Capítulo 1 El Ciclo Global del Agua

1.1 INTRODUCCIÓN

El ciclo hidrológico global junto con su fuerza motriz,la radiación solar, constituye el soporte básico paraque se origine la producción biológica primaria.Proporciona la cantidad de agua necesaria que serequiere para la asimilación del carbono y juega unimportante papel en el aporte de nutrientes y en sutransporte. Por otra parte, el ciclo hidrológico es elresponsable de las condiciones moderadas y favora-bles de temperatura que prevalecen en la Tierra através de su conexión con el ciclo atmosférico global.

La hidrosfera es la interconexión entre la biosfera, laatmósfera y la litosfera, donde están integrados losflujos de agua, energía y los compuestos geoquími-cos.

El agua es capaz de ejecutar estas funciones graciasa sus excepcionales propiedades:

1) el elevado y universal poder de disolución,esencial para la distribución de materia geoquí-mica, el transporte de nutrientes y para eliminarsubstancias tóxicas de los organismos vivos.

2) la gran tensión superficial, produciendo fuer-zas capilares elevadas, al mismo tiempo que ori-gina fuerzas osmóticas que permiten el transpor-te de agua y de solutos dentro de organismos ymantiene la tensión celular necesaria.

3) la enorme capacidad calorífica y calor de eva-poración, inherente a su papel de transportadorde energía.

4) la densidad máxima por encima del punto decongelación, a los 4ºC. Esta anomalía hace quese inicie la congelación desde la superficie haciaabajo, haciendo más lenta tanto la liberación decalor como el avance del proceso de congelación.De este modo se protege a los organismos vivos.

5) el enorme punto de congelación y de ebulli-ción relativo a su peso molecular, en compara-ción con compuestos estructurados de formasimilar, como el H2S y el H2Se; si se lo compara

con estos compuestos, las temperaturas seencontrarían entre los -50 y los -100ºC.

Todas estas propiedades están relacionadas con laextraordinaria cohesión y la estructura pseudo-crista-lina del agua. La causa de dicha estructura es laexcentricidad del núcleo positivo del hidrógeno res-pecto a la de los electrones y los núcleos de oxígeno,lo que proporciona a la molécula de H2O una polari-dad eléctrica o carácter bipolar.

En este capítulo se discute la composición de lahidrosfera, los conceptos básicos del ciclo hidrológi-co y su interacción con la circulación atmosférica.Por lo tanto se consideran los componentes indivi-duales del ciclo hidrológico, y sus correspondientesinteracciones. Finalmente se examina el impactoproducido por el cambio climático y la interaccióndel hombre con el ciclo hidrológico.

1.2 LA HIDROSFERA

1.2.1 EL ORIGEN DEL AGUA EN LA TIERRA

Muy probablemente el agua ha estado en nuestrosistema solar desde su formación y se formó duran-te el proceso de fusión termonuclear que produjo loselementos de la tabla periódica y sus compuestos. Seestima que la cantidad total de agua que contiene laTierra es del orden del 0,4% en volumen. Es sufi-ciente para formar una esfera de hielo con un diá-metro de casi 2500 km y con un volumen de8,2×109 km3. La mayoría de este agua se encuentraquímica y físicamente confinada en rocas y minera-les dentro de la corteza y el manto terrestre. Se cal-cula que la cantidad de agua libre que forma lahidrosfera es de 1,4×109 km3, es decir, el 17% de lacantidad total de agua presente en la Tierra, de lacual el 96% se almacena en los océanos en forma deagua salina.

Se cree que la mayoría del agua de la hidrosfera seha originado durante el proceso de degasificacióndel manto de la Tierra ocasionado por las erupcionesvolcánicas y la lava que asciende a la superficie(basalto) durante los 5 miles de millones de años de

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1 EL CICLO GLOBAL DEL AGUA *)

*) Versión original de J.J.de Vries, catedrático de hidrología, Frije University, Amsterdam

Isótopos Ambientales en el Ciclo HidrológicoIGME. Temas: Guías y manuales. ISBN: 84-7840-465-1

la existencia de la Tierra. Se estima que la producciónde agua en este proceso es alrededor de 1 km3/año.No obstante, se sabe que la Tierra también se expo-ne a las colisiones con cuerpos cósmicos, incluyendolos cometas que contienen hielo. Por consiguienteparte del agua de la Tierra podría ser de origenextraterrestre. Algunos de los satélites de otros pla-netas y muchos de los cometas están formados casien su totalidad por hielo. Un ejemplo muy conocidoes el cometa Halley. Realizando un cálculo aproxima-do se obtiene que la cantidad total de agua en el sis-tema solar es 100 000 veces la masa de agua denuestros océanos (Kotwicki, 1991).

1.2.2 EL CICLO HIDROTECTÓNICO

Como se ha explicado con anterioridad, la hidrosfe-ra de la Tierra obtiene un exceso del orden de 1km3/año de agua procedente del manto y posible-mente del espacio. Por otro lado, una pequeña can-tidad escapa hacia el espacio y otra cantidad desco-nocida vuelve al manto a través de procesos de tec-tónica de placas. Este proceso es impulsado pormedio de corrientes de convección térmica quemueven la litosfera rígida, como una capa flotantepor encima de la astenosfera, que es más plástica(Fig.1.1). El magma asciende a través de las fracturas

(centros de separación) del suelo oceánico, originan-do nueva corteza oceánica. Como resultado la litos-fera se aleja del centro de separación. En el otro ladode la celda de convección, la litosfera se deprime for-mando la llamada zona de subducción. En la regióndel manto donde la antigua litosfera desaparece, elagua procedente del océano es arrastrada junto conla corteza a unos cientos de kilómetros de profundi-dad, donde acaban por involucrarse en el refundidode sedimentos que dan lugar al nuevo magma. Denuevo se escapa una parte del agua asociada a laactividad volcánica y magmática. El proceso comple-to recibe el nombre de ciclo hidrotectónico. Esteciclo actúa en una escala de tiempo geológica demillones de años y es cuantitativamente despreciablesi se compara con la cantidad y distribución de aguadel ciclo que acaece en la superficie terrestre y en laatmósfera inferior debido a la actual circulaciónhidrológica. Las diferencias dinámicas del ciclo hidro-lógico y el ciclo hidrotectónico también quedanreflejadas en los respectivos flujos de energía queintervienen.

La fuerza motriz implícita en el ciclo hidrológico, quees la radiación solar, produce un flujo de 5,2⋅109 Jm–2 año–1 en la superficie de la Tierra, mientras quela fuerza motora de los procesos tectónicos, que esla producción de calor interno de la Tierra, libera

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El Ciclo Global del Agua

Fig.1.1 Representación esquemática del ciclo hidrotectónico mediante una sección transversal de un límite oceánico-con-tinental. El material procedente del manto al ascender obliga a la corteza oceánica a deslizarse por debajo de la cortezacontinental (subducción).

1. Precipitación2. Evapo(transpi)ración3. Transporte de vapor4. Flujo debido a la topografía (agua meteórica)5. Agua del mar atrapada en los sedimentos subducidos (agua congénita)6. Fluido liberado por deformación7. Fluido cedido por el magma y las reacciones metamórficas (agua joven)8. Emisiones volcánicas

alrededor de 2,0⋅106 J m-2 año-1. Las emisiones vol-cánicas y magmáticas, sin embargo, tienen un efec-to cualitativo en la hidrosfera mediante la genera-ción de compuestos químicos y la concentración decalor. El polvo y los gases volcánicos pueden influirdurante años en el balance de calor de la Tierra y porconsiguiente en su clima y en el ciclo hidrológico.

La tectónica de placas y la deriva continental cambiala forma de la Tierra en una escala de tiempo demillones de años, a través de la reorganización geo-gráfica de los océanos y los continentes, la ascensiónde la corteza terrestre y la formación de cordilleras.En el curso de la evolución de la Tierra estos cambiosmorfológicos han causado cambios en las condicio-nes climáticas y en la hidrosfera a nivel mundial.Otras influencias de larga duración sobre el clima delplaneta son causadas por las derivas sistemáticas dela órbita de la Tierra y su exposición respecto al Sol,con cambios asociados a la recepción de radiaciónsolar, durante lapsos de tiempo de 104 a 105 años.

1.2.3 DISTRIBUCIÓN DEL AGUA EN LOS DIVER-SOS RESERVORIOS

La hidrosfera puede ser descrita como un sistema dediferentes reservorios entre los que se intercambienagua, solutos y energía por medio del ciclo hidroló-

gico. A gran escala, esta circulación es provocadapor la energía térmica procedente de la radiaciónsolar y por la energía potencial y la presión causadapor la gravedad. A pequeña escala, las fuerzas capi-lares y de ósmosis juegan un papel en el transportede agua en el suelo y en las plantas, mientras que laenergía geotérmica produce corrientes de convec-ción termo-minerales en los acuíferos profundos.

Como ya se mencionó previamente, se estima que lacantidad total de agua en la hidrosfera es de 1,4⋅109

km3, el 96% del cual reside en los océanos. El 4%restante está formado por agua dulce, que existe yse mueve sólo en virtud del proceso de destilacióncontinuo que transforma el agua salada en aguadulce por medio de la evaporación y su posteriorcondensación. La mayoría del agua dulce se encuen-tra más o menos acumulada en los casquetes pola-res, icebergs y glaciares, sobre todo en la Antártida yen Groenlandia. Si se derritiese el hielo, los ríos delmundo podrían fluir ininterrumpidamente durantemás de 500 años.

En la Tabla 1.1 se proporciona una estimación de ladistribución de agua dulce en varios de los reservo-rios globales y el tiempo de renovación del agua enlos diferentes reservorios. En algunas de esas cifrashay una notoria incertidumbre, especialmente para

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* < 5000 m de profundidad, basado en una porosidad del 1%, en lugar de una porosidad del 1,5%, obteniendo unvolumen de 12⋅106 km3 (ver Sección V)

** aproximadamente el 50% contiene agua salina o salobre; (compárese con volumen de 177⋅103 km3, Sección III)1 El flujo es debido a la evaporación oceánica2 Flujo estimado de descarga3 Flujo estimado en el 37% del total de la descarga continental (caudal de base)4 Flujo estimado en 80% de la lluvia continental5 El flujo es la lluvia total menos la evaporación total6 El flujo es la descarga total de los continentes

Tabla 1.1 Los volúmenes y flujos de agua, junto con el tiempo que invierten en las diferentes partes de la hidrosfera. Losvolúmenes están en su mayor parte de acuerdo con los obtenidos por Baumgartner y Reichel (1975), con algunas apor-taciones adicionales.

el agua subterránea a grandes profundidades.Incluso los valores del volumen de hielo varían consi-derablemente, desde 22 000 km3 a 43 000 km3 . Lamayor parte de la reserva de agua dulce involucradaactivamente en el ciclo hidrológico se encuentra apocos kilómetros bajo la superficie.

El estado del agua inmóvil profunda no es muyconocido, pero la mayor parte de ésta se encuentramás o menos aislada del ciclo hidrológico medianteformaciones impermeables, y sólo forma parte deéste a escala geológica. Además, la mayoría de esteagua es salina, probablemente congénita, o seaagua (principalmente agua marina) que fue atrapa-da durante la deposición de los sedimentos. Parte deeste agua es agua meteórica (de origen atmosférico)o agua magmática joven diagenéticamente alterada.También se encuentran salmueras calientes con tem-peraturas del orden de los 200ºC en el sondeo degran profundidad de la Peninsula de Kola (norte deRusia), a una profundidad de 12 km. Dichas aguasmineralizadas normalemente alcanzan la superficie através de manantiales termo-minerales alimentadospor fracturas profundas o en relación con paleovol-canismos (Fig.1.1).

Otra parte de las reservas de agua subterránea(Sección V, Capítulo 1), localizadas en áreas mássuperficiales, se puede clasificar como fósil, siemprey cuando este agua se haya formado bajo condicio-nes diferentes a las actuales y esté aislada de la cir-culación activa, bien por formaciones confinantes opor falta de recarga, como es el caso de las regionesáridas. En el Sahara y en la Península Arábiga existeun enorme reservorio de agua subterránea (más de100 000 km3 ) debajo de las areniscas y los limos,adquiriendo localmente un grosor de unos 3000 m.La edad de este agua es de 10 000-40 000 años yfue recargada durante los periodos lluviosos de laúltima glaciación. Continúa moviendose bajo pre-sión artesiana y constituye la fuente de los oasis.Aunque esta agua no interviene activamente en elciclo hidrológico, su descarga añade agua a la parteactiva, aumentando así el reservorio oceánico. Ya seamediante descarga natural o por extracción artificial,la extracción de todas las reservas fósiles de la Tierrapodría elevar el nivel medio del mar en varios decí-metros.

Otro de los apartados relativamente lentos del ciclolo forman los casquetes polares, los cuales, al menosa escala de tiempo geológica, deben ser considera-dos como un fenómeno temporal. Estos se han idoformando gradualmente desde que la temperaturade la superficie terrestre comenzó a decrecer a prin-cipios del Terciario, hace unos 50 millones de años,desde los 20ºC hasta los actuales 15ºC. Esto final-mente llevó, hace 2 millones de años, en el actualCuaternario, a ciclos glaciares del orden 100 000

años y a intervalos de temperatura inferiores a los10ºC. Durante más del 90% de la historia de laTierra no hubo casquetes polares. No se conoce bienel origen de este enfriamiento, pero unos de los pre-rrequisitos ciertamente necesarios para la genera-ción de la ingente masa de hielo continental fue laderiva del manto Antártico y el aislamiento de estecontinente por una corriente oceánica circular antár-tica durante el Terciario, con su consiguiente eleva-ción. La expansión del continente de hielo Antárticoprobablemente comenzó durante la mitad delMioceno, hace alrededor de 12 millones de años,pero los primeros glaciares de la región montañosade la Antártida se originaron a principios delOligoceno, hace unos 30 millones de años.

1.3 EL BALANCE GLOBAL DEL AGUA

En la Fig.1.2 se muestra un análisis esquemático delciclo hidrológico global y del balance de agua. Elciclo hidrológico se inicia con la evaporación en losocéanos, estimada en 425 000 km3 (1176 mm)anuales. Se calcula que la lluvia sobre los océanos esde unos 385 000 km3 (1066 mm) anuales. Estogenera un excedente anual de 40 000 km3 (equiva-lente a 110 mm) de agua en fase vapor, la cual estransportada mediante la circulación atmosférica(advección) hacia los continentes. El principal flujode vapor viaja desde las regiones cálidas ecuatorialeshasta las regiones frías de las latitudes altas.

En cuanto a la distribución areal del vapor atmosfé-rico se tiene que en las altas latitudes se produce laconcentración del vapor: la media del contenido deagua anual disminuye desde los 50 mm de aguaequivalente en las áreas ecuatoriales a valores infe-riores a los 5 mm sobre las regiones polares. La con-densación del vapor que se origina en los océanos,alrededor de los 40 000 km3 anuales, provoca la llu-via en los continentes. Esta precipitación es conti-nuamente reciclada por reevaporación. Se calculaque la evapotranspiración anual acumulada proce-dente de los océanos es de unos 71 000 km3 (480mm) por año. Así se obtiene un flujo total anual de40 000 + 71 000 = 111 000 km3 (746 mm) de laprecipitación producida, dando lugar a un exceso de40 000 km3 (266 mm) al año, que vuelve a los océa-nos por medio de los ríos, del deshielo de los glacia-res y del agua subterránea. En la Tabla 1.2 se mues-tran los flujos.

1.4 COMPONENTES DEL CICLOHIDROLÓGICO

1.4.1 EVAPORACIÓN

La evaporación sólo tiene lugar cuando se mantieneel gradiente de presión de vapor entre la superficie

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de evaporación y la capa de la atmósfera que hayinmediatamente por encima de ésta. Aparte de estemecanismo, la evaporación también necesita energíapara transformar el agua en vapor (2.44×103 J/g a15ºC). Esta energía se adquiere de la evaporación delagua, e indirectamente de la radiación solar y delcalor procedente de la atmósfera. De hecho, son doslos factores que controlan el mecanismo de la eva-poración. En primer lugar la diferencia entre la pre-sión de vapor del aire que hay por encima (eA) y lapresión de vapor saturada (eS) a la temperatura de lasuperficie de evaporación. A esta diferencia (eS-eA)se la llama déficit de saturación. En segundo lugar, la

tasa de evaporación se determina por el transportedel vapor. El movimiento ascendente en una capafina límite se produce por difusión molecular. Sinembargo, por encima de esta capa el vapor se trans-mite y disipa por movimiento turbulento, que estárelacionado con la velocidad del viento. La evapora-ción depende considerablemente de la temperatura,que determina la presión de vapor saturada, y delintercambio de aire turbulento, que está a su vezrelacionado con la velocidad del viento y la rugosi-dad superficial.

Los métodos para determinar la evaporación a partirde datos climáticos consisten normalmente en una

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Fig.1.2 Representación esquemática del ciclo hidrológico global. La cifras indican flujos de agua en 103 km3 por año (deacuerdo con Tabla 1.2).

Tabla 1.2 Balance anual de agua en varios océanos y continentes de la Tierra según Baumgartner y Reichel (1975).Shiklomanov (1993) indica valores notablemente mayores para los océanos.

combinación del balance de energía para una super-ficie determinada y de las condiciones aerodinámi-cas. El balance de energía / método aerodinámicomás divulgado fue desarrollado por Penman (1948).Posteriormente Monteith (1965) adaptó la fórmulade Penman para aplicarlo también a superficies convegetación mediante la introducción de factores deresistencia biológicos y aerodinámicos que incorpo-ran la estructura y fisiología de la cobertera vegetal.

Aunque la evaporación viene inducida por la energíasolar, la distribución sobre los océanos no refleja, nien tiempo ni en espacio, los modelos latitudinalesdel aporte de radiación. El motivo es que el calorlatente se extrae, en gran parte, del calor almacena-do en la propia agua, que está así influenciado porlas corrientes oceánicas cálidas y frías. Esto ocurreespecialmente cuando sobre una corriente cálidaoceánica sopla un aire relativamente frío y seco.

Los elevados gradientes de presión de vapor entre lasuperficie de agua cálida y el aire seco estimulan eltransporte de vapor ascendente, extrayendo la ener-gía principalmente del agua. Por consiguiente, laevaporación máxima ocurre al oeste del Pacífico ydel Atlántico, donde prevalece esta situación parti-cular (Fig.1.3). En las regiones ecuatoriales seencuentran valores relativamente bajos debido a lareducida velocidad del viento y las altas presiones devapor. Otros de los factores que influyen en la distri-bución espacio-temporal de la evaporación sobre losocéanos son: la advección de masas cálidas de aire,las variaciones estacionales de la velocidad del vien-to y el intercambio turbulento.

Frecuentemente, la evaporación que tiene lugar en

una cubierta vegetal es una combinación de la eva-poración directa procedente de una superficiehúmeda, y del consumo o transpiración de agua porla vegetación. A este efecto combinado se le llamaevapotranspiración. La evaporación de una vastasuperficie de agua, como podría ser un lago o el océ-ano, depende exclusivamente de la energía propor-cionada y de las condiciones atmosféricas. No obs-tante, la evaporación en un área de Tierra a menudose encuentra limitada por el agua disponible. Parauna superficie vegetal muy húmeda o para un suelocon alto contenido en agua, la evaporación general-mente es próxima a la de una superficie de agualibre y se la denomina evapotranspiración potencial.

Un factor muy importante es la distribución de aguade lluvia en función del tiempo. Si la lluvia ocurredurante el invierno, un factor limitante puede ser,por ejemplo, la energía aportada, mientras que porotro lado, la evaporación por interceptación puedeaumentar si se produce la coincidencia de precipita-ciones distribuidas de forma más regular con chu-bascos frecuentes. La limitación de la cantidad deagua en el momento y lugar precisos es una de lasrazones por la que la tasa de evaporación en los con-tinentes es inferior a la mitad de la que se produceen los océanos. El otro factor es la reducida radiaciónsolar neta que recibe la superficie. La causa principalse encuentra en la diferencia en el albedo (porcenta-je de la radiación solar que llega y que se refleja enla superficie de la Tierra para volver a la atmósfera),que es del 6-10% para el agua libre y en los conti-nentes varía desde el 7% para los bosques tropicaleshúmedos al 35% para la arena blanca seca (ver tam-bién el apartado 1.4.3).

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Fig.1.3 Distribución global de la evaporación anual en cm (Barry, 1969; de acuerdo con Budyko et al., 1962).

1.4.2 PRECIPITACIÓN Y CIRCULACIÓN ATMOSFÉRICA

En principio, la lluvia viene originada por la conden-sación y la formación de nubes en la atmósfera alenfriarse el aire hasta alcanzar su punto de rocío.Este enfriamiento normalmente se produce porexpansión adiabática del aire ascendente como con-secuencia de la disminución de la la presión atmos-férica con la altura. Además, el calor liberado duran-te la condensación puede liberar energía adicionalpara provocar un mayor ascenso de la masa de aire,lo que puede desembocar en tormentas convectivas.La mayoría del vapor que produce lluvia ha sufridotransporte advectivo por circulación atmosférica.

La circulación atmosférica global se mantiene graciasal gradiente de la radiación solar que entra, con unexcedente en la zona tropical, donde el aporte decalor supera las pérdidas hacia el espacio, y con unsumidero permanente del calor en las regiones pola-res. El consumo y la liberación de calor por evapora-ción y condensación, respectivamente, son secunda-rios en la distribución global de calor. El movimientode aire viene inducido por el gradiente de presión, elcual resulta de las diferencias espaciales del calenta-miento, pero el movimiento se desvía de la direccióndel gradiente de presión como consecuencia de larotación de la Tierra (efecto Coriolis). Otras desvia-ciones que se superponen a la circulación norte-surideal del viento son debidas a la distribución de lasmasas de tierra y oceánicas, y a la diferencia de calorasociada, incluyendo los efectos de las estaciones.Finalmente, los vientos se ven muy afectados cuan-do tropiezan con las zonas montañosas.

En latitudes bajas, a ambos lados del ecuador, lacolumna de aire asciende y se mueve hacia los polos.En latitudes altas el aire frío hace que la columnadescienda. Esto conlleva el desarrollo de una enormecelda de aire convectivo, las famosas celdas deHadley, con bajas presiones a lo largo del ecuador yaltas presiones alrededor de los 30º de latitud.

Debido a la rotación de la Tierra, se produce la sepa-ración de la zona de alta presión en celdas anticicló-nicas en forma de espiral divergente. La corriente deaire compensadora que circula en sentido contrarioprovoca los vientos alisios, que soplan del nordesteen el hemisferio norte y del sudeste en el hemisferiosur. Esos vientos convergen en el área ecuatorial, ypor consiguiente se les conoce también con el nom-bre de Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT). Elaire ascendente a lo largo de la zona convergenteecuatorial provoca las intensas lluvias de las áreasforestales húmedas del trópico, mientras que laregión de alta presión en la que el aire se calienta porcompresión da como resultado zonas de estepa tro-pical y áreas desérticas donde la lluvia es escasa.Estas zonas áridas se extienden hacia el norte hastaalcanzar los interiores remotos del hemisferio nortedebido a su distancia respecto al aire húmedo pro-cedente de los océanos (Fig.1.4).

Parte del aire cálido procedente de la franja de altaspresiones subtropicales se desplaza hacia latitudesmayores y forma los vientos predominantes del oesteen el hemisferio norte. El aire frío cae al llegar a lospolos, se expande hacia el este y choca con los vien-tos del oeste a latitudes intermedias. En esta zona elaire cálido subtropical pasa por encima del aire polar

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Fig.1.4 Distribución global de la precipitación anual (Bos Atlas, Wolters-Noordhof, 1988).

formando los llamados frentes polares a lo largo delas diferentes masas de aire. El movimiento forzadoascendente del aire húmedo y cálido, junto con laspulsaciones de baja presión de las corrientes de cho-rro meandriformes (jet streams) que se da en la partealta de los vientos del oeste, provoca el desarrollo deceldas de baja presión (celdas anticiclónicas). Sumovimiento en espiral y convergente hacia el interiorobliga al aire húmedo a ascender y originan las llu-vias frontales de las latitudes intermedias. Las lluviasconvectivas se desencadenan en este área, principal-mente durante el verano, mediante celdas de con-vección libre en masas de aire sobrecalentado.

Los casos extremos de lluvias convectivas estánconectados con la aparición de huracanes o tifonesdevastadores. Estos se desarrollan en los cinturonessubtropicales cuando los centros convectivos de bajapresión se forman sobre superficies cálidas en el mar,con temperaturas superiores a los 26º C. Su energíase deriva del calor que se libera durante la conden-sación del aire ascendente y en expansión. Este pro-ceso se autosostiene gracias a que se toma conti-nuamente aire cálido húmedo desde el océano. Soncomunes precipitaciones extremas del orden de los500 mm/día durante el paso de los huracanes.

Otros de los vientos que originan lluvias intensas sonlos monzones, que son vientos estacionales. Estosvientos invierten sus sentidos a causa de los cambiosestacionales que tienen lugar en la localización de laszonas de altas y bajas presiones que se extiendensobre grandes áreas continentales. El monzón de laIndia es particularmente intenso. Durante el veranoel subcontinente de la India se vuelve más caliente,desarrollándose una celda muy caliente de baja pre-sión. El aire húmedo procedente del océano se des-plaza hacia el interior del continente y trae consigograndes lluvias. Un efecto similar lo causa el ZCITque se desvía hacia el sur durante el verano delhemisferio boreal, promoviendo lluvias estacionalesen la zona subtropical del sur de África. Otra de lascausas de las desviaciones regionales respecto almodelo global son los efectos orográficos.Generalmente las lluvias intensas ocurren en el ladodonde el aire es obligado a ascender (barlovento), yconsecuentemente las lluvias más débiles se dan asotavento.

1.4.3 DESCARGA PROCEDENTE DE LOSCONTINENTES

Parte de la lluvia que cae sobre el terreno de nuevodesaparecerá por evaporación, bien directamentedesde la superficie de los suelos con alto contenidode agua o bien de su intercaptación por la vegeta-ción. La parte del agua restante puede escurrir y otraparte puede infiltrarse, aumentando así la humedaddel suelo (Sección V, Capítulo 1). Cuando el suelo ha

alcanzado un cierto contenido de humedad, el aguaedáfica en exceso percola hasta alcanzar la zonasaturada (o zona con agua subterránea). El agua res-tante queda retenida por capilaridad y por otrasfuerzas que actúan en sentido contrario a la fuerzagravitatoria. Parte del contenido de humedad delsuelo y aguas superficiales tienden a reevaporarse,principalmente por transpiración a través de la vege-tación.

El agua subterránea que se encuentra a profundida-des superiores a 1 ó 2 m por debajo de la zona radi-cular casi no participa en el proceso de evaporación,ya que el transporte por capilaridad desde al nivelfreático hacia arriba es despreciable. Un dato muyimportante a tener en cuenta es que las dos terceraspartes de la lluvia continental se originan a partir dela reevaporación y transpiración desde el suelo.

El excedente tanto de agua superficial como de aguasubterránea es eventualmente descargado por losríos, y de igual manera, pero en menor cantidad, pordescarga directa del agua subterránea al mar. El per-fil o el régimen de los ríos sigue principalmente losmodelos estacionales de precipitación y evapotrans-piración, con un desfase asociado debido a los pro-cesos de almacenamiento. Los ríos responden demanera rápida en áreas con suelos poco profundos,con pendientes pronunciadas y con una reducidacapacidad de infiltración. Por el contrario, las áreasllanas con una elevada capacidad de infiltración y dealmacenamiento y una gran permeabilidad se carac-terizan por tener ríos que presentan respuestas len-tas y un flujo base sostenido. La descarga globaltotal se libera en parte como caudal de base y enparte como caudal de avenida. El caudal de avenidano se genera exclusivamente por escorrentía superfi-cial. De hecho, este último tipo de flujo ocurre sólodurante intensas precipitaciones excepcionales y enterrenos inclinados con superficie impermeable.Normalmente, el agua de avenida se produce poruna serie de procesos entre los que se incluyen elrápido flujo de agua a través de los macroporos delas capas superiores del terreno (flujo subsuperficial)y el flujo de escorrentia superficial directa.Generalmente, estos procesos que tienen lugar enregiones próximas a la superficie crean riachuelos ytorrentes que participan en el proceso de drenajedurante periodos de lluvias intensas o de larga dura-ción, de modo que el sistema de drenaje se extiendemediante un sistema de ramificaciones y depresionesasociadas, efímeras y pobremente definidas.

El contenido de humedad juega un importante papelen el intercambio de agua y energía con la atmósfe-ra. Los suelos húmedos absorben y almacenan ener-gía y contribuyen mediante la evaporación a reinte-grar el vapor de agua a la atmósfera. Eventualmente,parte de este vapor se recicla en forma de lluvia den-

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tro de la misma área,o reaparece como lluvia advec-tiva en zonas adyacentes. El agua desaparece rápi-damente de los terrenos áridos y desnudos median-te avenidas en lámina. Dichas superficies recibenmenos energía ya que su tasa de reflexión es mayor,aumentando desde el 5 − 15% para suelos húmedosque reciben escasa luz y superficies con vegetación,hasta el 25 − 45% para las arenas secas clarasexpuestas a una fuerte radiación solar. Por lo gene-ral, si se suprime la vegetación se obtienen condicio-nes desfavorables similares. Esto puede motivar elcese de las lluvias convectivas, en especial en laszonas semiáridas. Bajo condiciones específicas deelevada capacidad de infiltración, una reducción dela vegetación puede suponer un aumento en larecarga de agua subterránea ya que la coberteravegetal consume una ingente cantidad de agua. Sinembargo, no siempre es deseable un incremento delvolumen de agua subterránea. Un ejemplo de elloson las áreas semiáridas de Australia. La eliminaciónde la vegetación en algunas regiones de este paísdan como resultado una rápida elevación del nivelfreático, que llega a alcanzar la superficie. La evapo-ración de este agua puede causar una severa salini-zación, que llega a ser irreversible si se tiene en cuen-ta las condiciones climáticas actuales (ver apt.1.4.4).

A continuación se considera el balance entre lluvia-escorretía a escala continental (Fig.1.5). El promedioanual de precipitación en los continentes (se estimanunos 746 mm) representa un excedente del 50%sobre la media anual de la evapotranspiración (480

mm), a pesar de que en promedio la evaporaciónpotencial anual es superior a la precipitación. Laexplicación de este resultado es que en muchasáreas la lluvia excede el máximo de la evaporación enuna sóla estación del año, mientras que en otrasestaciones no se logra alcanzar este máximo debidoa la falta de agua.

Los cambios en el almacenamiento de agua edáficay agua subterránea tienen un cometido importanteen la atenuación de los efectos estacionales y, porconsiguiente, son cruciales en la transformación delagua de lluvia en escorrentía. Las razones son (i) suefecto amortiguador en la propia descarga, y (ii) supoder para extender la evaporación más allá delperiodo de lluvias, en el siguiente periodo seco, y asíincrementar la evapotranspiración total.

En la Tabla 1.2 se muestran los tres componentes delciclo hidrológico sobre los continentes y océanos.Existe un efecto estacional global en la escorrentía,causado predominantemente por el almacenamien-to de nieve que queda retenido en los continentesdel hemisferio norte. Los continentes norteamerica-no y europeo reciben unas cantidades de nieve quecubren alrededor del 60-70% de su superficie. Estascantidades alcanzan su máximo durante los mesesde marzo-abril. El agotamiento total de esta cober-tera sucede a finales de verano, provocando unmáximo almacenamiento en los océanos alrededorde octubre. Además, la distribución de la precipita-ción, la evaporación y el flujo procedente de los con-

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Fig.1.5 Distribución global de la escorrentía anual en cm (Barry, 1969; de acuerdo con L'vovich, 1964).

tinentes produce temporalmente un excedente enlos océanos Índico y Atlántico, y un déficit neto enlos océanos Pacífico y Ártico. Por consiguiente, secrea un flujo continuo desde los océanos Índico yAtlántico hacia los océanos Pacífico y Ártico. La Tabla1.3 muestra el balance de agua entre la precipita-ción, la evaporación y la descarga de forma específi-ca en varios de los continentes y océanos.

1.4.4 AGUA SUBTERRÁNEA

La subsuperficie consiste en una zona superior quecontiene agua vadosa y una zona inferior saturadacon agua subterránea. Estas zonas quedan separa-das por el nivel freático. La profundidad a la que seencuentra el agua subterránea depende de la topo-grafía, el terreno y el clima. El almacenamiento totalde agua subterránea en una formación depende dela porosidad. La facilidad del agua subterránea parafluir depende de la combinación entre la conectivi-dad y el tamaño de poro. Esta propiedad quedaparametrizada mediante la permeabilidad. En losdepósitos arenosos fluviales y, en menor medida, enlos de areniscas se encuentra una elevada porosidady permeabilidad. La arcilla, por el contrario, muestrauna porosidad similar a la de la arena (30-50 % envolumen), pero los poros son más pequeños; comoconsecuencia la resistencia al flujo es considerable yen algunas ocasiones, el flujo saturado de agua se

puede despreciar. Las calizas karstificadas puedenpresentar una gran permeabilidad debido a lascaracterísticas de disolución, llegando incluso adesarrollar ríos subsuperficiales. Las formacionessubsuperficiales relativamente porosas y permeablesse las conoce como capas conductoras de agua yreciben el nombre de acuíferos. Generalmente lasrocas arcillosas y las cristalinas muestran escasascaracterísticas de acuífero; no obstante, pueden apa-recer de forma local estructuras permeables promo-vidas por la meteorización, la fracturación y la dia-clasación.

La recarga de agua subterránea normalmente tienelugar por infiltración difusa, de acuerdo con los pro-cesos descritos en el apt.1.4.3. La recarga concen-trada se origina por medio de agua acumulada endepresiones o ríos en los casos en que el cauce delrío esté por encima del nivel freático. Esta últimasituación ocurre en zonas áridas, donde predominanlos niveles freáticos profundos. La recarga tiene lugarpor las inundaciones esporádicas en los torrentes, opor el flujo que llega al río procedente de zonas ale-dañas más húmedas. En ocasiones, en zonas concaliza karstificada, donde las permeabilidades pordisolución son elevadas, pueden desaparecer ríosenteros en el subsuelo.

Normalmente, la descarga de agua subterránea ocu-rre por drenaje subterráneo hacia los ríos. El tiempo

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Tabla 1.3 Balance anual de agua de los continentes y océanos según Baumgartner y Reichel (1975).

P = precipitación, E = evaporación, D = descarga

medio de renovación del agua subterránea se deter-mina por medio del flujo total o la recarga, y el alma-cenamiento en la cuenca. Sin embargo, la densidadde flujo generalmente decrece río abajo, de modoque la edad del agua se incrementa aproximada-mente de forma logarítmica con la profundidad (verSección IV).

El agua se almacena durante los periodos de granrecarga. Esto produce un aumento del nivel freáticoy un incremento del gradiente hidráulico, de modoque aumenta la descarga. Además, un incrementoen el nivel freático generalmente implica la activa-ción de afluentes fluviales de orden inferior y menosprofundos que participan en el proceso de drenaje.Esto puede amplificar la tasa de drenaje en un ordende magnitud. El caso extremo, que ocurre cuando elnivel freático alcanza la superficie, es el flujo a travésde arroyuelos y barrancos (Apt.1.4.3).

En los periodos secos se invierte el proceso: como ladescarga excede a la recarga se libera agua subte-rránea que estaba almacenada. En consecuencia, elnivel freático desciende, la descarga disminuye y sedetiene cuando la superficie freática en la divisoriade aguas ha alcanzado el nivel del canal más pro-fundo y el gradiente hidráulico es cero. En zonas ári-das, donde la recarga es escasa y los niveles freáticosson profundos, el flujo de agua subterránea es másestable y las fluctuaciones están controladas por lasecuencia de largos ciclos de sequía y temporadascon condiciones climáticas húmedas.

Los tiempos de residencia del agua subterránea vandesde meses, para sistemas superficiales de drenaje,hasta miles de años, para sistemas más profundos yespecialmente en regiones áridas con recarga des-preciable y largos tiempos de renovación. En casosexcepcionales se puede encontrar flujo de agua sub-terránea fósil o residual en las cuencas de las zonasdesérticas con acuíferos extensos. Sus tiempos deagotamiento son mayores porque cuentan con unmayor volumen de agua almacenada y poseen unaalta resistencia al flujo a causa de las grandes distan-cias que existen entre la (paleo)recarga y las áreas dedescarga. Un ejemplo es el Sahara, donde las enor-mes reservas de agua subterránea fósil originadasdurante la pasada Era glaciar (datada en 10-40kaños BP) continúan fluyendo y alimentando a losmanantiales, debido al gradiente hidráulico residualexistente. El gradiente hidráulico decrece lentamen-te por agotamiento, pero este proceso puede prose-guir durante miles de años, a menos que se produz-ca una extracción de agua subterránea a gran esca-la, como sucede en Oriente Medio, que acelere elproceso de agotamiento.

Los sistemas de agua subterránea discutidos ante-riormente estan principalmente controlados por la

topografía o la energía potencial, y su agua es deorigen meteórico. Las aguas subterráneas localizadasa grandes profundidades por debajo de formacionesimpermeables se encuentran más o menos aisladasde la parte activa del ciclo hidráulico y son de natu-raleza parcialmente congénita, o sea que normal-mente son aguas de origen marino que quedaronatrapadas durante el proceso de sedimentación. Porlo tanto, estas aguas establecen la conexión con elciclo geológico de erosión, sedimentación, diagéne-sis, tectónica y metamorfismo, y las dinámicas liga-das a estos procesos. Procesos como la compacta-ción por acumulación de sedimentos, los cambios depresión por deformación tectónica, la conveccióntérmica y geoquímica, la difusión molecular y losprocesos de ósmosis que se dan a escala geológicacausan el flujo de dichas aguas. El movimiento delfluido bajo estas condiciones a menudo contienecomponentes residuales a causa del dilatado tiempode disipación del gradiente de presión. La interac-ción de estos sistemas ubicados a grandes profundi-dades con la parte activa o meteórica del ciclo hidro-lógico ocurre por goteo lento vertical hacia arriba, yen manantiales termales y minerales de las áreas tec-tónicamente activas.

El agua subterránea y el agua superficial de las áreashúmedas se juntan finalmente en los ríos que llevanel excedente de agua continental de nuevo a los océ-anos. Por este motivo, los sistemas fluviales consis-ten en una red altamente eficiente de brazos jerar-quizados y encajados, cada uno de los cuales tienesu propia subcuenca. Esta red origina un sistemadinámico de drenaje y descarga que se propaga porpequeños torrentes durante las temporadas de granaporte de agua, y se reduce a los grandes barrancosen los periodos secos.

Muchas cuencas áridas no producen un excedentede agua y mantienen un drenaje interno subterráneoy superficial de agua. Eventualmente, se evaporatodo el agua de lluvia y las sales disueltas presentesen esta agua se dejan atrás. Por ejemplo, la causa dela salinización que ocurre en grandes regiones deAustralia es la evaporación del agua subterráneaascendente que contiene sal acumulada. Muchas deestas aguas mostraban condiciones pluviales duran-te la pasada Era glaciar, pero la acumulación de salempezó hace unos 10 kaños, a principios del perio-do seco Holoceno.

1.4.5 EL EXCEDENTE DE AGUA CONTINENTALY EL USO DEL AGUA

Uno de los componentes especiales en el balance deagua continental es el uso y el dominio por el hom-bre de parte de los excedentes de agua. La esco-rrentía anual procedente de los continentes, estima-

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da en 40 000 km 3 (266 mm) (Tabla 1.2), representael agua que queda en exceso de los 111 000 km3

(746 mm) procedente de las precipitaciones, des-pués de que se haya producido la evaporación ytranspiración por la cobertera vegetal y la agricultu-ra de secano. En principio, este excedente de aguaestá disponible para uso domestico e industrial ysirve también para regar los campos agrícolas. Hoyen día se bombean alrededor de 5000 km3 de esteagua para estos fines. La agricultura de regadío con-sume la mayor parte, un 65%. Esta produce más del50% de los alimentos, que se da en el 20% de laTierra cultivable del mundo. Un ejemplo cuantitativoque permite reflejar la ingente cantidad de aguanecesaria en la producción de alimentos es elsiguiente: si se quiere producir 103 kg de maiz, sufi-ciente para alimentar a 6 personas en un año, serequiere, bajo condiciones climáticas medias,300×103 kg de agua. El cociente entre el agua con-sumida y la producción de masa seca varia con eltipo de cultivo y obviamente depende de las condi-ciones climáticas, muy especialmente de la evapora-ción potencial. De la investigación de diversos tiposde vegetación se obtiene valores empíricos que vandesde los 100 a los 1000 kg de agua por kg de pro-ducción de masa seca.

La desigual distribución del recurso hídrico en eltiempo y en el espacio y la expansión irregular de lapoblación mundial restringen las perspectivas paraincrementar la aplicación de este exceso de agua. Lamayor parte del agua se localiza en las áreas tropi-cales ecuatoriales (el río Amazonas, por ejemplo,descarga el 20% del total de la escorrentía mundial),mientras que dos tercios de la humanidad vivenfuera de los trópicos. Otro factor negativo es la varia-bilidad del aporte de agua en función del tiempo.Sólo un tercio de la escorrentía genera un aportemás o menos estable, mientras que la parte restanteproviene de las inundaciones. La distribución irregu-lar del agua en el espacio y en el tiempo ha impul-sado, desde las civilizaciones más antiguas, a realizarobras de ingeniería hidráulica, principalmente parala derivación transporte y almacenamiento de agua,incluyendo también los grandes proyectos de drena-je y regadío. Estas modificaciones del balance deagua regional han supuesto ciertamente una modifi-cación de la circulación atmosférica regional ehidráulica y del clima asociado (Apt.1.5.2).

La evaluación de los recursos hídricos y del desarro-llo sustentable y de la gestión del recurso requierenun buen conocimiento de los procesos hidrológicosque intervienen. Estos aspectos se tratan de maneramás exhaustiva en la Sección V. En la Sección VI sedescriben numerosas herramientas y modelos quehan sido desarrollados para analizar la situaciónhidrológica.

1.5 LA HIDROSFERA Y EL CAMBIO GLOBAL

1.5.1 CAMBIO CLIMÁTICO

La Tierra forma un sistema dinámico, con procesosinternos promovidos por la producción de calorinterno y procesos externos inducidos por la energíasolar. Ambos tipos de procesos interaccionan enciclos de flujos de materia y energía, cada uno consus propias escalas espacio-temporales. Un cambioen uno de estos componentes debe conducir a unreajuste en algún lugar del sistema, lo que a su vezpuede inducir cambios en sistemas asociados. Losciclos hidrológicos regionales están fuertementeligados con las condiciones climáticas existentes ycon las coberteras vegetales asociadas, y cabe espe-rar que reaccionen de acuerdo a los cambios del for-zamiento meteorológico o a las transformaciones agran escala de la cobertera superficial.

Como se ha explicado anteriormente, el clima actualestá desfasado respecto del clima promedio que hatenido la Tierra a lo largo de toda su historia. Secaracteriza por tener temperaturas relativamentebajas y casquetes de hielo en los polos. La presente"Era glaciar" es la sexta de los últimos mil millonesde años, y fue precedida por la glaciación delPérmico hace 250 millones de años. Aparte de estasEras frías, la Tierra ha pasado por el dominio de épo-cas con pantanos húmedos y calidos, como los queacontecieron en el Carbonífero, a las condicionesmás cálidas y desérticas que prevalecían en elTriásico. Los desplazamientos en la posición geográ-fica de los continentes inducidas por la tectónica deplacas, al igual que los cambios en su altura provo-cada por los levantamientos y la creación de lasmontañas, son las causas básicas de dichos cambios.

Probablemente, otro factor importante en el sistemaclimático global es el contenido de dióxido de car-bono en la atmósfera. El CO2 es parte integrante delciclo geoquímico global del carbono, el cual presen-ta los siguientes flujos principales: (i) el CO2 extraídode la atmósfera mediante la fotosíntesis, la produc-ción de materia orgánica, la meteorización de lasrocas y también por deposición de minerales de cal-cio; (ii) el CO2 liberado a la atmósfera a través de ladescomposición de materia orgánica y por la respira-ción de las plantas y los suelos; (iii) el CO2 que perió-dicamente se toma y se libera de los océanos; (iv) elCO2 reciclado en el interior de la Tierra, comenzan-do con la absorción en el manto a través de la zonade subducción descendente y su posterior liberaciónmediante la degasificación que se produce en laserupciones volcánicas y durante las expulsiones demagma en las dorsales oceánicas (Fig.1.1). Los océa-nos forman un gran reservorio de CO2 que actúa

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como amortiguador en el intercambio físico-químicodifusivo con la atmósfera. Las algas juegan un papelmuy importante en este proceso.

Para ilustrar la posible influencia de la posición geo-gráfica de los continentes y océanos, la aparición ydesaparición de las cuencas oceánicas y la influenciade los niveles atmosféricos de CO2 se considera elcambio de las condiciones en el periodo desde elCretácico al Cuaternario. La altitud de los continen-tes era mucho menor que en la actualidad, y la rela-ción océano-continente era mucho mayor, especial-mente durante la segunda mitad del Cretácico. Elocéano Antártico aún no estaba aislado de lascorrientes marinas templadas, mientras que la masacontinental del Ártico estaba aislada y situada lejosde los océanos productores de nieve. Además, lamodelación del balance geoquímico sugiere que elcontenido de CO2 atmosférico durante los últimos500 millones de años era varias veces superior que elactual, con un máximo de 18 veces el contenido pre-sente en el Cretácico medio, hace unos 100 millonesde años. Durante el Cretácico medio la temperaturadel agua que se encontraba en las profundidades delos océanos era 15ºC mayor que la actual, y se desa-rrollaban corales en lugares 1500 km más próximosa los polos.

A principios del Terciario, hace unos 60 millones deaños, la temperatura decreció gradualmente, proba-blemente a causa de un aislamiento térmico de lasregiones polares. La separación de la Antártida delcontinente australiano y la deriva de esta masa con-tinental hacia el polo sur conlleva al desarrollo deuna corriente oceánica circumantártica, que obstruíael intercambio de calor con el agua cálida del océa-no y permitía la acumulación de nieve. El Ártico seabrió y quedó bajo la influencia del agua oceánicaque produce precipitación, aunque al mismo tiempopermaneció, hasta cierto punto, bloqueado por loscontinentes colindantes. Coincidentemente, la masacontinental Antártica creció, lo que contribuyó a suenfriamiento. Probablemente ya se formaron glacia-res en las montañas más altas durante el Oligoceno.Los casquetes polares empezaron a crearse a media-dos del Mioceno, hace unos 10 millones de años.Esto tuvo un positivo efecto retroalimentador, en pri-mer lugar con un incremento del albedo, lo quemotivaba una reducción de la radiación neta, y ensegundo lugar un aumento de la superficie conti-nental mediante la acumulación de más de 1000 mde hielo. Este último efecto se aprecia claramente enel Ártico, donde Groenlandia, que tiene una altitudde unos 2000 m, aún se encuentra cubierta de hielo,mientras que a la misma altitud el Ártico canadiensesólo presenta una cobertera de nieve invernal. Latemperatura decrece con la altitud unos 6ºC/km bajolas condiciones actuales.

Otro efecto podía haber sido el levantamiento conti-nental de otras montañas alpinas en el curso delTerciario. Destacan las elevadas regiones delHimalaya y la plataforma tibetana, con su efectorefrigerante y obstaculizador asociado sobre la circu-lación atmosférica. Esta orogénesis también causaun incremento en la meteorización y erosión juntocon su consumo asociado de CO2 atmosférico.

El periodo glaciar de la Era Cuaternaria, que empezóhace unos 2,5 millones de años con una pronuncia-da caída de las temperaturas, se caracteriza portener de 15 a 20 ciclos glaciar-interglaciar. Durantelas máximas glaciaciones, las temperaturas del aireen la zona con clima templado descendieron unos6º C respecto a la temperatura actual. Generalmentese acepta que estas fluctuaciones cíclicas fueroninducidas, en un principio, por variaciones menoresen las cantidades de la radiación solar que alcanza laparte superior de la atmósfera. Estas variaciones seoriginan a partir de oscilaciones regulares en (i) laórbita de la Tierra (periodicidad alrededor de 100000 años), (ii) la inclinación del eje de la Tierra (41000 años), y (iii) un movimiento circular (“prece-sión”) de giro del eje de la Tierra (23 000 años). Estasse llamaron oscilaciones de Milankovitch a raíz deque el ingeniero y astrónomo serbio MilutinMilankovitch, quien investigaba estos factores astro-nómicos y sus posibles impactos climáticos, los des-cubriese a principios del siglo XX.

A las oscilaciones climáticas debidas a los efectosastronómicos, con periodos de 20 y 100 kaños, sesuperponen, en una escala de tiempos de cientos deaños, las relativamente intensas fluctuaciones en latemperatura durante las glaciaciones. Durante losúltimos 10 000 años también se han observado fluc-tuaciones con la misma escala de tiempos pero conuna amplitud inferior, como por ejemplo durante elclima actual (Holoceno). Dentro de este caos climáti-co se han identificado las principales desviacionesocurridas en los anales del Holoceno, en periodos decientos a miles de años. Para las latitudes interme-dias del hemisferio Norte, estas fluctuaciones climá-ticas parecen estar conectadas con la persistencia de(i) periodos de intenso flujo zonal causados por losVientos del Oeste con una fuerte influencia oceáni-ca, y (ii) periodos con mayor influencia polar y conti-nental, con un desplazamiento hacia el sur de losvientos del oeste . Los modelos de celdas de alta ybaja presión dominan este sistema intermitente.Estos, a su vez, están probablemente influenciadospor las derivas de las corrientes oceánicas. El impac-to de las variaciones en la distribución de las presio-nes parece que llegan a zonas situadas más al sur dela zona del Sahel.

Lamb (1982) ha presentado el estudio más comple-to sobre las fluctuaciones climáticas en Europa occi-

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dental y Oriente Medio. Su sistema se basa en datosclimáticos substitutivos (como el polen, los isótoposy los análisis de anillos de troncos de árboles), lasreconstrucciones de la circulación global e informa-ción arqueológica e histórica. A continuación se pre-senta un estudio esquemático de las fluctuacionesdel clima del Holoceno, basadas principalmente enlas publicaciones de Lamb (1982) y Jones (1997).

14000-8000 aJC: final de la glaciación; repentinas eintensas fluctuaciones de la temperatura debidoa inestabilidades de los glaciares y a la produc-ción de enormes masas de agua de deshielo.

8000-6000 aJC: rápido calentamiento y fusión deglaciares de montaña; ambientes húmedos enOriente Medio y condiciones de sabana en elSahara.

5000-3500 aJC: “Optimas condiciones climáticas”postglaciares: las temperaturas en el verano delnoroeste de Europa son de 2-3ºC superiores a laactual; las lluvias originadas por los monzonespenetran en el Sahara; la agricultura de regadíoen Mesopotamia está muy desarrollada.

3500-1000 aJC: desecación del Sahara (3500-1000);desertificación y salinización en Mesopotamia;se reduce el caudal del Nilo; pronunciado des-censo de las temperaturas en el entorno del año1500 aJC, con un fuerte avance y creación denuevos glaciares (se ha sugerido que el últimoenfriamiento podría estar relacionado con lamonumental erupción del volcán Santorini en elmar Egeo, sobre el año 1450 aJC).

900-300 aJC: Edad de hierro: frío y humedad en lasáreas situadas al Norte; fuerte reaparición depantanos después de un periodo más seco.

400 aJC-800 dJC: severas inundaciones en el mardel Norte; crecimiento de los glaciares alpinos.

800-1200 dJC: óptimo climático secundario (a prin-cipios de la época medieval): la temperatura delverano se encuentra al menos 1ºC por encimade la actual; el noroeste de Europa se vuelvemás seco; colonización vikinga de Groenlandia.

1430-1850 dJC: Pequeña Era glaciar (clima conti-nental polar): frío al Oeste de Europa y en elMediterráneo; temperaturas de 1-3ºC inferioresa las actuales; reavance de las cadenas de gla-ciares; críticas condiciones invernales.

1850 dJC -presente: clima Atlántico marítimo;incremento de 0,5ºC de la temperatura global;la superficie norte del Océano Atlántico es máscálida; precipitaciones crecientes en el Noroestede Europa.

El conocimiento de las causas que provocan estasfluctuaciones es aún imperfecto y muy probable-mente no sean iguales en los diferentes periodos. Elhecho de sobrepasar umbrales dentro de la inestabi-lidad interna del sistema atmósfera-continente esotra posibilidad, que inicia una cadena de buclesretroalimentadores. Otra hipótesis es la que se cen-tra en factores externos, incluyendo las variacionesde la radiación solar (principalmente por la actividadde las manchas solares) y la actividad volcánica. Elaumento de la temperatura durante el último siglopodría ser atribuido al incremento del CO2 causadopor la combustión de combustibles fósiles, y posible-mente debido a las periodicidades de la actividadsolar manifestadas por el número de manchas sola-res. El último está en concordancia con la baja acti-vidad de las manchas solares durante la pequeña Eraglaciar, a pesar de que los mecanismos que produ-cen esta correlación no están claros y continua sien-do un tema de debate.

1.5.2 FACTORES ANTRÓPICOS

El conocimiento sobre la influencia del hombre en elciclo hidrológico global es menor y está principal-mente restringido a las consecuencias directas de lagestión del agua en el balance de agua y el régimende escorrentía a escala de cuencas pequeñas e inter-medias. En ausencia de datos hidrológicos regiona-les es complicado evaluar el impacto de las manipu-laciones a gran escala de las cuencas fluviales y elcambio de uso del suelo. Sin embargo se tiene unmejor conocimiento de cómo influye el cambio deuso del suelo en la evapotranspiración, pero la faltade modelos adecuados que acoplen el intercambiode agua y energía en la superficie con los modelosde circulación atmosférica hace muy ardua la trans-formación de esta información en cambios en losmodelos de precipitación. Incluso es más complicadoreconstruir los efectos a gran escala de las prácticasde regeneración y cultivo durante los últimos 10 000de años, es decir desde la introducción de la agricul-tura.

Desde los albores de la civilización, la influenciaantrópica más evidente de todas en el ciclo hidroló-gico es el regadío y el drenaje. De hecho, parece serque la transición de la recolección granos silvestreshasta el crecimiento de los cultivos de cereal evolu-cionó en concordancia con el comienzo de la diver-sificación y control del agua fluyente. Los indiciosmás antiguos de la agricultura de regadío se hanencontrado junto a los restos de la temprana civili-zación urbana de Jericó, donde ya antes del año7000 aJC se utilizaba para regar el agua procedentede un enorme manantial. Se han desarrollado diver-sos estudios sobre el impacto de estas tempranasprácticas en el medio ambiente y sobre la cuestión

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de si los cambios climáticos o el uso destructivo de laTierra y/o la guerra causaron la desertización, la sali-nización y la caída de civilizaciones. Investigacionespaleoclimáticas y arqueológicas recientes han confir-mado que los episodios climáticos húmedos y secoshan sido los impulsores de los desastres, pero que asu vez el hombre ha ayudado a agravar la situación.

Menos directos, aunque probablemente de mayorinfluencia regional e incluso global, deben habersido los efectos de la desaparición a gran escala delos bosques templados y, más recientemente, la des-trucción de los bosques tropicales. Este procesocomenzó hace más de 2000 años en elMediterráneo y en China, hace 1000 años en Europay hace 100 años en América del Norte, y prosiguecon la actual destrucción de los bosques ecuatorialesmediante la masiva tala de árboles y la agricultura derozas y quema. Además, el drenaje a gran escala ylos trabajos de regeneración han destruido zonashúmedas. Todos estos cambios, junto con la urbani-zación, deben ser considerados, hasta cierto punto,los responsables de la escasa evaporación, la acele-rada descarga y las numerosas inundaciones.

La cuestión principal es si estos cambios en el gradode humedad del suelo, la evapotranspiración y losregímenes de drenaje de captación han causadoanomalías en el equilibrio dinámico regional de lacirculación general, cómo las han provocado y cómoéstas, a su vez, han afectado a las lluvias. Lo que hayque saber es que la combustión de combustiblesfósiles, el regadío y la desaparición de bosques hanpropiciado un incremento en las concentracionesatmosféricas globales de los gases que producenefecto invernadero, como el CO2 y CH4. La tasa decrecimiento del metano es dos veces la de dióxido decarbono; al mismo tiempo el efecto invernadero delCH4 es 20 veces más efectivo que el del CO2.Durante el siglo XX, la concentración de CO2aumentó desde 290 ppm a 350 ppm en volumen,mientras que la concentración de CH4 pasó desde0,95 a 1,65 ppm. El ascenso global de la temperatu-ra en 0,3ºC durante el siglo XX podría estar relacio-nado con estas progresivas emisiones.

Un incremento en la temperatura probablementepodrá provocar, al mismo tiempo, una mayor cober-tura de nubes. Esto podría contrarrestar el efectoinvernadero con un incremento del albedo atmosfé-rico. Se puede decir lo mismo de la influencia de laspartículas de polvo que se originan al deforestar elterreno y en las actividades industriales. Sin embar-go, la física de las nubes y de los aerosoles, junto consu interacción con la radiación, todavía no está losuficientemente clara como para calcular estos efec-tos cuantitativamente. En ausencia de datos concre-tos, se resumen a continuación, breve y cualitativa-mente, los posibles efectos de los respectivos cam-

bios ambientales producidos por el hombre sobre lascondiciones climático-hidrológicas (ver la Sección Vpara una mayor discusión).

1.5.2.1 REGADÍO

En la actualidad se destinan alrededor de 3500 km3

del agua en exceso para el regadío. La mayor partede este agua se evapora y aumenta el contenido dehumedad atmosférico. Los suelos con contenido devapor de agua disminuyen el albedo, intensificandoasí la radiación neta. La unión de estos dos efectospodría estimular la lluvia convectiva, especialmenteen áreas semiáridas. Por otro lado, niveles de hume-dad atmosféricos elevados podrían entorpecer alflujo de vapor de agua procedente de regiones ale-dañas.

1.5.2.2 DRENAJE DE ZONAS HÚMEDAS

El drenaje a gran escala procedente de las zonashúmedas restringe la evapotranspiración. La defores-tación a gran escala presenta el mismo efecto, yaque los árboles normalmente utilizan más agua quelas tierras de pasto o los cultivos agrícolas, en partepor la mayor evaporación de la intercepción. Estoimplica que la escorrentía total de estas áreas sedebe haber incrementado, mientras que los regíme-nes de caudales pueden haber desarrollado uncarácter más estacional debido a la perdida de alma-cenamiento por retención. La pérdida del contenidode agua atmosférico asociado a una escasa evapora-ción y una mayor reflexión pueden haber provocadotambién una disminución de las precipitaciones.Eagleson (1986), citando fuentes rusas, sugiere queprobablemente el 10% de la precipitación de los cli-mas húmedos templados proviene de la evaporaciónlocal. No obstante, recientemente se han propuestovalores mayores para las Grandes Llanuras (GreatPlains) de los Estados Unidos.

1.5.2.3 DAÑOS SOBRE LA SUPERFICIE DEL TERRENO

Las áreas semiáridas son muy susceptibles a losdaños provocados sobre la cobertura del terreno. Elterreno puede secarse y erosionarse, la lluvia puedeproducir escorrentía superficial en lugar de infiltra-ción, la evaporación puede reducirse, la reflexiónsobre la superficie y por las partículas de polvoatmosféricas puede potenciarse, y consecuentemen-te pueden reducirse las lluvias convectivas. Entoncescabe esperar que el cambio en los regímenes térmi-cos y de humedad provoque una situación atmosfé-rica anómala que se propague por advección hacialas regiones adyacentes. Finalmente, esto podríainfluir en la circulación atmosférica a gran escala, loque conllevaría a la aridificación y desertización deextensas áreas. Los procesos mencionados con ante-

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rioridad se podrían originar si se ponen en marchaproyectos de drenaje de los enormes terrenos panta-nosos del Nilo Blanco (Sudd), en el Sudán. La super-ficie de estos pantanos tiene alrededor de 34 000km2 y puede proporcionar 25 km3 de agua, lo quepodría duplicar la descarga Nilo Blanco. Por elmomento no se conocen las consecuencias de lasprecipitaciones regionales, aunque las simulacionespreliminares de modelos de circulación sugieren queel 19% de la evaporación del actual enero reapare-ce como lluvia en el Sudd (Eagleson, 1986).

1.5.2.4 DEFORESTACIÓN

La deforestación de los bosques tropicales tambiénproduce tremendas reducciones de la evapotranspi-ración, y en consecuencia, de la lluvia. Mientras quelas simulaciones iniciales de la conversión a granescala del bosque pluvial amazónico en pastizalespredicen importantes reducciones en las precipita-ciones regionales (hasta un 30%), las recientes simu-laciones que se basan en modelos refinados mues-tran un efecto más limitado. En particular, la elimi-nación de los bosques tropicales ocasionaría condi-ciones desastrosas. A menudo, a los flujos de aguaen manto y a las inundaciones de la época húmedasigue una falta de agua durante la época de sequía.Esto se debe a una pérdida de la capacidad de alma-cenamiento de los terrenos a causa de la erosiónacelerada (Bruijnzeel, 1996).

1.5.2.5 TRANSVASES INTERCUENCAS

Los esquemas a gran escala de transvase intercuen-cas propuestos por la Federación Rusa y por losEstados Unidos podrían llevar a interferencias a granescala de la circulación del agua. Ambos representanla transferencia de agua desde las cuencas del Árticohasta las áreas semiáridas más septentrionales.Ambos planes se encuentran archivados en la actua-lidad por varias razones, principalmente políticas.Una de las objeciones científicas en contra de losplanes rusos es el miedo de que una reducción subs-tancial del flujo de agua dulce que entra en el océa-no Ártico genere una menor capa de hielo duranteel invierno, reduciendo así el albedo. Esto tendría unimpacto importante en el balance mundial de calor.En China se están planeando proyectos para la ges-tión de enormes cantidades de agua. Estos consistenen el trasvase de agua desde el río Yangtze (y quizádel Brahmaputra) hacia la cuenca del Hwang Ho, enlas áridas superficies del norte, cerca de Beijing.

1.5.2.6 GESTIÓN FLUVIAL

La mayoría de los esfuerzos de la humanidad paraluchar contra la irregularidad en el abastecimientode agua se basan en la gestión del caudal de los ríos.Una alternativa es el control de la atmósfera median-

te la siembra de nubes que activen la lluvia. Se hanllevado a cabo muchos experimentos científicos; sinembargo cuesta mucho probar su efectividad y losresultados científicos se encuentran sujetos a unagran controversia, y por supuesto los aspectos socia-les y legales. Una mejora en las predicciones de lastormentas locales gracias a los radares y satélitespodría incrementar los éxitos de esta técnica en elfuturo.

1.5.2.7 CAMBIOS EN EL USO DEL TERRITORIO

Evidentemente, el impacto de los esquemas de ges-tión del agua a gran escala y los cambios en el usodel suelo pueden crear anomalías y cambios en lahumedad regional y en el balance de calor, el cual,debido a la circulación general, podría propagarse aregiones lejanas. La interacción océano-continenteproporciona importantes evidencias de este tipo de"tele-conexión". Un claro ejemplo es la influencia dela anomalía en la temperatura superficial en la zonatropical del Pacífico y el caso de la circulación de ElNiño. La comprensión de la variabilidad regional yestacional de estos procesos, los bucles retroalimen-tadores, junto con la predicción de sus efectos,requiere una mejora en la resolución de los ModelosGenerales de Circulación. Las observaciones de laTierra mediante las emisiones remotas de los satéli-tes puede ser una gran ayuda para calcular las varia-bles de entrada, mientras que la aplicación de traza-dores isotópicos es una herramienta útil en el análi-sis de los recorridos del flujo del vapor y en la identi-ficación del reciclado de la humedad. La preguntadel reclicado del vapor de agua es un desafio consi-derable, porque, hasta el momento, los modelos cli-máticos sugerían una limitada contribución de laevaporación local sobre las precipitaciones (ver porejemplo el Apt.1.5.2.4), mientras que dos terceraspartes de la precipitación a una escala continental seorigina a partir de la reevaporación del agua de llu-via (Sec.1.4.3).

1.6 LOS ISOTOPOS EN EL CICLOHIDROLÓGICO

Los estudios preliminares sobre los isótopos del aguase referían al agua de mar y al agua de lluvia. El pri-mero fue un estudio de las variaciones de la relaciónde concentración 18O/16O. Le sucedió una investiga-ción sobre la relación de 2H/1H en las aguas natura-les (Friedman, 1953). Dansgaard (1964) observó engran detalle variaciones 18O/16O en la precipitaciónglobal, incluyendo una discusión sobre el modelometeorológico. Su trabajo fue el comienzo de la redglobal de las organizaciones internacionales OMM yOIEA (WWO e IAEA en inglés) sobre "isótopos en la

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precipitación". En la actualidad las observacionesvienen apoyadas por la modelación teórica y numé-rica.

El grupo de Heidelberg, a finales de 1950 (Münnich,1957; Vogel y Ehhalt, 1963) comenzó con el primerestudio sobre el 14C en el agua subterránea y poste-riormente lo combinó con la relación 13C/12C. Estametodología se ha convertido actualmente en unaherramienta importante a la hora de estudiar elmovimiento del agua subterránea.

El revolucionario desarrollo de la introducción de losaceleradores nucleares como espectrómetros demasa ha estimulado intensamente la aplicaciónhidrológica de los isótopos con una extremadamen-te baja abundancia en la naturaleza. También conesta nueva técnica han mejorado de manera notablelas investigaciones sobre el 14C.

Los primeros apartados de este capítulo ha mostra-do un amplia visión del ciclo global del agua que haconsistido en los orígenes del agua, las dimensionesde los reservorios globales de agua y los flujos entreellos. Sin embargo, en la vida cotidiana, donde setrata con la gestión de los caudales fluviales, el abas-tecimiento de agua potable, la propagación de losefectos de la contaminación superficial hacia el aguasubterránea, etc., hay que enfrentarse con cuerposde agua a nivel regional, ríos, lagos, acuíferos y, porsupuesto, con sus dimensiones y sus caudales. Sedemostrará que la aplicación de isótopos tal y comose dan en la naturaleza son una ayuda inestimableen el estudio del comportamiento del agua y a lahora de encontrar soluciones para sus problemas. Loque resta de esta sección y las secciones siguientesse dedican este objetivo.

La naturaleza de las aplicaciones isotópicas dependenaturalmente del carácter específico de los isótopos,radioactivos y no radioactivos. Se pueden distinguirtres tipos diferentes de aplicaciones.

1) Se pueden utilizar isótopos estables y radioacti-vos como trazadores, para detectar un cuerpo deagua o una cierta cantidad de agua; un buenejemplo es el fenómeno de separación de los isó-topos pesados (el 2H estable, deuterio, o el18Oestable) respecto de los isótopos más abundantes(1H y 16O, respectivamente) que se obtienen delagua de lluvia durante las tormentas intensas.Esto permite seguir el agua de lluvia a través dela escorretía superficial e incluso analizar cuanti-tativamente el hidrograma de escorrentía.

2) A menudo, durante el transito de compuestos,como el agua y el dióxido de carbono, de unafase a otra, el cociente de concentraciones de losisótopos varia. Este fenómeno recibe el nombrede fraccionamiento isotópico. Recíprocamente, laobservación de diferencias en los cocientes deconcentración, especialmente en el caso de losisótopos estables, informa sobre ciertos procesosgeoquímicos e hidrológicos que acontecen. Porejemplo, la composición isotópica del carbono ydel oxígeno presentes en el carbonato cálcicocomo resultado de una serie de procesos, es dife-rente para el agua salada que para el agua dulce.Además, la composición isotópica del oxígeno yel hidrógeno del agua de lluvia varia con la lati-tud, la altitud, el clima y la época del año.

3) La desintegración radioactiva ofrece la posibili-dad de determinar las edades, siempre que secumplan ciertas condiciones. Digna de mención aeste respecto es la frecuente aplicación de ladatación del agua subterránea, es decir, la deter-minación el lapso de tiempo desde que se produ-jo la infiltración de agua, mediante la compara-ción de las actividades del 14C o del 3H (tritio) enuna muestra de agua subterránea con aquellaque proviene de la recarga. Asimismo, se puedenusar como trazadores las diferentes concentracio-nes de los isótopos radioactivos.

Los siguientes capítulos sirven de presentación yexplicación del transfondo fundamental de la abun-dancia y comportamiento de los isótopos en la natu-raleza, al mismo tiempo que proporcionan informa-ción sobre el muestreo y el posterior análisis. Semencionan brevemente algunos ejemplos; las demássecciones de esta serie tratan las diferentes etapasdel ciclo del agua, tratando de manera exhaustiva elpapel de las aplicaciones isotópicas.

Paralelamente a la existencia de isótopos naturalesen la naturaleza, el hombre puede producir isótoposradioactivos. También éstos pueden ser utilizadoscomo trazadores para seguir el movimiento del aguao las fugas de los embalses. El método de la aplica-ción de trazadores artificiales se utiliza en paralelocon los trazadores químicos, a los cuales se les reco-noce, a menudo, por su carácter fluorescente. Estametodología no será el tema principal de estas sec-ciones, a pesar de sus múltiples y relevantes aplica-ciones. Se considerarán sólo los isótopos que seencuentran en el ambiente. Sólo en determinadasocasiones será necesario mencionar los isótopos arti-ficiales.

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Capítulo 1 El Ciclo Global del Agua

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