mostrado en la Fig. 39. En esta figura, A es el vapor de agua que ingresa a la atmósfera horizontalmente, a través de la advección, y E es el vapor de agua que ingresa a la atmósfera verticalmente, a través de la evaporación desde la Tierra (la evaporación combinada de la superficie terrestre, los cuerpos de agua y la vegetación)

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Fig. 39   Modelo hidroclimatológico de Budyko de un sistema acoplado superficie terrestre-atmósfera.

La precipitación P se puede separar en dos componentes:

P  =  Pa  +  Pe

(7)

en la cual P_a = fracción de P derivada externamente, de A; y P_e = fracción de P derivada internamente, de E.

De la conservación de masa:

A  =  C  +  Q

(8)

en la cual C = vapor de agua total que sale del volumen de control por el lado de sotavento. Además:

C  =  C'  +  C"

(9)

en la cual C' = vapor de agua en tránsito, definido de la siguiente manera:

C'  =  A  -  Pa

(10)

sujeta a C' ≥ 0.

La cantidad C" = descarga de vapor de agua, es decir, la fracción de agua evaporada que no se recicla y, que en cambio, sale del volumen de control por el lado de sotavento. Esta cantidad está definida de la siguiente manera:

C"  =  E  -  Pe

(11)

sujeta a C" ≥ 0.

Budyko asumió que P y E se promedian espacialmente sobre el volumen de control. El vapor de agua advectivo en el lado de barlovento es WU, en la cual W es el contenido de humedad (m) de la columna atmosférica y U es la velocidad media (m/s) del vapor de agua advectivo de entrada. Para simplificar, suponga una disminución lineal del vapor de agua advectivo a medida que el aire húmedo se mueve a través de la región. El flujo correspondiente en el lado de sotavento es: WU - P_aL, en el cual L = medida de longitud del volumen de control, tomada como la raíz cuadrada del área de su proyección vertical. Por lo tanto, el flujo de vapor de agua externo, promediado espacialmente sobre el volumen de control, es: WU - 0.5 P_aL.

El flujo interno de vapor de agua en el lado de barlovento del volumen de control es cero; el flujo correspondiente en el lado de sotavento, suponiendo un aumento lineal a medida que el aire húmedo se mueve a través de la región, es: (E - P_e) L. Por lo tanto, el flujo interno de vapor de agua, promediado espacialmente sobre el volumen de control, es: 0.5 (E - P_e) L.

Se supone que la atmósfera está completamente mezclada; por lo tanto, la proporción de precipitación derivada externamente e internamente es igual a la proporción de flujos de vapor de agua externos e internos promediados espacialmente.

Pa            WU - 0.5 PaL ______  =  _________________   Pe             0.5 (E - Pe) L

(12)

lo cual mediante una manipulación algebraica se reduce a lo siguiente:

Pe  =  Ω Pa

(13)

en la cual Ω es un parámetro climático adimensional definido como sigue (Entekhabi et al., 1992):

EL Ω  =  _______           2WU

(14)

De las Ecuaciones 7 y 13:

P Pa  =  _______            1 + Ω

(15)

y

ΩP Pe  =  _______            1 + Ω

(16)

Cuando P_a es pequeño en comparación con P, Ω es grande y se está produciendo un reciclaje efectivo de la precipitación. Por el contrario, cuando P_a es grande en comparación con P, Ω es pequeño y se está produciendo poco reciclaje. Por lo tanto, Ω está directamente relacionada con la capacidad de reciclaje de precipitación del sistema acoplado superficie terrestre-atmósfera.

Se han documentado valores de Ω que van desde 0.02 (Antártida: región continental interior), a 0.05 (Australia: drenajes del Océano Pacífico), a 0,34 (América del Norte: drenajes del Océano Atlántico) y a 0,68 (América del Sur: todo el continente) en World Water Balance (1978). Valores bajos de Ω (0.02-0.10) indican un clima hiperárido-árido, valores promedio (0.15-0.30) un clima semiárido-subhúmedo, y valores altos (0.40-0.60) un clima húmedo-hiperhúmedo.

La evaporación tiene su origen en tres fuentes diferentes (Fig. 38):

E  =  Eg  +  Ev  +  Ew

(17)

en la cual E_g = evaporación del suelo desnudo; E_v = evaporación de superficies con vegetación (evapotranspiración), y E_w = evaporación de cuerpos de agua. El destino de la evaporación es reciclarse como P_e o salir del volumen de control como descarga de vapor de agua C" (Fig. 38).

Las Ecuaciones 15 y 16 se derivaron suponiendo un cambio lineal en los flujos de vapor de agua a medida que el aire húmedo se transporta a través del volumen de control. Esto limita la aplicabilidad de estas ecuaciones a regiones con L ≤ 1500 km. Para regiones más grandes, la relajación del supuesto de linealidad conduce a fórmulas algo más elaboradas (World Water Balance, 1978).

Relación con albedo

Los albedos más bajos asociados con aguas abiertas, vegetación y superficies terrestres húmedas hacen posible una mayor absorción de radiación solar y de onda larga, lo que resulta en una mayor evaporación y mayor humedad ambiental. Por tanto, el albedo está intrínsecamente relacionado con la humedad ambiental. A su vez, la humedad ambiental está directamente relacionada con Ω y con la capacidad de reciclaje de humedad del sistema acoplado superficie terrestre-atmósfera.

Una mayor humedad ambiental implica que la fuente de la mayor parte de la evaporación es (E_v  +  E_w), lo cual es típico de una región húmeda. Por el contrario, una menor humedad ambiental implica que la fuente de la mayor parte de la evaporación es E_g, que es típica de una región árida. Así, un albedo más bajo correspondería a una relación (E_v + E_w)/E más alta, mientras que un albedo más alto correspondería a una relación (E_g /E ) más alta (Balek, 1983).

Varios estudios han documentado la relación entre la humedad ambiental y la capacidad de reciclaje del sistema acoplado superficie tierra-atmósfera. Benton et al. (1950) estimaron que la porción de precipitación derivada de la evapotranspiración local para el valle del río Mississippi fue como máximo del 10%. Budyko y Drozdov (1953) estimaron el mismo porcentaje para la parte europea de la EX-URSS. En la cuenca húmeda del Amazonas, Salati et al. (1979) y Salati y Vose (1984) han medido una tasa de reciclaje del 48%, mientras que Lettau et al. (1979) han encontrado que el 88,4% de la cantidad total de lluvia a 75°W de longitud (en la cuenca del Amazonas) cae al menos una segunda vez.

En algunos casos, la influencia antropogénica sobre la capacidad de reciclaje de la humedad puede ser considerable. Por ejemplo, Stidd (1975) ha informado que la evapotranspiración procedente del desarrollo de riego en la cuenca del río Columbia se reciclaba al menos una vez en forma de lluvia. Además, Balek (1983) ha afirmado que un aumento de las precipitaciones anuales del 5 al 10% en las proximidades de la presa de Kariba, en África, se debía a una mayor evaporación después del establecimiento del embalse.

Coeficientes de balance hídrico

El modelo hidroclimatológico de Budyko permite la definición de tres coeficientes de balance hídrico: (1) coeficiente de reciclado K_c, (2) coeficiente de descarga K_d, y (3) coeficiente de escorrentía K_r, de la siguiente manera:

Pe Kc  =  _____             P

(18)

C" Kd  =  _____             P

(19)

Q Kr  =  _____             P

(20)

Dadas las Ecuaciones 6 y 11, se concluye que:

Kc  +  Kd  +  Kr  =  1

(21)

La Tabla 5 muestra la aplicación del modelo de Budyko para valores seleccionados de precipitación media anual (P mostrada en la Columna 4) a través del espectro climático. La Columna 1 muestra el albedo α estimado. El albedo está inversamente relacionado con el parámetro climático Ω (Col. 2). La precipitación terrestre global media anual (en la Col. 4) P_tgm = 800 mm. Las columnas 1 a 3 no tienen dimensiones; Col. 4-12 están en mm; Col. 13-15 no tienen dimensiones. Los valores en Cols. 1, 2, 9, y 15 (indicados con una A) se han asumido según la experiencia. Como era de esperar, la suma de los coeficientes del balance hídrico (Cols. 13-15) es igual a 1. Téngase en cuenta que la Tabla 5 es estrictamente aplicable sólo a drenajes exorreicos.

Tabla 5   Aplicación del modelo de Budyko a través del espectro climático. α Ω Pma/Ptgm Pma Pa Pe Q E A C' C" C Kc Kd Kr [1] [2] [3] [4] [5] [6] [7] [8] [9] [10] [11] [12] [13] [14] [15] A A   Ptgm × [3] Eq. 15 Eq. 16 [15] × [4] [4] - [7] A [9] - [5] [8] - [6] [10] + {11] [6] / [4] [11] / [4] A 0.40 0.03 0.125 100 97 3 2 98 400 303 95 498 0.03 0.95 0.02 0.35 0.08 0.25 200 185 15 10 190 500 315 175 490 0.08 0.87 0.05 0.30 0.15 0.50 400 348 52 60 340 700 352 288 640 0.13 0.72 0.15 0.20 0.20 1 800 667 133 240 560 1000 333 427 760 0.17 0.53 0.30 0.15 0.30 2 1600 1231 369 640 960 1600 369 591 960 0.23 0.37 0.40 0.10 0.36 4 3200 2353 847 1760 1440 3000 647 593 1240 0.26 0.19 0.55 0.07 0.42 8 6400 4507 1893 4480 1920 4600 93 27 120 0.29 0.01 0.70

La Figura 40 muestra la variación de los coeficientes del balance hídrico a lo largo del espectro climático. El coeficiente cíclico K_c está directamente relacionado con la precipitación media anual; por lo tanto, cuanto mayor sea la humedad ambiental, mayor será la capacidad de reciclaje del sistema acoplado superficie terrestre-atmósfera. El coeficiente de descarga K_d está inversamente relacionado con la precipitación media anual; es decir, las regiones áridas tienen una mayor capacidad de descarga de vapor de agua que las regiones húmedas. El coeficiente de escorrentía K_r está directamente relacionado con la precipitación media anual; es decir, cuanto mayor es la humedad ambiental, mayor es el coeficiente de escorrentía. Esta última conclusión ha sido validada por la experiencia (L'vovich, 1979).

Fig. 40  Variación de los coeficientes del balance hídrico a lo largo del espectro climático.

Téngase en cuenta que cambios importantes en los coeficientes del balance hídrico parecen ocurrir alrededor de la mitad del espectro climático, en el cual reside una gran fracción de la población humana. Por lo tanto, los cambios antropogénicos en el albedo pueden ser particularmente cruciales en regiones semiáridas y subhúmedas, de 400 a 1600 mm de precipitación media anual.

Humectación de la cuenca

A nivel global, la precipitación se divide en dos particiones: (1) vaporización (evaporación y evapotranspiración), y (2) escorrentía (caudal) (Fig. 21). El balance hídrico convencional separa la precipitación en: (1) pérdidas, y (2) escorrentía (Ecs. 2 o 3). Sin embargo, una parte de las pérdidas, de las cuales la infiltración es una fracción importante, eventualmente aparece como flujo base, lo que se suma al flujo de la corriente. De ahí el doble cómputo.

El problema se ha resuelto utilizando el concepto de humectación de cuenca, desarrollado por L'vovich (1979). L'vovich separó la precipitación anual en dos componentes (Fig. 41):

P  =  S  +  W

(22)

en la cual S = escorrentía superficial, es decir, la fracción de escorrentía que se origina en la superficie terrestre, y W = humectación de la cuenca, o simplemente humectación, la fracción de precipitación que no contribuye al escurrimiento superficial.

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Fig. 41   Balance hídrico de L'vovich.

La humectación se divide en dos componentes:

W  =  U  +  V

(23)

en la cual U = flujo base, es decir, la fracción de humectación que se exfiltra como el flujo en tiempo no lluvioso de arroyos y ríos, y V = vaporización, es decir, la fracción de humectación que regresa a la atmósfera como vapor de agua. [El modelo de L'vovich ignora la percolación profunda, la porción de humedad que pasa por alto las aguas superficiales, estimada en menos del 2% de la precipitación a nivel global].

La vaporización, que comprende toda la humedad que regresa a la atmósfera, tiene dos componentes:

V  =  E  +  T

(24)

en la cual E = evaporación no productiva, en adelante denominada "evaporación", y T = evaporación productiva, es decir, la resultante de la transpiración de las plantas, en adelante denominada "evapotranspiración".

La evaporación tiene dos componentes:

E  =  Eg  +  Ew

(25)

en la cual E_g = evaporación del suelo, suelo desnudo, y pequeños almacenamientos superficiales (charcos), y E_w = evaporación de cuerpos de agua como Lagos, embalses, arroyos, y ríos.

La evapotranspiración es la evaporación de superficies con vegetación como hojas y otras partes de las plantas, en función de su necesidad fisiológica de bombear humedad del suelo para mantener la turgencia y aprovechar los nutrientes.

La escorrentía (es decir, la escorrentía total) es la suma de la escorrentía superficial más el flujo base. Por lo tanto:

R  =  S  +  U

(26)

Combinando las Ecuaciones 22, 23, y 26:

P  =  R  +  V

(27)

Las Ecuaciones 22 a 27 constituyen un conjunto de ecuaciones de balance hídrico. Combinando las Ecs. 26 y 27 conduce a:

P  =  S  +  U  +  V

(28)

La Ecuación 28 separa la precipitación anual en sus tres componentes principales: (1) escorrentía superficial, (2) flujo base y (3) vaporización. Significativamente, la Ecuación 28 supone que el cambio en el almacenamiento de humedad del suelo de un año a otro es despreciable, una suposición que es útil como primera aproximación.

Dadas las Ecuaciones 22 a 27, se pueden definir dos coeficientes de balance hídrico: (1) coeficiente de escorrentía, y (2) coeficiente de flujo base. El coeficiente de escorrentía es:

R                R Kr  =  _____  =  __________             P           R  +  V

(29)

El coeficiente de flujo base es:

U                U Ku  =  _____  =  __________             W           U  +  V

(30)

La Figura 42 muestra los coeficientes de escorrentía y flujo base calculados por Ponce y Shetty (1995b), basados en datos reportados por L'vovich (1979). Se observa que en todos los casos los coeficientes de escorrentía y flujo base aumentan con la precipitación anual.

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(a)      (b)

Fig. 42 (a) Coeficientes de escorrentía, y (b) coeficientes de flujo base, para los siguientes datos: 1. África: bosques siempre verdes esclerófilos y matorrales. 2. África: bosques de coníferas de montaña. 3. América del Norte (Canadá); Bosques subárticos (taiga). 4. América del Sur: bosques húmedos siempre verdes en las montañas. 5. Asia (india): bosques semideciduos en las montañas (Western Ghats).

Conclusión

Está claro que la escorrentía superficial, el flujo base y la vaporización (Ecuación 28) varían a lo largo del espectro climático. El albedo es el parámetro fundamental de la hidroclimatología; los albedos más bajos conducen a selvas tropicales, mientras que los albedos más altos conducen a desiertos. Las modificaciones antropogénicas del albedo (conversiones de bosque en pastizales, pastizales en agricultura y agricultura en urbana) seguramente producirán cambios en el albedo, los cuales tendrán el efecto de disminuir las precipitaciones y la escorrentía superficial. Sin embargo, en algunos casos, el riego extensivo y la presencia de grandes embalses pueden reducir el albedo, lo que tendrá el efecto de aumentar las precipitaciones.

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9. BIOCLIMATOLOGÍA

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La bioclimatología es el estudio de las relaciones estacionales y de largo plazo entre la biósfera y la atmósfera terrestre. Desde el principio de los tiempos, estas dos esferas han interactuado entre sí en presencia de agua (la hidrósfera) y suelo y rocas (la litósfera). La atmósfera primordial estaba casi desprovista de oxígeno (Fig. 43). Después de casi 3 mil millones de años de fotosíntesis, el nivel de oxígeno de la atmósfera se acerca ahora al 21%, un nivel apropiado para sustentar la fauna que se desarrolló durante los últimos 600 millones de años (Cloud y Gibor, 1970). Las plantas no podrían desarrollarse sin agua y los nutrientes necesarios procedían del suelo y la roca. Por lo tanto, la interacción de las cuatro esferas hizo posible la ecosfera, la suma total de todos los ecosistemas de la Tierra.

Redrawn from Wikimedia Commons Fig. 43  Composición de la atmósfera terrestre a través del tiempo geológico.

El clima y la ecosfera interactúan entre sí de innumerables maneras. El sistema es autocontrolado, cibernético, con el objetivo específico de perpetuarse. El clima controla la distribución y características de todos los organismos vivos. Las corrientes atmosféricas globales y de mesoescala controlan la cantidad de precipitación. A su vez, esta último determina qué organismos están naturalmente adaptados para la sobrevivencia.

La bioclimatología busca estudiar qué tipo de organismos se desarrollan bajo qué clima. La tarea es compleja porque el clima varía con varios factores ambientales, entre los que se encuentran: (1) precipitación media anual, (2) evapotranspiración potencial, (3) latitud, y (4) altitud. A su vez, la evapotranspiración potencial es función de: (1) temperatura, (2) humedad relativa, y (3) velocidad del viento. La temperatura es función de: (1) latitud, (2) altitud, y (3) ubicación continental en relación con el océano más cercano.

Buscando simplificar lo que constituye un proceso muy complejo, Holdridge (1947) redujo los parámetros climáticos a: (1) precipitación media anual, (2) índice de evapotranspiración potencial (la relación entre la evapotranspiración potencial y la precipitación anual media), y ( 3) biotemperatura, esta última destinada a reflejar el efecto combinado de latitud y altitud (Fig. 44). La biotemperatura se basa en la duración de la temporada de crecimiento y la temperatura. Para un sitio específico, se determina sumando las temperaturas medias mensuales mayores a 0° C , y dividiendo entre 12.

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Wikimedia Commons Fig. 44   Zonas de vida de Holdridge.

Para un sitio específico, la precipitación es la precipitación media anual (mm). Téngase en cuenta que Holdridge utilizó una precipitación media anual de 1.000 mm como la mitad del espectro climático (el centro de las provincias de humedad), a diferencia de la Tabla 1, en la cual este valor se toma como 800 mm. En la Fig. 44, los valores de temperatura y precipitación determinan un punto que cae dentro de un hexágono que representa un bioma. Cuando el punto cae dentro de uno de los triángulos fronterizos de un hexágono, la vegetación de esa zona mostrará un carácter transicional, es decir, un ecótono.

Todos los cinturones altitudinales se encontrarán sólo en los trópicos. En otras regiones latitudinales, sólo se encontrarán los cinturones altitudinales por encima de las formaciones basales de la región. Los rangos de cinturones altitudinales son aproximadamente los siguientes: nival, indefinido; alpino, 500 m; subalpino, 500 m; montano, 1.000 m; y montano bajo, junto con el subtropical, si está presente, 2.000 m. Las regiones basales tropicales varían de 0 a 1000 m; la temperatura cálida sola o con la subtropical baja, 0-2.000 m; y la formación basal de las demás regiones, desde 0 m hasta el máximo para el cinturón correspondiente.

En la clasificación de Holdridge, las regiones latitudinales se dividen en: (a) tropical, (b) subtropical, (c) templada cálida, (d) templada fría, (e) boreal, (f) subpolar, y (g) polar. Los cinturones altitudinales se dividen en: (a) premontano, (b) montano bajo, (c) montano, (d) subalpino, (e) alpino, y (6) alvar/nival. La Figura 45 muestra un bosque montano tropical seco a húmedo en las cabeceras del río Moyán, Lambayeque, Perú.

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Fig. 45   Bosque montano tropical seco a húmedo, cabecera del río Moyán, Lambayeque, Perú.

Los álvares son comunidades vegetativas fundadas sobre lecho de roca expuesta (Fig. 46). Este hábitat estresado sustenta una comunidad de plantas y animales raros, incluidas especies que se encuentran más comúnmente en las praderas. Los líquenes y musgos son especies comunes; árboles y arbustos están ausentes o atrofiados.

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Wikimedia Commons Fig. 46  Bioma de álvar en Kinekulle, Suecia

Índices bioclimatológicos

La temperatura varía no sólo con la latitud y la altitud, sino también con la ubicación continental en relación con el océano más cercano. Se utilizan tres índices de temperatura para estudiar las relaciones bioclimatológicas: (1) índice de continentalidad; (2) índice de termicidad, y (3) índice positivo de temperatura (Rivas-Martínez, 2007):

1. Índice de continentalidad

   Este índice es igual a la temperatura media del mes más caliente T_caliente menos la temperatura media del mes más frío T_frío .

   Ic = Tcaliente - Tfrío

   (31)

   Se aplica el siguiente procedimiento para calcular T_caliente :

   • Para cada año y mes de registro, se selecciona la temperatura máxima diaria y se calcula la temperatura máxima media mensual.

   • T_caliente es la media de la temperatura máxima mensual, promediada para todo el período de registro .

   Se aplica un procedimiento similar para calcular T_frío.

   El índice de continentalidad varía entre I_c = 0 para una influencia oceánica extrema, hasta I_c = 65 para una influencia continental extrema. En el Cuadro 6 se muestra la clasificación de los climas en función del índice de continentalidad.
   

   Tabla 6.  Clasificación de climas según el índice de continentalidad.
   Tipos	Índice de continentalidad Ic
   Hiperoceánico	0 - 11
   Oceánico	11 - 21
   Continental	21 - 65

   
   

2. índice de termicidad

   Este índice es igual a la temperatura media anual. T_media más la media de las temperaturas mínimas mensuales T_mínima más la media de las temperaturas máximas mensuales T_max. La suma se multiplica por 10.

   It = 10 (Tmedia + Tmin + Tmax)

   (32)

   La temperatura media anual es la media de las (12) temperaturas medias mensuales. La media de las temperaturas mínimas mensuales en la media de las (12) temperaturas mínimas medias mensuales. La media de las temperaturas máximas mensuales en la media de las (12) temperaturas máximas medias mensuales.

3. Índice positivo de temperatura

   Este índice es igual a la suma de todas las temperaturas medias mensuales positivas (no negativas). La suma se multiplica por 10.

   Tp = 10 ( ∑ Tpos )

   (33)

   En la Tabla 7 se muestra la clasificación de los climas en función de los índices de termicidad y positivo de temperatura.

   Tabla 7.  Clasificación de climas en función de la termicidad e índice positivo de temperatura.
   Tipo de clima	índice de termicidad It	Índice positivo de temperatura Tp
   Infratropical	710 - 890	2900 - 3700
   Termotropical	490 - 710	2300 - 2900
   Mesotropical	320 - 490	1700 - 2300
   Supratropical	160 - 320	950 - 1700
   Orotropical	120 - 160	450 - 950
   Criorotropical		225 - 450

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10. ECOHIDROCLIMATOLOGÍA

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La ecohidroclimatología es el estudio de las interacciones entre la ecología, la hidrología y el clima. La ecología se refiere a los ecosistemas, es decir, la flora y la fauna adaptadas a una región determinada. La hidrología se refiere a los diferentes volúmenes y flujos en el ciclo del agua. El clima se refiere a las propiedades medias de la atmósfera. En realidad, la litósfera también está presente en la interacción, aunque no se indique explícitamente.

El objetivo fundamental de la ecohidroclimatología es el esclarecimiento de las interacciones entre plantas, agua, geología, geomorfología, y clima. Las plantas aumentan en densidad y diversidad de especies con la humedad ambiental, es decir, las provincias de humedad (Fig. 44). El agua existe en el medio terrestre como: (a) agua superficial, (b) humedad de la zona vadosa, (c) aguas subterráneas, y (d) excepcionalmente, como precipitación horizontal.

Los volúmenes de agua subterránea exceden los volúmenes de agua superficial en aproximadamente dos órdenes de magnitud (Fig. 47). Por lo tanto, existe una mayor abundancia de agua subterránea en comparación con el agua superficial. Sin embargo, las aguas subterráneas difieren de las superficiales. en un aspecto muy importante: Si bien el agua superficial se recicla fácilmente, el agua subterránea no. El agua superficial no se puede agotar, mientras que el agua subterránea puede hacerlo.

U.S. Geological Survey Fig. 47  Distribución del agua en la Tierra.

El agua superficial es generalmente dulce; sin embargo, la salinidad del agua subterránea aumenta con la profundidad (Ponce, 2012). Los gradientes hidrodinámicos e hidroquímicos afectan la distribución y tipo de aguas subterráneas. Chebotarev (1955) ha identificado tres zonas hidrodinámicas en el flujo de agua subterránea (Fig. 48):

1. Zona de intercambio activo,

2. Zona de cambio retrasado, y

3. Zona de condiciones de estancamiento.

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Redibujado de Chebotarev (1955) Fig. 48  Ciclo de metamorfismo en la calidad de aguas subterráneas.

El tipo de intercambio, o tasa de reposición, está inversamente relacionado con el tiempo de detención, es decir, a nivel local, la relación entre el volumen y la descarga. Los pequeños gradientes hidrodinámicos conducen a bajas velocidades y pequeñas descargas. y, en consecuencia, a largos tiempos de detención. El aumento en la concentración de salinidad se hace evidente conforme el tipo de intercambio va de activo a retrasado y, eventualmente, a condiciones de estancamiento. Por lo tanto, en estratos más profundos se producen zonas de menores gradientes y de movimiento más lento (Fig. 49) (Fuller, 1911).

Redibujado del documento de suministro de agua del USGS 258 Fig. 49  Velocidad relativa del movimiento de agua subterránea.

Bombear agua subterránea a grandes profundidades puede tener la consecuencia no deseada de traer grandes cantidades de sal a la superficie, las cuales habría que eliminarlas adecuadamente, en general a gran costo. Por lo tanto, se recomienda precaución al bombear agua subterránea a grandes profundidades, particularmente para usos consuntivos como la irrigación.

Los acuíferos son de dos tipos: (1) sedimentarios (aluviales), y (2) de roca fracturada; por ejemplo, compárese la distribución espacial de los acuíferos en el continente australiano (Fig. 50). Los acuíferos sedimentarios se diferencian de los acuíferos de roca fracturada en dos aspectos: (1) su mayor capacidad de almacenamiento (rendimiento específico), y (2) su menor ritmo de reposición. Los acuíferos también pueden clasificarse como: (1) no confinados, y (2) confinados. Los acuíferos no confinados están a presión atmosférica, mientras que los acuíferos confinados suelen estar a una presión mayor que la atmosférica.

Gobierno de Australia del Sur Fig. 50  Distribución espacial de acuíferos de roca sedimentaria y fracturada en el continente australiano.

El caso a favor de la geomorfología

La mayoría de las plantas obtienen agua de la zona vadosa (Fig. 30). La extensión de la zona vadosa depende de la textura del suelo o del tipo de roca. La cantidad de humedad en la zona vadosa depende de la provincia de humedad: Es menor en regiones áridas y mayor en regiones húmedas.

Algunas plantas pueden obtener agua directamente del agua subterránea o de la franja capilar, situada directamente encima de aquélla. El agua subterránea existe en todas partes en el suelo y manto rocoso, a mayor profundidad en regiones áridas y menos profunda en regiones húmedas. Por lo tanto, la distribución de las plantas en la superficie terrestre está determinada por lo siguiente:

1. Posición a lo largo del espectro climático de humedad ambiental, según lo descrito por las provincias de humedad (Fig. 44);

2. Profundidad hasta el nivel freático, lo cual determina si las plantas pueden aprovechar la humedad de la franja capilar o del agua subterránea inmediatamente debajo de ella; y

3. La presencia/ausencia de manantiales, que depende en gran medida de la geología y geomorfología local.

La Figura 51 muestra un corredor ribereño de encino costero (Quercus agrifolia) en Tierra del Sol, Condado de San Diego, California. El arroyo es efímero, con agua superficial fluyendo sólo en respuesta a la lluvia. Sin embargo, hay suficiente humedad en el suelo durante todo el año para sustentar en forma adecuada un corredor ribereño.

Fig. 51  Corredor ribereño de encino costero, Tierra del Sol, California.

Dependiendo de la geología y geomorfología locales, los manantiales pueden fluir hacia los humedales, lo que permite el apoyo de cantidades importantes de vegetación. Por ejemplo, la Fig. 52 muestra un especimen muy grande de roble vivo de la costa, ubicado en el valle McCain, Boulevard, Condado de San Diego, California. El ejemplar, que mide 7,55 m de circunferencia a la altura del pecho, se estima que tiene al menos 300 años. La ausencia de este tipo de vegetación en el resto del valle McCain sugiere que esta comunidad de robles costeros se sustenta gracias al agua subterránea proveniente de manantiales locales (Ponce, 2013).

Fig. 52  Un ejemplar muy grande de roble vivo de la costa, Boulevard, California.

Todos los paisajes están sujetos a disección por arroyos y ríos. El levantamiento de la corteza terrestre y la erosión determinan hasta qué punto se disecciona un determinado paisaje. El tipo de suelo también influye en la extensión de la disección. Para un paisaje y una provincia de humedad determinadas, la geomorfología determina la profundidad del nivel freático. Por lo tanto, la geomorfología desempeña un papel importante a la hora de determinar en qué medida las plantas pueden aprovechar el agua subterránea.

El clima condiciona el aspecto regional de la vegetación; la geomorfología condiciona el aspecto local. Las comunidades vegetales se organizan en ecosistemas y biomas, definido, en primer lugar, por el clima predominante y, en segundo lugar, por la geomorfología subyacente. No es necesario que las diferencias de elevación sean apreciables; en algunos casos, dos especies diferentes puede colonizar parches que están separados por sólo unos pocos centímetros en elevación.

La importancia de la geomorfología en la ecohidroclimatología se ve atenuada por dos factores:

1. Grado de disección, expresado por la densidad de drenaje, y

2. Pendiente general del terreno.

La densidad de drenaje condiciona la escorrentía; generalmente, cuanto mayor es la densidad, más rápido y mayor es el escurrimiento, y viceversa. Un ejemplo de alta densidad de drenaje el Páramo Chinle, en el Monumento Nacional Grand Staircase-Escalante, Utah, EE.UU. (Figura 53). La densidad de drenaje es un parámetro importante en ecohidroclimatología, junto con el patrón de drenaje (Fig. 54).

Wikimedia Commons Fig. 53  Páramo Chinle, Monumento Nacional Grand Staircase-Escalante, Utah.

Wikimedia Commons Fig. 54  Patrones de drenaje afectados por la geología local.

La pendiente general del terreno es un segundo parámetro crucial. Las pendientes del terreno varían ampliamente, desde muy pronunciadas a muy leves. Por ejemplo, algunas laderas de la cuenca del río La Leche, en los Andes Occidentales, en el departamento de Lambayeque, Perú, exceden el 45% [Fig. 55(a)] (Ponce, 2008). En el otro extremo, el Pantanal de Mato Grosso, en Brasil, el humedal más grande del mundo, presenta pendientes del terreno de aproximadamente 0,001% [Fig. 55 (b)]. Las pendientes del terreno afectan la disposición del terreno, en la cual tienen lugar una serie de interacciones entre agua, agua subterránea, suelo, roca, flora, fauna, y clima.

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(a)      (b) Fig. 55  (a) Terreno empinado en Lambayeque, Perú; (b) terreno templado en Mato Grosso, Brasil.

Cuanto más plano es el terreno, mayor es la difusión longitudinal y transversal del escurrimiento y consiguiente dispersión de los flujos hacia áreas cada vez mayores. El fenómeno se describe admirablemente mediante un sistema hidráulico no permanente en canal abierto. Combinando las ecuaciones de continuidad y movimiento de agua (despreciando los términos de inercia) se obtiene una ecuación diferencial parcial de segundo orden, la cual describe la convección (traslación) y difusión (atenuación) de un caudal dado (Ponce, 1989):

∂Q              dQ        ∂Q              Qo         ∂2Q ______  +  ( ______ ) ______  =  ( ________ ) ______    ∂t               dA         ∂x            2 T So       ∂x2

(34)

La velocidad convectiva es la celeridad de la onda cinemática (Seddon, 1900; Lighthill y Whitham, 1955):

dQ        ck  =  ______             dA

(35)

El coeficiente de difusión es la difusividad hidráulica (Hayami, 1951; Ponce, 1989):

Qo               qo νh  =  _________  =  _______             2 T So          2 So

(36)

De la Ecuación 36, se ve que el coeficiente de difusión es inversamente proporcional a la pendiente. Por lo tanto, las pendientes altas conducen a una difusión insignificante, mientras que las pendientes suaves conducen a una difusión muy fuerte. La difusión provoca la atenuación de los caudales, afectando las relaciones ecohidrológicas e hidroclimatológicas.

Las pendientes cinemáticas, mayores al 1%, no difusionan, saliendo el agua del terreno lo más pronto posible y pasando a formar parte de la escorrentía y, por lo tanto, no formando parte de la evapotranspiración (Ponce, 1989). Por otro lado, para pendientes dinámicas, es decir, aquéllas menores del 0,01%, el flujo se difusiona, extendiéndose sobre el terreno, y dándole al agua una mayor posibilidad de convertirse en evapotranspiración.

En la ecología tropical/subtropical, el pulso de inundación estacional/anual, el cual sustenta la zona de transición acuático-terrestre (ZTAT), debe su existencia a las suaves pendientes de las corrientes que generalmente están presentes en grandes cuencas como la del río Alto Paraguay (Fig. 56) (Junk et al., 1989).

Fig. 56   Pulso de inundación anual del río Alto Paraguay cerca de Porto Murtinho, Mato Grosso, Brasil.

En resumen, la densidad de drenaje, pendiente del terreno, profundidad del nivel freático, y presencia o ausencia de manantiales son los factores geomorfológicos que interactúan entre sí para determinar las relaciones ecohidrológicas e hidroclimatológicas. De ellos surge la ecohidroclimatología.

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11. ESTUDIOS DE CASO

[Resumen]   [Referencias]   •   [Arriba]   [Introducción]   [Geología]   [Geomorfología]   [Climatología]   [Hydrology]   [Ecología]   [Ecohidrología] [Hidroclimatología] [Bioclimatología] [Ecohidroclimatología]

Se revisan varios estudios de caso de ecohidroclimatología. Se muestra cómo la geomorfología tiene un papel protagónico en la caracterización de las interacciones entre flora, fauna, agua y clima. También se señalan ejemplos de interacción antropogénica.

A.  La vegetación de sabana de Brasil

Cole (1960), en su artículo fundamental sobre la distribución y origen de la vegetación de sabana del Brasil, reconoció la importancia del carácter dinámico de la vegetación y su relación con la evolución del paisaje y el cambio climático. En la conclusión afirma lo siguiente:

"Se explica así la distribución de la sabana herbácea, caatinga [bosque espinoso] y mata [bosque húmedo] en cuanto a las edades de sus respectivas floras y la evolución geomorfológica del paisaje. La distribución exacta en cualquier período de tiempo está relacionada con la etapa del ciclo de erosión, siendo el campo cerrado [bosque de sabana cubierta de hierba] que representa un clímax edáfico en las mesetas y la mata un clímax climático en aquellos terrenos a los que se les ha dado un adecuado drenaje y buenos suelos como resultado de la disección en el ciclo actual... Sin embargo, hay que apreciar la Naturaleza dinámica de la situación. Todo el tiempo se modifican las características de la superficie por los agentes de erosión y deposición. Y todo el tiempo se están produciendo cambios sucesionales y migratorios en la cobertura vegetal con tendencia general a una extensión de mata y caatinga a expensas del campo cerrado y otras sabanas cubiertas de hierba... Períodos de mayor disección, ya sea asociados con un clima más húmedo o después del levantamiento continental, favorecerán la extensión del bosque, en las cuales el aumento de la aridez provocará la propagación de la caatinga, y largos períodos de estabilidad, que darán lugar a vastas pedillanuras y suelos desgastados, favoreciendo sabanas herbáceas en las zonas más húmedas y matorral de caatinga en las áridas."

Cole (op. cit.) destaca la importancia de la geología y la geomorfología en una matriz de cambio dinámico, en la cual floras (usualmente pertenecientes a dos provincias de humedad contiguas) compiten por los recursos disponibles. En muchos casos, y a veces sin pleno conocimiento, los seres humanos interfieren con estos procesos naturales, produciendo un cambio acelerado en una dirección u otra.

Un ejemplo sorprendente del argumento de Cole a favor de la competencia vegetativa en un entorno geomorfológico está dado por los montículos de tierra que pueblan la llanura aluvial del Río Araguaia, en Mato Grosso, Brasil (Smith, 1971). Cuando se ven desde el aire, la sorprendente regularidad espacial de los montículos desafía la comprensión (Fig. 57).

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Smith Fig. 57  Montículos de tierra espaciados regularmente en la llanura aluvial del río Araguaia, Mato Grosso, Brasil.

B.   Pantanal de Mato Grosso, Brasil

El Pantanal de Mato Grosso es el humedal tropical más grande del mundo, abarcando alrededor de 140.000 km² en Mato Grosso y Mato Grosso do Sul, Brasil, con porciones más pequeñas en el norte de Paraguay y el oriente de Bolivia. El humedal se encuentra ubicado íntegramente dentro de la cuenca del río Alto Paraguay.

El marco ecohidrológico de la cuenca del Alto Paraguay y el Pantanal del Mato Grosso es único en el continente americano. La cuenca está estratégicamente ubicada contigua a cuatro grandes biomas que lo rodean, ejerciendo su influencia sobre él (Ponce, 1995) (Fig. 58):

1. La selva amazónica húmeda al norte y noroeste,

2. Los bosques de sabana subhúmeda (cerrados) del centro del Brasil al noreste, este, y sureste,

3. El bosque atlántico húmedo al sur, y

4. El matorral semiárido (Chaco) del Este de Bolivia y Noroeste de Paraguay hasta el oeste y suroeste.

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Wikimedia Commons Fig. 58  Ubicación geográfica del Pantanal de Mato Grosso.

La inusual combinación de geología, geomorfología e hidrología ha contribuido a la riqueza y variedad de la vegetación del Pantanal. A su vez, esto ayuda a sostener un grupo diverso de ecosistemas, en la cual una compleja variedad de pantanos permanentes, pantanos estacionales, y tierra firme es repuesto estacionalmente de abundante humedad, sedimentos y nutrientes (Fig. 59). Todo el proceso depende de la alta tasa de vaporización (estimada en 92%) que caracteriza el balance hidrológico del río Alto Paraguay (Ponce, 1995).

Fig. 59  Bosque de sabana estacionalmente inundado cerca de Miranda, Mato Grosso do Sul, Brasil.

En la literatura existente, la vegetación del Pantanal a menudo se señala como una sola unidad, conocida como el complejo "Pantanal". En realidad, este último es un mosaico de varias comunidades, con frecuentes cambios abruptos, a menudo correlacionados con la topografía, y varios ecótonos. El Pantanal no tiene flora endémica propia, está compuesto por elementos de mata (bosques caducifolios y semideciduos de transición a la selva amazónica y bosque atlántico húmedo), campo (pastizales abiertos), cerrado (sabana bosque), y caatinga (matorrales desérticos).

El aspecto más llamativo del Pantanal es su curiosa combinación de vegetación mésica y xérica, las cuales crecen una al lado de la otra, resultado de su combinación única de clima y geomorfología (Tricart, 1982). Hacia el centro del Pantanal, el clima es marcadamente estacional, con un período de sequía claramente definido. Dada la topografía extremadamente plana, una pequeña diferencia de elevación (1 a 2 m, o menos) es todo lo que es necesario para causar una gran diferencia en la humedad estacional del suelo, particularmente cuando los estratos subyacentes son aluviones gruesos.

Prance y Schaller (1982) y Schaller (1983), entre otros, han notado la fuerte presencia de cerrado en el Pantanal. Estos cerrados están dominados por especies como Bowdichia virgiloides, Caryocar brasiliense, Curatella americana, Qualea parviflora, yTabebuia caraiba, que son propias de los bosques de sabana del centro de Brasil. El cerrado ocurre principalmente en las tierras altas no inundables, pero también hacia el extremo este del Pantanal, en la cual la tierra se inunda sólo por períodos cortos durante la máxima altura de la temporada de inundaciones. Este cerrado húmedo tiende a estar formado por numerosas islas de cerradón (bosque cerrado denso) en áreas ligeramente elevadas que no están sujetas a inundación.

Las especies de árboles del cerrado más resistentes al anegamiento (p. ej., Byrsonima crassifolia y Curatella americana) son comunes cerca del límite cerrado/campo y en islas elevadas de terreno en campos húmedos (Furley y Ratter, 1988). La distribución de estas islas se manifiestan como campos de murundús, formados por una extensión de campos húmedos salpicados con un patrón regular de montículos de tierra, con árboles, arbustos, y frecuentemente termitaria. Los montículos de tierra más grandes, o capões, son de forma circular o elíptica, de longitudes de hasta 300 m, y esparcidos en los campos que son inundados estacionalmente (Ponce y Cunha, 1993) (Fig. 60).

Fig. 60  Gran montículo de tierra con vegetación en el Pantanal de Mato Grosso, Brasil.

La nitidez del límite campo/cerrado ha sido documentada por Eiten (1975). En 1 m, o inclusive 0,5 m, se produce el cambio de los arbustos y árboles bajos del cerrado a la capa herbácea sin plantas leñosas. La razón de este cambio abrupto parece ser que las plantas del cerrado no pueden establecerse por sí mismas a partir de semillas en suelo continuamente húmedo. En general, el campo ocupa un sitio con un nivel freático más bajo y más fluctuante, mientras que el cerrado ocupa el terreno más alto, en el cual el suelo rara vez permanece saturado. En casi todos los casos, el cerrado se detiene repentinamente en el borde del campo, aparentemente debido a la competencia entre los dos tipos de vegetación. Las especies del cerrado tolerantes al anegamiento son capaces de crecer en campos abiertos en lugares en los cuales el nivel del suelo es sólo unos pocos centímetros más alto que el inmediato vecindario. La observación de que las islas más grandes del Pantanal están densamente cubiertas con vegetación de cerrado confirma que el nivel freático ejerce un control preciso sobre el límite cerrado/campo.

En el Pantanal de Mato Grosso , la principal tendencia de variación vegetativa está altamente correlacionada con la humedad del suelo y la topografía. La patente falta de árboles en los campos húmedos es sorprendente, particularmente porque una amplia gama de especies leñosas coloniza con éxito tanto los interfluvios, que son más secos que los campos, y las márgenes de los arroyos (zonas ribereñas o bosques de galería) que son más húmedas. La ausencia de especies leñosas altas, las cuales son intermedias en sus características físicas se atribuye a la fluctuación del nivel freático y la consiguiente humedad asociada del suelo. Por consiguiente, los árboles son capaces de tolerar tanto condiciones ambientales permanentemente húmedas (bosque de galería) como húmedas a secas (cerrado), pero no una alternancia extrema de saturación y desecación (Cole, 1960). Las áreas sujetas a esto último son colonizadas con éxito por elementos herbáceos (ver vídeo: Pantanal of Mato Grosso).

C.  Los montículos del Sur de Florida

Los montículos de tierra con vegetación, condicionados como están por el clima, hidrología y geomorfología locales, se encuentran en varias partes del mundo, referidas con diferentes nombres. Por ejemplo, el término montículo se utiliza en el sureste de Estados Unidos para referirse a grupos de árboles, generalmente de madera dura, que forman una isla ecológica en un ecosistema contrastante. Los montículos crecen en áreas elevadas, a menudo de sólo unos pocos centímetros de altura, rodeados de humedales que están demasiado húmedos para sostenerlos.

En el pantano de los Everglades del Sur de Florida (Fig. 61), los montículos aparecen como islas en forma de lágrima, modelada esta última por la dirección del flujo de agua, en medio del pantano (similar a los perfiles aerodinámicos en la navegación aérea) (Fig. 62). Varias especies tropicales como la caoba (Swietenia mahagoni), gumbo limbo (Bursera simaruba), y cocoplum (Chrysobalanus icaco) crecen junto con las especies más representativas de zonas templadas como robles del sur (Quercus virginiana), arce rojo (Acer rubrum), y almez (Celtis laevigata) (Fig. 63).

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Distrito de Gestión del Agua del Sur de Florida Fig. 61  Vista satélital del humedal de los Everglades en el Sur de Florida.

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Google Earth® Fig. 62  Vista aérea de los montículos de los Everglades.

Fig. 63  Vista de un monticulo a lo largo de Tamiami Trail, Parque Everglades, en el Sur de Florida.

La génesis de la montículos de tierra parece ser: (a) biótico, a través de la acción de termitas, que construyen montículos para hábitat y supervivencia; (b) abiótico, por sedimentación diferencial alrededor de la colonia pionera, a ser interpretado en tiempo geológico; o (c) mixto, cuando ambas termitas y sedimentación diferencial se unen con el mismo propósito (Ponce y Cunha, 1993 (Vegetated Earthmounds)). La Figura 64 muestra un pequeño montículo de tierra, muy probablemente de origen biótico, en la llanura aluvial del Río Araguaia, en Mato Grosso, Brasil.

Fig. 64  Pequeño montículo de tierra en la llanura aluvial del río Araguaia, Mato Grosso, Brasil.

Claramente, los procesos que llevaron al desarrollo de los montículos en los Everglades son los mismos procesos responsables de la formación de capones y murundús en el Pantanal de Mato Grosso y otros ecosistemas tropicales de la ZTAT. Se ve cómo la geomorfología ejerce un control preciso en el límite entre los montículos elevados, que son capaces de albergar vegetación leñosa, y los campos de hierba adyacentes, que no lo son.

D.  Los campos elevados de los Llanos de Moxos, Bolivia

La geomorfología controla el límite entre pastos y otros tipos de vegetación. Esto lo confirma el ejemplo de los campos elevados de los Llanos de Mojos, en el Beni Occidental, Bolivia (Denevan, 1966). Los nativos mojos sabían que sus tierras eran demasiado planas y que. por lo tanto, estaban sujetas a inundaciones estacionales. A lo largo de los años, aprendieron que la única manera de producir alimentos era construir los campos elevados o camellones. Estas características antropogénicas del paisaje buscaron encausar las aguas de inundación con el fin de mantener algunas porciones de tierra lo suficientemente secas durante la mayor parte del año.

El número y la extensión aérea de estos montículos elevados, la mayoría de los cuales aún sobreviven hasta la fecha, dan fe del ingenio y perseverancia de los pueblos originarios de los Llanos de Mojos. Denevan (op. cit.) ha estimado un mínimo de 100.000 campos elevados que ocupan 15000 hectáreas repartidas de manera no uniforme en un área de 78 000 kilómetros cuadrados en el Beni Occidental (Figs. 65 y 66).

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Denevan Fig. 65  Vista aérea de los campos elevados de los Llanos de Mojos.

La justificación de la existencia de estos montículos elevados invita a una cuidadosa reflexión. En este sentido, el conocimiento del balance de nutrientes puede ayudar a aclarar la cuestión (Delwiche, 1970). El manejo de ecosistemas artificiales requiere exportación de nutrientes. La exportación de nutrientes no puede realizarse en presencia de un ciclo muy eficaz de nutrientes. En ausencia de insumos externos, un ecosistema desnitrificante no funciona bien para la agricultura, porque el nitrógeno se perderá (regresará a la atmósfera) y no estará disponible para la exportación.

En ciertos ecosistemas de pulso de inundación, la combinación de clima, geomorfología, y hidrología es tal que favorece la desnitrificación. Los periodos alternos de aerobiosis y anaerobiosis en un ecosistema natural conduciran a la nitrificación, seguida de desnitrificación, y por lo tanto, el retorno del nitrógeno a la atmósfera (Welch, 1982). La aerobiosis ocurre durante el período seco; la anaerobiosis durante el período húmedo o de inundación, si este último dura el tiempo suficiente.

Fig. 66  Vista cercana de un montículo elevado en los Llanos de Mojos.

Un pulso de inundación anual, con una secuencia de períodos secos y húmedos que duran aproximadamente seis meses cada uno, tendrá la tendencia a cerrar el ciclo del nitrógeno. [Téngase en cuenta que la tasa de difusión de oxígeno en el agua es 10.000 veces menor que en el aire]. La exportación de nutrientes antropogénicos será difícil en tales condiciones. Los ecosistemas desnitrificantes pueden ser adecuados para otros usos, como pastoreo de ganado y hábitat de vida silvestre, pero no para la agricultura intensiva.

En los ecosistemas de pulso de inundación, la supervivencia de las comunidades vegetales leñosas depende de su relación simbiótica con los montículos de tierra (Ponce, 2009a). No importa si estos montículos fueron construidos por la Naturaleza o por los seres humanos. Ambos montículos logran el mismo propósito: proporcionar un entorno en el que la vegetación leñosa pueda sobrevivir y florecer.

E.  Balance de salinidad en la cuenca del Lago Tulare, California

El impacto de la geomorfología en la ecohidrología es de gran alcance e involucra cuestiones no sólo de gestión del agua sino también de gestión de sales. Un caso extremo de combinación natural/antropogénica. de secuestro de sales está representado por la cuenca del Lago Tulare, cerca del extremo sur del valle central de California (Fig. 67).

A lo largo del tiempo geológico, el Lago Tulare ha funcionado como una cuenca endorreica. [Fig. 67(a)]. Sin embargo, durante períodos de inundaciones extremas, la escorrentía hacia el Lago Tulare mostrada en la Fig. 67 (b) como el área casi circular de color verde oscuro al norte del río Kern, invertia la dirección y fluia hacia el norte, hacia los valles de los ríos Kings y San Joaquín. De 1850 a 1878, el lago se desbordó en 19 de 29 años. Por lo tanto, históricamente, el Lago Tulare funcionó como una cuenca semiendorreica, con desbordamientos ocasionales hacia el norte, lo que puede haber ayudado a mantener la cuenca cerca de un equilibrio de sales (Ponce, 2009b).

Huntington Library      [Click on images to display] U.S. Geological Survey Fig. 67  (a) Cuenca del Lago Tulare, c. 1874 (izquierda); (b) Cuenca del Lago Tulare (arriba).

Desde la década de 1890, el desarrollo del riego en el Lago Tulare y sus alrededores ha dado como resultado la conversión de toda la escorrentía en vaporización. Si bien la intención (del riego) es convertir la escorrentía en evapotranspiración, una porción considerable de la escorrentía en realidad se convierte en evaporación (procedente de estanques de abastecimiento de agua y cuencas de evaporación). Cada gota de agua que precipita en la cuenca se captura en la cuenca del Lago Tulare; por lo tanto, no se permite que salga ni un ápice de sal de la cuenca. Por el momento, el sistema de riego funciona porque el sistema de drenaje aleja la salmuera de la zona radicular, lo manipula y lo acumula en lagunas de evaporación (Fig. 68). A medida que el sistema continúa funcionando, se hace evidente la necesidad de crear depósitos de evaporación adicionales. Sin embargo, está claro que el sistema es insostenible y conlleva la certeza de su eventual desaparición (ver vídeo: Cuenca del Lago Tulare).

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Fig. 68  Cuenca de evaporación en la cuenca del Lago Tulare, California.

F.  Los lineamientos vegetacionales de Tierra del Sol, California

Una característica predominante de la geología y la geomorfología es su capacidad para afectar los tipos y extensión de la vegetación en la superficie de la Tierra. Bien conocidos son los bosques de galeria, impulsados por aguas subterráneas y ubicados a lo largo de los arroyos (Fig. 51). Menos conocidos son los lineamientos vegetacionales, los cuales se presentan en tierras altas, en ausencia de arroyos. Cuando se divisan desde el aire, los lineamientos se ven más oscuros en una orientación longitudinal aproximada. Aparecen como tales o son evidentes por contrastes entre el terreno y la vegetación.

En Tierra del Sol, condado de San Diego, California, se han documentado un gran número de lineamientos vegetacionales. (Ponce, 2006). La región se encuentra dentro del plutón La Posta, una intrusión ígnea profunda comprendida dentro del batolito de la Cordillera Peninsular de California (Walawender et al., 1990). Los lineamientos generalmente se asocian con fallas, uniones y/o límites entre formaciones estratigráficas. El agua subterránea se filtra a través de estas fallas en roca cristalina (en este caso, granodiorita) para apoyar los lineamientos vegetacionales.

La Figura 69 muestra un lineamiento de considerable extension, ubicado al este del arroyo Tierra del Sol, cerca de la esquina inferior derecha, con dirección predominante de noroeste a sureste. La inspección de campo ha demostrado que este lineamiento está compuesto por rodales gruesos de caña roja (Adenostoma sparsifolium) (Fig. 70), en asociación con ejemplares de roble matorral (Quercus dumosa), algunos de los cuales son especialmente grandes. Esta observación confirma que la caña roja prefiere zonas más mésicas que su congénere chamise (Adenostoma fasciculatum) (Beatty, 1984). Varios otros especímenes de caña roja han sido documentados en la cuenca Tierra del Sol (Ponce, 2006).

Fig. 69  Vista aérea de un segmento de Tierra del Sol.

Fig. 70  Bosque lineal de caña roja, Tierra del Sol.

La Figura 71 muestra una imagen infrarroja (con la vegetación indicada en rojo) que cubre aproximadamente la misma área que la Fig. 69. Como era de esperar, los principales cursos de drenaje (Arroyo Tierra del Sol y sus afluentes) presentan bosques de galería de robles costeros (mostrados como puntos rojos en la Fig. 71), que extraen su humedad de las zonas vadosas y freática. El lineamiento grueso en la esquina inferior derecha está localizado en una zona alta, es decir, no sigue ningún curso fluvial claramente definido. Sin embargo, se ve que está formado por grandes arbustos (caña roja) y árboles (especies de robles), los cuales demuestran una gran afinidad por el agua.

Fig. 71  Imagen aérea infrarroja de un tramo de Tierra del Sol.

En Tierra del Sol, la importante interacción entre geología y geomorfología, por un lado, y las comunidades vegetacionales, por otro lado, han sido documentadas con ejemplos de campo. Las comunidades ribereñas (bosques de galería) y los lineamientos vegetativos son dos de los vínculos que apoyan el estudio de ecohidroclimatología.

G.  La recuperación del Arroyo Camp, Oregón

Las perturbaciones antropogénicas pueden producir condiciones geomorfológicas que tienen efectos ecohidroclimatológicos, como lo demuestra claramente la experiencia del Arroyo Camp (Ponce, 1990). El Arroyo Camp, un afluente del río Crooked, se encuentra en el condado de Crook, en el centro semiárido de Oregón. Tiene unos 64 km de longitud, incluidas sus bifurcaciones sur, medio y oeste. Antes del extenso asentamiento en la década de 1850, el área drenada por el Arroyo Camp era una pradera húmeda, con vegetación predominantemente herbácea y un nivel freático poco profundo mantenido dentro del alcance de las raíces durante todo el año. Las hierbas fomentaban la infiltración al suelo, haciendo posible la reposición efectiva de los acuíferos año tras año.

Hacia finales del siglo XIX, el pastoreo excesivo de la pradera provocó un aumento de la escorrentía superficial y el desarrollo de los barrancos. En estas condiciones, graves inundaciones provocaron un desarrollo acelerado de los barrancos, lo cual llevó a la cárcava (con márgenes casi verticales) que ahora atraviesa la pradera (Fig. 72). Winegar (1977) ha documentado profundidades de 4,5 a 7,5 m y anchos de 7,5 a 30 m.

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Fig. 72  Arroyo Camp, visto desde el lecho del arroyo (2004).

Con el tiempo, la reposición inadecuada del acuífero provocó el drenaje de la pradera y el descenso del nivel freático hasta el punto en que quedó permanentemente fuera del alcance de la mayoría de las especies herbáceas. Durante las décadas siguientes, el valle del Arroyo Camp sufrió un cambio de una pradera húmeda a una zona predominantemente seca, con la artemisa (Artemisia sp.) ocupando la antigua pradera.

Alrededor de 1968, el Departamento de Pesca y Vida Silvestre de Oregón y la Oficina de Administración de Tierras tomaron medidas audaces para revertir la desertificación del valle del Arroyo Camp. Se cercaron aproximadamente 6 km del arroyo para excluir la ganadería (Elmore y Beschta, 1987). A lo largo de los años transcurridos desde la colocación de las cercas, la exclusión del ganado ha permitido el establecimiento de una saludable zona ribereña en el lecho del arroyo. Esto ha provocado la deposición de sedimentos en el lecho del arroyo, un canal de bajo flujo más profundo y más estable, y una reducción en la carga de sedimentos, con agradación neta, la cual continua hasta la fecha.

La Figura 73 muestra dos instantáneas del mismo tramo de Arroyo Camp, tomadas en 1989 y 2004. La agradación del lecho en un período de 15 años se estima en 0,6-0,9 m. A este ritmo de agradación, se puede esperar la recuperación total de la pradera de Arroyo Camp en 50 a 100 años.

La experiencia del Arroyo Camp es un ejemplo de cómo una gestión apropiada abordó eficazmente las perturbaciones antropogénicas, permitiendo la eventual recuperación de una cuenca degradada. La lección a aprender son las diferentes escalas temporales de los procesos geomorfológicos de erosión y sedimentación. Si bien la erosión puede producirse en algunos eventos o estaciones, la deposición y la recuperación total generalmente se tardan décadas.

(a)      (b) Fig. 73  (a)  Arroyo Camp en 1989; (b) Arroyo Camp en 2004.

H.  La restauración del Arroyo Red Clover, California

El arroyo Red Clover es un afluente del río North Fork Feather, en el condado de Plumas, California. Antes de la década de 1950, el Arroyo Red Clover era relativamente poco profundo, con un flujo base permanente que sustentaba una excelente pesquería. Aproximadamente por ese tiempo, se introdujeron programas federales para eliminar los sauces (freatófitos) mediante fumigación aérea con herbicidas. Además, se eliminaron trescientos castores del sistema. Estas acciones, junto con los efectos del pastoreo intensivo y un sistema abandonado de lineas de ferrocarriles para extracción de madera, llevaron al Arroyo Red Clover al borde del colapso. La inundación de 1955 fue el catalizador de la formación masiva de barrancos a través del valle, que continuó durante la mayor parte de la década de 1980. Una vez que se formó el barranco, el nivel freático regional descendió, el flujo base prácticamente desaparecio, y sobrevino la erosión y el transporte de sedimentos.

Después de muchos años de gestión acertada, el Arroyo Red Clover ha regresado a su estado anterior: Estable, autosostenible y con flujo base permanente. Los trabajos de restauración comenzaron en 1985 con la construcción de cuatro diques de roca suelta. Varios años más tarde, se desarrolló una nueva técnica para utilizarla en lugar de los diques de control. Denominado "estanque y tapón", el proyecto busca eliminar la cárcava mediante excavación y relleno in situ, obligando a que el nivel del agua en el valle aumente para encontrarse con los canales remanentes históricos y la llanura aluvial.

En 2006, esta técnica se utilizó en partes del Arroyo Red Clover, aguas abajo del proyecto original de los diques de control. Después del tratamiento de 4,5 millas del arroyo, el proyecto se encuentra en plena recuperación, como lo demuestran las instantáneas sincronizadas de la Fig. 74. La restauración elevó el nivel de la superficie del agua hasta 4.25 m en algunos lugares (ver vídeo: The Story of Red Clover Creek).

Plumas County Fig. 74  El mismo tramo del Arroyo Red Clover (sección transversal 19) antes y después de la restauración del arroyo: (a) junio de 2006 (izquierda); (b) Julio de 2007 (derecha).

La experiencia del Arroyo Red Clover es un ejemplo de restauración exitosa después de la degradación causada por perturbaciones antropogénicas. Nuevamente mostramos aquí cómo la geomorfología interactúa con la hidrología y ecología para permitir un retorno a la estabilidad productiva del ecosistema.

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12. RESUMEN

[Referencias]   •   [Arriba]   [Introducción]   [Geología]   [Geomorfología]   [Climatología]   [Hydrology]   [Ecología]   [Ecohidrología]   [Hidroclimatología]   [Bioclimatología]   [Ecohidroclimatología]   [Estudios de caso]

La geomorfología sirve como vínculo entre la ecología, hidrología y climatología, apoyando apropiadamente al nuevo campo de la ecohidroclimatología. El agua subterránea existe en todos los lugares en el suelo y manto rocoso, a mayor profundidad en regiones áridas y menor en regiones húmedas. Por lo tanto, la distribución de las plantas en la superficie terrestre está determinada por los siguientes factores:

1. Posición a lo largo del espectro climático, desde superárido hasta superhúmedo,

2. Profundidad del nivel freático, el cual determina si las plantas pueden aprovechar la humedad en la franja capilar o del agua subterránea localizada debajo de ella, y

3. La presencia o ausencia de manantiales, lo cual depende en gran medida de la geología y geomorfología locales.

La importancia de la geomorfología se ve atenuada por dos factores:

1. Grado de disección, que controla la distribución espacial y temporal de la escorrentía; y

2. Pendiente general del terreno, que determina la cantidad de difusión de la escorrentía.

Se presentan varios estudios de caso para demostrar cómo el conocimiento de geomorfología es esencial para la comprensión de una amplia gama de procesos en la nueva ciencia de ecohidroclimatología.

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BIBLIOGRAFÍA

•   [Arriba]   [Introducción]   [Geología]   [Geomorfología]   [Climatología]   [Hydrology]   [Ecología]   [Ecohidrología]   [Hidroclimatología]   [Bioclimatología]   [Ecohidroclimatología]   [Estudios de caso]   [Resumen]

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