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| Contenido | Referencias | ||
| 1. Introducción
2. Geología 3. Geomorfología |
4. Climatología
5. Hidrología 6. Ecología |
7. Ecohidrología
8. Hidroclimatología 9. Bioclimatología |
10. Ecohidroclimatología
11. Estudios de caso 12. Resumen |
1. INTRODUCCIÓN
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En la Naturaleza todo está relacionado. La corteza terrestre y su entorno, incluidos el clima, el agua,
Durante las últimas tres décadas, se ha abierto un nuevo horizonte. Ya no basta con concentrarse en una sola ciencia. Un enfoque de este tipo puede lograr maravillas disciplinarias, pero no describe la interacción entre dos campos estrechamente relacionados, por ejemplo, la hidrología y la ecología. El nuevo paradigma es el enfoque interdisciplinario, el cual se esfuerza por conectar campos relacionados en un continuo de conocimiento que busca describir la naturaleza de una manera integral y holística. De allí el auge de los campos de ecohidrología e hidroclimatología.
La ecohidrología estudia las relaciones entre la flora/fauna y los procesos hidrológicos incorporados en el ciclo del agua. Las plantas y los animales no pueden existir sin agua; de allí la justificación para el estudio de las relaciones entre ellos. Estas relaciones están involucradas en la ciencia relativamente nueva de
El clima y el ciclo hidrológico interactúan entre sí de innumerables maneras. En pocas palabras, uno no podría describirse sin el otro. Un ejemplo de ello: ¿La precipitación produce vegetación? o ¿La vegetación produce precipitación? Esta dicotomía está en el mero centro de la ciencia de la hidroclimatología, el estudio de las relaciones entre el clima y el agua, incluidos ríos, lagos, aguas subterráneas y océanos.
La nueva ciencia de ecohidroclimatología es un paso en la dirección correcta, es decir, una combinación de ecohidrología e hidroclimatología. La flora y la fauna interactúan con la geología, el agua y el clima circundantes de diversas maneras, sumamente complejas para describirlas adecuadamente desde una perspectiva disciplinaria. El objetivo fundamental de la Naturaleza es la estabilidad, plasmada en el concepto de equilibrio dinámico, que reconoce la presencia de cambio dentro de un sistema esencialmente estable. Entonces, la ecohidroclimatología es el estudio de las relaciones entre ecología, hidrología y climatología, con el objetivo de aclarar las leyes naturales que sustentan el equilibrio dinámico de la naturaleza.
Este tratado explora conceptos de geología, geomorfología, climatología, hidrología y ecología, con el objetivo de contribuir al desarrollo de un enfoque interdisciplinario.
El objetivo es investigar "los por qués" de la naturaleza,
los cuales actualmente están en o cerca de los límites entre estas disciplinas.
2. GEOLOGÍA
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La geología es el estudio de la corteza terrestre, las rocas que la componen y los procesos por los cuales las rocas sufren cambios. La geología se puede utilizar como medio para estudiar la historia de la Tierra, sus climas pasados y la historia evolutiva de la vida. Estrechamente relacionado con la geología está el campo de la geografía, que describe la tierra y todas sus complejidades físicas y humanas. La geografía describe océanos, tierra, montañas, valles, ríos, lagos y otras características de la superficie de la tierra.
El campo de la geología es la corteza utilizable de la Tierra, interpretada aproximadamente como la capa de la superficie terrestre de aproximadamente 10 km de espesor (Chebotarev, 1955). Si bien se reconoce que ciertos procesos geológicos, incluidos el tectonismo y vulcanismo, pueden tener su origen a mayores profundidades, el límite de 10 km es crucial porque representa la corteza de meteorización, en la cual tiene lugar una activa interacción de la geología con el agua subterránea. Durante el siglo pasado
La geología estudia los distintos tipos de rocas de la superficie de la Tierra, incluidas las ígneas, sedimentarias y metamórficas, y la información que puede extraerse de la historia geológica para beneficio de la humanidad. La geología interactúa con el clima y las leyes fundamentales de la física y la química para producir una tierra que, si bien es lisa y redonda cuando se observa desde el espacio, parece rugosa o irregular cuando se observa de cerca.
Un simple cálculo servirá para ilustrar esta dicotomía. El punto más alto de la superficie de la Tierra es la cima del Monte Everest, que se extiende a ambos lados de Nepal y China. Su pico está a una altitud de
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8 848 × 0,001 κ = _________________ = 0,000883 0,25 × 40 075 | (1) |
Sin embargo, cualquiera que haya escalado el Monte Everest dará fe del desafío
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En el otro extremo, hay porciones de la superficie terrestre que son extremadamente planas; por ejemplo, el Salar de Uyuni, en el suroeste de Bolivia, el más grande del mundo, con 10 582 km2 de superficie.
Geográficamente, Uyuni se encuentra en el extremo sur de la gran cuenca endorreica del Altiplano de Perú y Bolivia, recogiendo las sales que se originan en la cuenca del Lago Titicaca y las de otros lagos de la región. La llanura de Uyuni transmite un mensaje de extenso hundimiento y sedimentación y, geológicamente hablando, de tiempo
transcurrido. La fuente de toda la sal es la erosión de las rocas.
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La geología por sí sola no explica todos los procesos que ocurren en la superficie de la tierra.
La geología es sólo la primera de una gran cadena de procesos relacionados que condicionan y hacen posible la vida en la tierra. La geomorfología bien puede ser la segunda.
3. GEOMORFOLOGÍA
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La geomorfología es el estudio científico de los accidentes geográficos y los procesos que les dan forma.
La geomorfología se ve afectada por procesos de levantamiento y hundimiento tectónico, erosión, deposición, y la acción de agentes naturales como la
gravedad, agua, viento, hielo y fuego.
Los procesos duales de levantamiento y hundimiento, junto con la erosión y la deposición, son principios fundamentales. A través de la elevación, la corteza terrestre sube; a través del hundimiento desciende.
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La forma típicamente cóncava de los perfiles longitudinales de los ríos garantiza que no todas las partículas desalojadas por la erosión puedan llegar hasta el océano. Una fracción considerable del material erosionado tiene la tendencia a quedarse atrás, y depositarse para formar los valles. Cuanto más extensos y profundos son los valles, presumiblemente son más antiguos. Un ejemplo de ello: Dentro del valle del río Misisipi, los sedimentos varían en edades desde el Jurásico (199-145 millones de años antes del presente) hasta el Cuaternario (2,6 millones de años) tienen un espesor máximo de
La acumulación de sedimentos en los valles se expresa admirablemente mediante el concepto de rendimiento de sedimentos
(Ponce, 2014).
La cantidad de sedimento entregado a un punto aguas
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La ciencia de la geomorfología se divide en los siguientes campos: (1) terrestre, (2) fluvial, (3) lacustre y
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La geomorfología interactúa con la hidrología de varias maneras; a su vez, la hidrología interactúa con la geología, ecología y clima. Las interacciones son complejas y a menudo es difícil discernir las relaciones causa-efecto. Lo más que se puede afirmar a este respecto es que todos estos campos están intrínsecamente conectados y completamente entrelazados. Sin embargo, la geomorfología se destaca como el mecanismo unificador que trata de enlazar a sus ciencias hermanas.
Drenaje exorreico vs endorreico
La interacción más significativa entre geomorfología e hidrología la proporciona la escorrentía, o escurrimiento, lo que comienza poco después de que la precipitación llega al terreno. Después de las abstracciones hidrológicas, la escorrentía en la superficie de la Tierra se acumula como drenaje en arroyos y ríos. El drenaje puede ser: (1) exorreico, o (2) endorreico. Los drenajes exorreicos devuelven agua al océano, cerrando el ciclo hidrológico; los drenajes endorreicos no llegan al océano, sino que regresan a la atmósfera, acortando el ciclo.
Las regiones continentales periféricas son en su gran mayoría exorreicas, con arroyos y ríos que desembocan en el océano estratégicamente más cercano. Por el contrario, las regiones continentales no periféricas son endorreicas, con arroyos y ríos que desembocan en cuencas cerradas, acumulándose en lagos y drenajes interiores.
Dos factores ayudan a determinar si un sistema de drenaje en un lugar determinado será exorreico o endorreico: (1) el tamaño del continente, y (2) la forma general del terreno, modificada por:
Los Estados Unidos es un buen ejemplo de un gran subcontinente que presenta drenajes tanto exorreicos como endorreicos. Las cuencas de los ríos Mississippi, Columbia y Colorado son exorreicas, para centrarnos únicamente en las tres cuencas más grandes. Sin embargo, la Gran Cuenca, que comprende la mayor parte del estado de Nevada, la mitad de Utah y secciones de Idaho, Wyoming, Oregón y California, es endorreica (Fig. 7).
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Las cuencas endorreicas son de dos tipos: (1) cuencas completamente endorreicas, o cerradas, y
A diferencia del Gran Lago Salado, los Grandes Lagos de América del Norte son parcialmente endorreicos. Los Grandes Lagos desembocan en el Océano Atlántico a través del río San Lorenzo y, por lo tanto, son de agua dulce. De hecho, el agua del Lago Superior, el más septentrional de los Grandes Lagos, se encuentra entre las más frescas de la Tierra, con una salinidad de 0,063 partes por mil.
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En el tiempo geológico, las cuencas cerradas continúan recolectando sal, mientras que las cuencas abiertas presentan agua dulce de salinidad variable, típicamente entre 0,5 y 10 partes por mil, según el grado de endorreísmo. Un mayor grado de endorreísmo conduce a aguas de mayor salinidad.
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Cabe notar que el Mar Caspio, ubicado entre Europa Oriental y Asia, desemboca en la Cuenca de Garabogazkol,
la cual se encuentra al final de su drenaje cerrado. Esta última cuenca presenta una
salinidad de 345 partes por mil, aproximadamente 10 veces mayor que la del océano! La entrada al canal tiene unos 200 m
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Se ve claramente que la geomorfología determina la hidrología y drenaje, y que el drenaje determina la salinidad.
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,
El tiempo y el clima dependen de la energía, siendo el Sol
la fuente de toda energía. La latitud es el parámetro fundamental; la proximidad al Sol determina la temperatura, el cual condiciona el clima.
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, por medio 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 6268 m de altitud, es el lugar de la Tierra localizado físicamente más cercano al Sol (Fig. 12).
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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, los cuales 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.
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Las barreras orográficas afectan el clima al influir en la distribución espacial de las precipitaciones.
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Las erupciones volcánicas cambian los patrones de precipitación al aumentar la concentración de partículas en las capas inferiores de la atmósfera, lo cual promueve la coalescencia, resultando en un aumento de la precipitación. Dependiendo del tamaño de la erupción y de la cantidad de partículas (cenizas) liberadas,
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Los incendios forestales, tanto los naturales como aquéllos inducidos por el ser humano, afectan al clima de forma muy similar a las erupciones volcánicas, aunque en menor grado y extensión geográfica.
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 lamentó la pérdida de una vida.
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La topografía y el estado de la superficie terrestre también afectan el clima local, aunque
estos efectos no sean 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
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Es probable que los cambios en el albedo, ya sean naturales o inducidos por causales antropogénicas, alteren el balance de radiación cerca de la superficie y conduzcan a cambios en los patrones de precipitación
El cambio climático antropogénico es el factor más reciente en la climatología. Después de casi cincuenta
años de estudio, la ciencia ha llegado a la conclusión de que la quema
de combustibles fósiles, para impulsar el transporte vehicular y el desarrollo industrial, ha producido un desequilibrio entre la fotosíntesis y la respiración a escala global
(http://www.ipcc.ch;
Ponce, 2015a). 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 (2025).
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Continuando con su aparentemente inexorable aumento, el exceso de dióxido de carbono atmosférico está provocando cambios climáticos apreciables, como el aumento de las temperaturas medias de la superficie,
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, la cual es de especial aplicabilidad en las regiones tropicales y subtropicales.
La base de la clasificación climática es la precipitación terrestre global media Ptgm. Su estimación se basa en la cantidad media global de humedad atmosférica (25 mm) y su tiempo promedio de reciclaje (11 días)
En la Tabla 1 se muestra la clasificación climática conceptual. La línea 1 muestra la clasificación en términos de precipitación media anual Pma (mm), en ocho (8) provincias de humedad:
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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 esto continúa siendo un desafío. La precipitación horizontal, la cual se origina en la condensación de humedad en las superficies de 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 mostrados en la Tabla 1.
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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.
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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, 2016a).
A su vez, el humedecimiento de la cuenca se separa en dos componentes: (1) flujo base, y
La precipitación se separa en sus tres componentes: (1) escorrentía superficial, (2) flujo base y
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 escorrentía, o escurrimiento.
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
En promedio global, la precipitación se separa en los siguientes componentes:
(1) evaporación y evapotranspiración, 58%; (2) escorrentía, 40%, compuesto de escorrentía directa (28%),
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La Figura 21 muestra los promedios globales, interpretados en el centro del espectro climático,
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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 ha sido comprometido por los ecosistemas. Del 40% restante, es decir, la escorrentía,
una parte debe reservarse para la pesca y otra biota fluvial; por lo tanto, sólo
una pequeña fracción de la precipitación está disponible para
un 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 vs. hidrología de rendimiento
La determinación de los coeficientes de escorrentía está sujeta a una complejidad adicional:
En hidrología de eventos, el coeficiente de escorrentía C varía de 0 a 1, aumentando generalmente con el grado de impermeabilidad de la superficie. Los valores típicos de C utilizados en el diseño de drenaje urbano están en el rango 0,30 a 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 urbano, usualmente 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 es el siguiente: L'vovich (1979) ha documentado valores de K que van desde tan solo 0,02 (río Itapicuru en Cajueiro, Brasil), hasta 0,93 (río Cayagán 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 suele tener un papel importante en la evaluación del coeficiente de rendimiento.
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Dada la naturaleza de las relaciones funcionales que gobiernan los coeficientes de evento
y escorrentía, presentamos aquí un modelo conceptual para comparar
estos coeficientes en todo el dominio de su variabilidad.
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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, 2015b).
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., 2018).
Gestión de agua subterránea
El agua superficial (propiamente dicha, escorrentía directa) se recicla cada 11 días en promedio, mientras que el agua subterránea puede tardar hasta 1400 años o más
(Ponce, 2020).
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 puede
afectar al flujo base en las proximidades. 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, 2015b). 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 las proximidades (
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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
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, 2022). En las regiones continentales periféricas, se pueden construir líneas de salmuera, aunque a un gran costo, para transportar las sales al océano, donde pueden permanecer para siempre (Fig. 26).
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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 del terreno, 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.
La importación de agua desde regiones más húmedas, en las cuales el suministro es abundante, hacia regiones más secas, donde la demanda es alta, es posible, pero puede resultar cada vez más difícil, dadas las limitaciones ambientales, socioeconómicas y políticas. La desalinización del agua del océano también es factible, pero puede ser sostenible sólo cuando se utiliza cerca de la baja altitud de origen. Cabe anotar que el bombeo de agua de mar desalinizada utilizando combustibles fósiles puede producir un aumento de la huella de carbono.
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. 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 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, en las cuales 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).
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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 de un ser humano).
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
Un ecosistema dado a menudo se denomina bioma. Un bioma es una porción de la
superficie terrestre que está definido climática y geográficamente
para contener comunidades específicas de flora, fauna y organismos asociados.
Los diferentes tipos de biomas son difíciles de clasificar con precisión.
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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.
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El cambio de sucesión puede ser influenciado por los siguientes factores: (a) las condiciones del sitio;
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 alterar las comunidades.
7. ECOHIDROLOGÍA
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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 las aguas superficiales, las aguas subterráneas no saturadas (zona vadosa), y las 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 definidas. La climatología busca explicar las relaciones espaciales a escalas local y regional.
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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 el incremento de la elevación. Generalmente se reconocen tres mecanismos para el enfriamiento de masas de aire:
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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.
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 existentes.
Un valor de albedo igual a 1 representa un espejo, es decir, una superficie totalmente reflectante.
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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.
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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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 mil 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,
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.
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¿Cuáles son las especies de freatofitos?
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¿En qué medida estas especies crecen en zonas donde no pueden llegar a la zona de saturación?
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¿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?
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¿Los freatofitos desarrollan sus sistemas radiculares en la franja capilar o envían sus raíces a la zona de saturación?
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¿Los freatofitos 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?
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¿Cómo se adaptan los freatofitos a las fluctuaciones del nivel freático?
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¿Cómo se ven afectados los freatofitos por el espesor de la franja capilar?
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Para una especie dada de freatofito, ¿Cuál es la profundidad mínima y máxima del nivel freático a la que está adaptada?
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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?
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¿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 freatofitos, 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 en volumen, 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.
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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 considerables 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. Meinzer 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 Mojave en Camp Cady, California (D. G. Thompson, citado en Meinzer, 1927). Se ve claramente que diferentes especies ocupan diferentes niveles en el perfil. Las dimensiones de los escalones dependen de la proximidad al agua subterránea, la cual está condicionada por la topografía local, es decir, por la geomorfología.
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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 del 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 predomina una interacción activa con el agua subterránea (Ponce y Cunha, 1993; 2015).
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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.
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8. HIDROCLIMATOLOGÍA
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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 contínuo del agua sobre, encima y debajo de la superficie de la Tierra (Fig. 38). La cantidad total de agua en la Tierra permanece relativamente
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.
Fig. 38 El ciclo del agua. |
El enfoque convencional del ciclo hidrológico es deductivo o cartesiano. La ecuación fundamental, atribuida a Horton (1933), es:
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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:
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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
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P - Q Q _______ = ____ S P | (4) |
en la cual S = retención potencial. Esta ecuación predice que cuanto mayor es la retención, mayor es la escorrentía, una conclusión que está claramente 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).
El modelo hidroclimatológico de Budyko
El balance hídrico anual de una cuenca exorreica se puede expresar de la siguiente manera:
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ΔS = P - E - Q | (5) |
en la cual ΔS = cambio en el almacenamiento de la cuenca, P = precipitación, E = evaporación,
y
En un año promedio, ΔS = 0, y la Ec. 5 se reduce a lo siguiente:
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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 su retorno a 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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La precipitación P se puede separar en dos componentes:
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P = Pa + Pe | (7) |
en la cual Pa = fracción de P derivada externamente, de A; y Pe = fracción de P derivada internamente, de E.
De la conservación de masa:
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A = C + Q | (8) |
en la cual C = vapor de agua total que sale del volumen de control por el lado de sotavento. Además:
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C = C' + C" | (9) |
en la cual C' = vapor de agua en tránsito, definido de la siguiente manera:
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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:
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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 - PaL, 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:
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:
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.
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Pa WU - 0.5 PaL ______ = _________________ Pe 0.5 (E - Pe) L | (12) |
lo cual mediante una manipulación algebraica se reduce a lo siguiente:
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Pe = Ω Pa | (13) |
en la cual Ω es un parámetro climático adimensional definido como sigue (Entekhabi et al., 1992):
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EL Ω = _______ 2WU | (14) |
De las Ecuaciones 7 y 13:
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P Pa = _______ 1 + Ω | (15) |
y
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ΩP Pe = _______ 1 + Ω | (16) |
Cuando Pa es pequeño en comparación con P, Ω es grande y se está produciendo un reciclaje efectivo de la precipitación. Por el contrario, cuando Pa 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 distintas (Fig. 38):
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E = Eg + Ev + Ew | (17) |
en la cual Eg = evaporación del suelo desnudo; Ev = evaporación de superficies con vegetación (evapotranspiración), y Ew = evaporación de cuerpos de agua. El destino de la evaporación es reciclarse como Pe 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 de mayor tamaño, la relajación del supuesto de linearidad 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 (Ev + Ew), 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 Eg, que es típica de una región árida. Así, un albedo más bajo correspondería a una relación (Ev + Ew)/E más alta, mientras que un albedo más alto correspondería a una relación
Varios estudios han documentado la relación entre la humedad ambiental y la capacidad de reciclaje
del sistema acoplado superficie terrestre-atmósfera.
Benton et al. (1950) estimaron que la porción de precipitación derivada de la evapotranspiración local para el valle del río Misisipi fue como máximo del 10%. Budyko y Drozdov (1953) estimaron el mismo porcentaje para la parte europea de la Ex-URSS.
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 de la construcción del embalse.
Coeficientes de balance hídrico
El modelo hidroclimatológico de Budyko permite la definición de tres coeficientes de balance hídrico:
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Pe Kc = _____ P | (18) |
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C" Kd = _____ P | (19) |
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Q Kr = _____ P | (20) |
Dadas las Ecuaciones 6 y 11, se concluye que:
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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
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La Figura 40 muestra la variación de los coeficientes del balance hídrico a lo largo del espectro climático. El coeficiente cíclico Kc 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 Kd 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 Kr 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 |
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), quien separó la precipitación anual en dos componentes (Fig. 41):
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P = S + W | (22) |
en la cual S = escorrentía superficial, es decir, la fracción de escorrentía que se origina en la superficie terrestre, y
Fig. 41 Balance hídrico de L'vovich. |
La humectación se divide en dos componentes:
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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, la cual 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:
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E = Eg + Ew | (25) |
en la cual Eg = evaporación del suelo, suelo desnudo, y pequeños almacenamientos superficiales (charcos), y Ew = 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.
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R = S + U | (26) |
Combinando las Ecs. 22, 23, y 26:
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P = R + V | (27) |
Las Ecuaciones 22 a 27 constituyen un conjunto de ecuaciones de balance hídrico.
Combinando las
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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 Ec. 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:
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R R Kr = _____ = __________ P R + V | (29) |
El coeficiente de flujo base es:
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U U Ku = _____ = __________ W U + V | (30) |
La Figura 42 muestra los coeficientes de escorrentía y flujo base calculados por Ponce y Shetty (2015b), 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.
Conclusión
Está claro que la escorrentía superficial, el flujo base y la vaporización (Ec. 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. 9. BIOCLIMATOLOGÍA
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 más de 2 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 aproximadamente 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
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:
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.
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
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, 1000 m; y montano bajo, junto con el subtropical, si está presente, 2000 m.
En la clasificación de Holdridge, las regiones latitudinales se dividen en: (a) tropical, (b) subtropical,
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.
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):
10. ECOHIDROCLIMATOLOGÍA
La ecohidroclimatología es el estudio de las interacciones entre la ecología, la hidrología y el clima.
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 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, lo mismo no sucede con el agua subterránea. El agua superficial no se puede agotar, mientras que el agua subterránea sí puede hacerlo.
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):
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 cambia 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
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.
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:
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.
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
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. La importancia de la geomorfología en la ecohidroclimatología se ve atenuada por dos factores:
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.
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%
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, 2014):
La velocidad convectiva es la celeridad de la onda cinemática (Seddon, 1900;
El coeficiente de difusión es la difusividad hidráulica
(Hayami, 1951;
Ponce, 2014):
De la Ecuación 36, se ve que el coeficiente de difusión es inversamente proporcional a la pendiente.
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. 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).
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. 11. ESTUDIOS DE CASO
En esta sección se revisan varios estudios de caso de ecohidroclimatología. Se demuestra cómo la geomorfología tiene un papel importante en la caracterización de las interacciones entre flora, fauna, agua y clima. También se señalan algunos ejemplos de interacción antropogénica.
Cole (1960), en su artículo seminal 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:
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).
El Pantanal de Mato Grosso es el humedal tropical más grande del mundo, abarcando alrededor de 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):
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).
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 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 (por ejemplo, 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; 2015) (Fig. 60).
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.
En el Pantanal de Mato Grosso, la principal tendencia de variación vegetativa está altamente
correlacionada con la humedad del suelo y la topografía. La decidida 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:
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.
En el pantano de los Everglades del Sur de Florida, EE.UU. (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)
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 el tiempo geológico; o (c) mixto, cuando ambas termitas y sedimentación diferencial se unen con el mismo propósito (Ponce y Cunha, 1993). 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.
Los procesos que llevaron al desarrollo de los montículos en los Everglades son los mismos responsables de la formación de capones y murundús en el Pantanal de Mato Grosso y otros ecosistemas tropicales de la Zona de Transición Acuática-Terrestre (ZTAT). Se ve claramente 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.
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).
El número y la extensión aérea de estos montículos elevados, la mayoría de los cuales aún sobreviven hasta la actualidad, dan fe del ingenio y perseverancia de los pueblos originarios de los Llanos de Mojos. Denevan
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).
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 conducirán a la nitrificación, seguida de desnitrificación, y por lo tanto, al 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.
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 mil veces menor que en el aire].
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.
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 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, invertía la dirección y fluía hacia el norte, hacia los valles de los ríos Kings y San Joaquín. De 1850 a 1878, se ha documentado que el lago se desbordó en 19 de los 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).
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).
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 galería, 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)
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), los cuales 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.
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 perturbaciones antropogénicas pueden producir condiciones geomorfológicas que tienen
efectos ecohidroclimatológicos, como lo demuestra claramente la experiencia del Arroyo Camp
(Ponce, 1990;
2016).
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
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.
La Figura 73 muestra dos instantáneas del mismo tramo de Arroyo Camp, tomadas en 1989 y 2004.
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.
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 (freatofitas) 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 (Video: The Story of Red Clover Creek).
La experiencia del Arroyo Red Clover es un ejemplo de restauración exitosa después de la degradación causada por perturbaciones antropogénicas. Nuevamente se muestra aquí cómo la geomorfología interactúa con la hidrología y ecología para propiciar un retorno a la estabilidad productiva de un ecosistema. 12. RESUMEN
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:
La importancia de la geomorfología se ve afectada por dos factores:
Se presentan ocho (8) estudios de caso para demostrar cómo el conocimiento de la geomorfología es esencial para la comprensión de una amplia gama de procesos en la nueva ciencia de ecohidroclimatología. REFERENCIAS
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