ISTOPOS AMBIENTALESen el

CICLO HIDROLGICOPrincipios y Aplicaciones

editor W. G. MOOKIGME. MADRID 2002

ISTOPOS AMBIENTALES EN EL CICLO HIDROLGICO:Prlogo de la edicin castellana

La investigacin, estudio, evaluacin y control de los componentes del ciclo hidrolgico, y en particular de las aguas subterrneas, requiere un amplio conjunto de conocimientos, medios, observaciones y mtodos que permitan abordar desde diversos puntos de vista complementarios la complejidad y variabilidad de cada uno de esos componentes, de sus interrelaciones y de su relacin con el medio fsico, qumico y bitico. Difcilmente una nica tcnica o mtodo simple lleva a resultados seguros, que tengan la confianza de que se trata de una aproximacin razonable a la realidad. A los mtodos fsicos e hidrodinmicos, que han sido los desarrollados ms tempranamente y los de mayor tradicin, se han sumado ms recientemente los mtodos qumicos, hidroqumicos e hidrogeoqumicos, que amplan muy notablemente la panormica y, adems de proporcionar enfoques cuantitativos, permiten con frecuencia ensayar la adecuacin de los modelos conceptuales y buscar, cuando hace falta, alternativas para la interpretacin y evaluacin. Estos mtodos qumicos se amplan extraordinariamente, mejoran mucho su potencial y abren numerosas nuevas vas cuando se consideran las variaciones isotpicas y el contenido en istopos estables y radioactivos. Muchos de estos mtodos estn ya bien contrastados y se han ido convirtiendo en herramientas al alcance ordinario de los hidrlogos, y que se deben usar comnmente. Numerosos textos, publicaciones y artculos los desarrollan y explican, y dan abundantes ejemplos de aplicacin, pero son escasos los textos especficos que aborden su presentacin, problemas analticos y aplicaciones de forma sistemtica, moderna y completa. Para llenar este vaco la UNESCO y el Organismo Internacional de Energa Atmica han publicado en ingls y en seis tomos, abordando diferentes aspectos y fases del ciclo del agua, el texto Environmental isotopes in the hydrological cycle: principles and applications, editado por

el Dr. W. G. Mook y escrito por diversos especialistas. Son el nmero 39 de los Technical Documents in Hydrology del Programa Hidrolgico Internacional (V). Para facilitar que estas tcnicas isotpicas se apliquen ms profusamente para mejorar las Ciencias y Tcnicas Hidrolgicas, se ha efectuado la traduccin a la lengua castellana, para poner el texto al alcance de aquellos hidrlogos, especialistas e interesados de habla hispana castellano y portugus y en especial los de Iberoamrica. Con ello el Instituto Geolgico y Minero de Espaa, que es el Organismo Pblico de Investigacin especializado en Ciencias de la Tierra, ha querido contribuir a esta difusin, financiando la traduccin y parte de la edicin, dando as apoyo a la actividad del Programa Hidrolgico Internacional. La traduccin ha sido realizada por la Licenciada en Ciencias Fsicas D Hiplita Ramajo, la revisin de la traduccin y la adecuacin la ha realizado el abajo firmante, el apoyo final de acabado lo ha aportado el Ing. de CCPD. Javier Custodio, y las tareas editoriales las ha gestionado el Dr. Vicente Gabaldn por parte del Instituto Geolgico y Minero de Espaa. Se ha credo conveniente reunir los seis tomos originales en uno solo, transformando los Volmenes en Secciones, con pequeos reajustes de la presentacin. Con ello el estudioso y lector encontrar ms asequible el conjunto. No se ha intentado eliminar del texto las repeticiones introducidas para que cada Volumen tenga su propio soporte introductorio, ni se han aadido ejemplos iberoamericanos para acercar el contenido a los que lo lean. Esta tarea queda pendiente para posibles ediciones ulteriores. En el texto se da la traduccin al castellano de nombres de mtodos, aparatos y sistemas, as como las siglas (si son de inters), pero cuandoV

la designacin y siglas en ingls son de uso generalizado, se incluyen tambin en el texto. A los efectos de ayuda al lector se incluye una relacin de abreviaturas, bilinge para los trminos ms usuales que se consideran en el texto. Se ha puesto nfasis en evitar traducciones errneas de ciertos trminos, que lamentablemente estn invadiendo la lengua castellana y deformando los significados. Tal es la equivocada y desgraciadamente difundida traduccin de half-life por vida media, cuando debera ser vida mitad, o como se usa comnmente en las lenguas latinas perodo de desintegracin o perodo de semidesintegracin. La vida media en ingls es mean life, que difiere de la anterior en el valor ln2. Los puntos decimales anglosajones se han substituido por la coma decimal latina, y para evitar confusiones el punto de los mltiplos de diez se ha suprimido, bien dejando un espacio o bien dando la expresin exponencial. Tambin se ha cuidado la traduccin de billion por mil millones (o millardos), ya que el billn latino es el trillion anglosajn. Por ello la designacin ppb [parts per billion] se traduce por g L-1 para concentraciones en lquidos, y por 10-9 (o bien 10-3 ppm, partes por milln) para fracciones en peso. El milln de m3 se suele expresar como hm3 (hectmetros cbicos). La designacin reservoir se ha traducido por reservorio, embalse o depsito, segn las circunstancias, pero genricamente se ha preferido reservorio por ser ms general y hacer referencia a cualquier elemento con capacidad de almacenamiento de agua. Siguiendo al Vocabulario Cientfico y Tcnico de la Real Academia de Ciencias Exactas, Fsicas y

Naturales se usa el trmino radioistopo y su sinnimo radionucleido. Siguiendo similar forma de composicin de palabras se ha escrito radioactividad en vez de radiactividad. Esta ltima forma (junto con radiactivo) es la que figura en el Diccionario de la Real Academia de la Lengua Espaola y el Diccionario Ideolgico de la Lengua Espaola de Julio Casares, y es la que recoge el Dudas (Espasa, Madrid) de Manuel Seco, que indica que no debe emplearse la forma radioactivo y radioactividad. Sin embargo, en concordancia con las formas radioastronoma, radioaltmetro, radioecologa, radioestrella, radioexplosiones, radioinmunodifusin, radioinmunoensayo, radiointerferencias y radiointerferometra del Vocabulario Cientfico antes aludido, que tambin tienen dificultad de la unin de dos vocales, se ha preferido conservar esa lnea y se usa radioactividad y sus derivados. De esta forma se sigue similar pauta a la de otras lenguas latinas, y como ms cercana la del cataln. Se ha aprovechado la oportunidad de la traduccin para enmendar algunas erratas del texto original en ingls y para fijar la significacin de algunas frases. Por eso la traduccin es a veces un tanto libre. Se ha puesto ms atencin a la coherencia y correccin del contenido y de la idea que a la fidelidad en la transcripcin. Con ello se espera haber conseguido una redaccin ms prxima a la que hubiera tenido un texto escrito originalmente en castellano. Se espera que con esta traduccin se haya contribuido a difundir y aplicar una tcnica hidrolgica importante, y con ello a una mejora del conocimiento, estudio, desarrollo, conservacin y gestin del agua en su ciclo hidrolgico, y de su relacin con el Medio Ambiente y la Sociedad, y en el marco del uso sustentable de los recursos naturales.

Emilio Custodio, Dr. I.I. Director General del Instituto Geolgico y Minero de Espaa, Madrid Prof. Hidrologa Subterrnea. Dep. de Ingeniera del Terreno. Universidad Politcnica de Catalua, Barcelona

VI

NDICE

SUCINTO

SECCIN ITEORA MTODOS CORRECCIONES1 EL CICLO GLOBAL DEL AGUA ............................................................................................................................................................................................................ 2 ESTRUCTURA ATMICA Y NUCLEAR ........................................................................................................................................................................................... 3 ABUNDANCIA Y FRACIONAMIENTO DE LOS ISTOPOS ESTABLES ................................................................................................................ 4 VARIACIONES DE LA ABUNDANCIA PRODUCIDAS MEDIANTE PROCESOS NATURALES .............................................................. 5 DESINTEGRACIN NUCLEAR Y PRODUCCIN ..................................................................................................................................................................... 6 ECUACIONES DE DESINTEGRACIN Y ACUMULACIN RADIOACTIVA......................................................................................................... 7 ABUNDANCIA NATURAL DE LOS ISTOPOS ESTABLES DEL C, EL O Y EL H .................................................................................... 8 ABUNDANCIA NATURAL DE LOS ISTOPOS RADIOACTIVOS DEL C Y EL H ....................................................................................... 9 QUMICA DEL CIDO CARBNICO DEL AGUA .................................................................................................................................................................. 10 MUESTREO DEL AGUA Y SU TRATAMIENTO EN EL LABORATORIO............................................................................................................... 11 TCNICAS DE MEDIDA .............................................................................................................................................................................................................................. 12 ISTOPOS NATURALES DE ELEMENTOS DIFERENTES AL H, C, O .................................................................................................................... 13 ERRORES, MEDIDAS Y AJUSTES ...................................................................................................................................................................................................... REFERENCIAS .................................................................................................................................................................................................................................................................. 13 31 35 45 55 61 67 89 101 113 121 141 159 167

SECCIN IIAGUA ATMOSFRICA1 LA ATMSFERA ................................................................................................................................................................................................................................................... 2 METODOLOGA ISOTPICA...................................................................................................................................................................................................................... 3 PROCESOS ISOTPICOS ESTABLES EN EL CICLO DEL AGUA ..................................................................................................................................... 4 EFECTOS ISOTPICOS OBSERVADOS EN LA PRECIPITACIN ..................................................................................................................................... 5 TRITIO EN LA ATMSFERA ....................................................................................................................................................................................................................... 6 ISTOPOS EN EL CO2 Y EL O2 ATMOSFRICO ................................................................................................................................................................... REFERENCIAS .................................................................................................................................................................................................................................................................. 177 181 187 203 215 223 231

SECCIN IIIAGUA SUPERFICIAL1 CONCEPTOS Y MODELOS BSICOS .................................................................................................................................................................................................. 2 ROS................................................................................................................................................................................................................................................................................ 3 LOS ESTUARIOS Y EL MAR....................................................................................................................................................................................................................... 4 LAGOS Y EMBALSES ....................................................................................................................................................................................................................................... 5 RESPUESTA DE LOS SISTEMAS DE AGUA SUPERFICIALES A LOS CAMBIOS CLIMTICOS ............................................................. REFERENCIAS .................................................................................................................................................................................................................................................................. 243 249 271 277 297 301

SECCIN IVAGUA SUBTERRNEA: ZONA SATURADA Y NO SATURADA1 HIDROGEOLOGIA Y PROPIEDADES DE LOS ACUFEROS .............................................................................................................................................. 2 TRAZADORES Y TRANSPORTE................................................................................................................................................................................................................ 3 ASPECTOS GEOHIDRAULICOS ............................................................................................................................................................................................................... 315 325 331

VII

4 INTERACCIONES AGUA-ROCA ................................................................................................................................................................................................................ 5 APLICACIONES A LOS SISTEMAS DE BAJA TEMPERATURA....................................................................................................................................... 6 APLICACIONES EN LOS SISTEMAS DE ALTA TEMPERATURA ..................................................................................................................................... 7 PLANIFICACIN Y DESARROLLO DE LOS ESTUDIOS ISOTPICOS MULTIPLES........................................................................................... REFERENCIAS ..................................................................................................................................................................................................................................................................

341 347 387 407 411

SECCIN VIMPACTO ANTRPICO SOBRE LOS SISTEMAS SUBTERRNEOS1 SUSCEPTIBILIDAD A LA CONTAMINACIN DE LOS ACUFEROS E INVESTIGACIN DE LA CONTAMINACIN ............ 2 EXPLOTACIN Y SOBREEXPLOTACIN DEL AGUA SUBTERRNEA ...................................................................................................................... 3 EL RIEGO Y SU IMPACTO EN LA CALIDAD DEL AGUA SUBTERRNEA ........................................................................................................... 4 IMPACTO DE LA URBANIZACIN EN EL AGUA SUBTERRNEA .............................................................................................................................. 5 IMPACTO DEL USO DEL SUELO EN LA CALIDAD DEL AGUA SUBTERRNEA ............................................................................................ 6 MUESTREO DEL AGUA: MTODOS Y PRECAUCIONES ................................................................................................................................................... 7 REVISIN DE LAS FUTURAS APLICACIONES ............................................................................................................................................................................. REFERENCIAS .................................................................................................................................................................................................................................................................. 427 439 451 459 465 473 479 481

SECCIN VIMODELACIN1 2 3 4 INTRODUCCIN A LA MODELACIN................................................................................................................................................................................................ MODELOS DE PARMETROS AGREGADOS ............................................................................................................................................................................... MODELOS DE CELDAS PARA LA SIMULACIN DEL FLUJO SUBTERRNEO ................................................................................................ USO DE MODELOS NUMRICOS PARA SIMULAR EL FLUJO Y EL TRANSPORTE SUBTERRNEO ........................................... 491 493 511 533

SIMBOLOS .................................................................................................................................................................................................................................................................................. 559Letras Griegas ...................................................................................................................................................................................................................................................................... Letras Latinas ........................................................................................................................................................................................................................................................................ Subndices ................................................................................................................................................................................................................................................................................ Abreviaturas y Siglas ....................................................................................................................................................................................................................................................

559 559 560 560

CONSTANTES ........................................................................................................................................................................................................................................................................... 563 NDICEDE

CONCEPTOS .............................................................................................................................................................................................................................................. 565

NDICE GEOGRFICO..................................................................................................................................................................................................................................................... 569 NDICEDE

AUTORES ..................................................................................................................................................................................................................................................... 575HIDROGEOLGICO ...........................................................................................................................................................................................................................

GLOSARIO

587

BIBLIOGRAFA ESPECFICA ...................................................................................................................................................................................................................................... 593 PUBLICACIONESDE LA

OIEA ........................................................................................................................................................................................................................... 595

VIII

ISTOPOS AMBIENTALESen el

CICLO HIDROLGICOPrincipios y AplicacionesW. G. MOOK editor

SECCIN ITEORIA METODOS CORRECIONES

Joel R. GatInstituto Weizmann, Rehovot, Israel

Willem G. Mook y Harro A.J. MeijerCentro para la Investigacin Isotpica, Groningen, Holanda

Contenido de la seccin I11.1 1.2

El ciclo global del aguaIntroduccin La hidrosfera 1.2.1 El origen del agua en la Tierra 1.2.2 El ciclo hidrotectnico 1.2.3 Distribucin del agua en los diversos reservorios El balance global del agua Componentes el ciclo hidrolgico 1.4.1 Evaporacin 1.4.2 Precipitacin y circulacin atmosfrica 1.4.3 Descarga procedente de los continentes 1.4.4 Agua subterrnea 1.4.5 El excedente de agua continental y el uso del agua La hidrosfera y el cambio global 1.5.1 Cambio climtico 1.5.2 Factores antrpicos 1.5.2.1 Regado 1.5.2.2 Drenaje de zonas hmedas 1.5.2.3 Daos sobre la superficie del terreno 1.5.2.4 Deforestacin 1.5.2.5 Transvases intercuencas 1.5.2.6 Gestin fluvial 1.5.2.7 Cambios en el uso del territorio Los istopos en el ciclo hidrolgico

1313 13 13 14 15 16 16 16 19 20 22 23 24 24 26 27 27 27 28 28 28 28 28

1.3 1.4

1.5

1.6

22.1 2.2 2.3 2.4

nuclear Estructura atmica y nuclearLa estructura atmica y la tabla peridica de los elementos Estructura de los ncleos atmicos Istopos estables y radioactivos Masa y energa

3131 31 32 32

33.1 3.2 3.3 3.4 3.5 3.6 3.7

Abundancia y fraccionamiento de los istopos establesRelaciones isotpicas y concentraciones Fraccionamiento isotpico Fraccionamiento isotpico cintico y de equilibrio Marco teorico del fraccionamiento de equilibrio Fraccionamiento por difusin Relacin entre las relaciones isotpicas atmicas y moleculares Relacin entre los fraccionamientos de tres molculas isotpicas

3535 35 37 40 42 42 43

44.1 4.2 4.3

Variacin de la abundancia producida por procesos naturales

45

Uso de los valores de y de la referencias isotpicas 45 Concentracin de trazador y cantidad de trazador 46 Mezcla de reservorios con diferentes composiciones isotpicas 47 4.3.1 Mezcla de reservorios del mismo componente 47 4.3.1.1 Anlisis de la dilucin isotpica 48 4.3.2 Mezcla de reservorios con diferentes componentes 49 4.4 Cambios isotpicos en los procesos Rayleigh 49 4.4.1 Reservorio con un sumidero 49 4.4.2 Reservorio con dos sumideros 50 4.4.3 Reservorio con una fuente y un sumidero; variacin temporal 51 4.4.4 Reservorio con una fuente y un sumidero, en funcin de la masa 52

4.4.5

Reservorio con dos fuentes y dos sumideros, con y sin fraccionamiento 52

55.1 5.2

Desintegracin nuclear y produccinInestabilidad nuclear Desintegracin nuclear y radiacin 5.2.1 Desintegracin con emisin de un negatrn (-) 5.2.2 Desintegracin con emisin de un positrn (+) 5.2.3 Captura electrnica (CE) 5.2.4 Desintegracin alfa () 5.2.5 Fisin espontnea e inducida; emisin de neutrones 5.3 Retroceso por desintegracin radioactiva 5.4 Reacciones nucleares 5.4.1 Produccin natural 5.4.2 Emisiones antrpicas de radionuclidos

5555 55 55 56 57 57 57 57 58 58 58

66.1 6.2 6.3 6.4 6.5 6.6

Ecuaciones de desintegracin y acumulacin radioactivaLey de desintegracin radioactiva Periodo radioactivo y tiempo de vida Actividad, actividad especfica y concentracin radionucleica Mezcla de radioactividades independientes Desintegracin ramificada Series de desintegracin radioactiva 6.6.1 Equilibrio secular 6.6.2 Equilibrio transitorio 6.6.3 No-equilibrio 6.7 Acumulacin de producto hijo estable 6.8 Crecimiento radioactivo

6161 62 62 62 62 63 63 64 65 65 66

77.1

Abundancia natural de los istopos estables del C, el O y el H

67

Istopos estables del carbono 68 7.1.1 Abundancia natural 68 7.1.2 Fraccionamiento de los istopos del carbono 69 7.1.3 Presentacin de la variaciones del 13C y los valores estandar del 13C 72 7.1.4 Estudio de las variaciones naturales del 13C 72 7.1.4.1 CO2 atmosfrico 72 7.1.4.2 Agua salada y carbonato marino 73 7.1.4.3 CO2 proveniente de la vegetacin y del suelo 73 7.1.4.4 Combustible fsil 74 7.1.4.5 El ciclo global del carbono 74 7.1.4.6 Agua subterrnea y agua de los ros 74 7.2 Istopos estables del oxgeno 76 7.2.1 Abundancia natural 76 7.2.2 Fraccionamiento isotpico del oxgeno 76 7.2.3 Variaciones del 18O y de los estndares del 18O 78 7.2.4 Variaciones naturales del 18O 81 7.2.4.1 Agua salada 81 7.2.4.2 Precipitacin 81 7.2.4.3 Agua superficial 82 7.2.5 Variaciones climticas 82 7.3 Relaciones entre las variaciones del 13C y del 18O en el H2O, en el HCO3-, y el CO3283 7.4 Istopos estables del hidrgeno 85 7.4.1 Abundancia natural 85 7.4.2 Fraccionamiento isotpico del hidrgeno 85 86 7.4.3 Las variaciones del 2H y sus estndares 7.4.4 Estudio de las variaciones naturales del 2H 86

7.5

Relaciones entre las variaciones del 2H y del 18O en el agua

86

88.1

Abundancia natural de los istopos radioactivos del C y el HEl istopo radioactivo del carbono 8.1.1 Origen del 14C, desintegracin y periodo radioactivo 8.1.2 Variaciones y estndares del 14C 8.1.3 Estudio sobre las variaciones naturales del 14C 8.1.3.1 CO2 atmosfrico 8.1.3.2 Vegetacin y suelo 8.1.3.3 Agua salada y carbonatos marinos 8.1.3.4 Agua subterrnea 8.1.4 Determinacin de la edad del 14C 8.1.5 Datacin del agua subterrnea 8.1.5.1 Datacin del agua subterrnea con el CID 8.1.5.1.1 Origen del 14C en el CID 8.1.5.1.2 El balance de masas qumico/isotpico 8.1.5.1.3 Intercambio isotpico en un sistema abierto 8.1.5.2 Datacin del agua subterrnea con COD 8.2 Relacin entre las variaciones del 13C y del 14C 8.3 El istopo radiactivo del hidrgeno: Tritio 8.3.1 Origen del 3H, desintegracin y periodo radioactivo 8.3.2 Presentacin de las actividades y estndares del 3H 8.3.3 Estudio de las variaciones naturales del 3H 8.4 Comparacin de las variaciones del 3H y del 14C 8.4.1 Relacin entre el 3H y el 14C de la atmsfera 8.4.2 Relacin entre el 3H y el 14C del agua subterrnea

8989 89 90 91 91 92 92 93 93 94 94 95 95 95 96 96 96 96 97 97 98 98 99

99.1 9.2 9.3

Qumica del cido carbnico del aguaIntroduccin Equilibrio del cido carbnico Las constantes de equilibrio 9.3.1 Soluciones ideales 9.3.2 Agua salada 9.3.3 Agua salobre 9.4 Concentraciones de cido carbnico 9.5 Ejemplos para sistemas abiertos y cerrados 9.5.1 Comparacin del agua dulce y salada en un sistema abierto 9.5.1.1 Para el agua dulce 9.5.1.2 Para el agua de mar 9.5.2 Sistema abierto respecto al CO2 y a la formacin de CaCO3 9.5.2.1 Condiciones iniciales 9.5.2.2 CO2 liberado 9.5.2.3 Precipitacin de CaCO3 9.5.3 Sistema expuesto al CO2 en presencia de CaCO3 9.5.4 Sistema cerrado, mezcla de agua dulce y agua salada

101101 102 102 103 103 104 106 107 107 108 108 108 109 109 109 110 111

10

Muestreo del agua y su tratamiento en el laboratorio10.1 Muestreo del agua y almacenamiento 10.1.1 Envases para el muestreo 10.1.2 Prcticas de campo general 10.1.3 Precipitacin 10.1.4 Agua superficial 10.1.5 Agua de la zona no saturada 10.1.6 Agua subterrnea 10.1.7 Aguas geotrmicas 10.2 Tratamiento en el laboratorio de las muestras de agua 10.2.1 El anlisis del 18O/16O del agua

113113 113 113 114 114 115 115 115 115 115

10.2.1.1 Equilibrio del CO2 durante las mediciones por espectrometra de masa 115 10.2.1.2 Otros mtodos 116 10.2.2 El anlisis del 2H/1H del agua 117 10.2.2.1 Reduccin del agua a H2 para anlisis por espectrometra de masa 117 10.2.2.2 Otros mtodos 117 10.2.3 El anlisis del 3H del agua 117 10.2.3.1 Purificacin del agua 118 10.2.3.2 Enriquecimiento de 3H 118 10.2.3.3 Preparacin del gas para el PGC del 3H 118 10.2.4 Anlisis del 14C del carbono inorgnico disuelto 119 10.2.4.1 En el campo 119 10.2.4.2 En el laboratorio 119 10.2.5 Anlisis del 13C/12C del carbono inorgnico disuelto 120

11

Tcnicas de medida11.1 Espectrometra de masa para los istopos estables 11.1.1 Principio fsico 11.2 Relaciones de abundancia de istopos estables 11.2.1 Medida de 2H/1H en el H2 11.2.2 Medida de 15N/14N en el N2 11.2.3 Medida de 13C/12C y del 18O/16O en el CO2 11.2.3.1 Comparacin con la referencia de mquinas 11.2.3.2 Calibracin 11.2.3.3 Correcciones isotpicas 11.2.3.4 Correcciones del 18O para el equilibrio agua-CO2 11.2.3.5 Normalizacin 11.2.4 Medida de 18O/16O y de 17O/16O en el O2 11.3 Radiometra para los istopos radioactivos 11.3.1 Contadores de gas 11.3.1.1 Cmara de ionizacin 11.3.1.2 Contador proporcional 11.3.1.3 Contador de Geiger-Mller 11.3.1.4 Operacin del contador 11.3.2 Espectrometra de centelleo lquido 11.3.2.1 Principio fsico 11.3.2.2 Operacin de deteccin 11.4 Espectrometra de masas para los istopos poco abundantes 11.4.1 Principio y aplicacin del AMS 11.5 Actividades y concentraciones del 14C 11.5.1 Eleccin de las variables 11.5.2 Estandarizacin 11.5.2.1 Fraccionamiento isotpico 11.5.2.2 Desintegracin radioactiva 11.5.2.3 Definicin de la actividad estndar del 14C 11.5.3 Definiciones finales 11.5.4 Casos especiales 11.5.4.1 Hidrologa 11.5.4.2 Oceanografa e investigacin atmosfrica 11.5.4.3 Geoqumica 11.5.4.4 Radioactividad del 14C 11.5.4.5 Edades de 14C 11.5.5 Resumen

121121 121 122 122 123 123 123 123 124 125 125 127 127 127 127 128 128 128 129 129 130 130 130 132 132 133 133 134 134 134 135 135 136 136 137 137 139

12

Istopos naturales de elementos diferentes al H,C,O12.1 Helio 12.1.1 Origen y propiedades

141142 142

12.1.2 Aspectos experimentales y tcnicos 142 12.1.3 Fuentes de 3He 142 12.1.4 Abundancia natural 142 12.1.5 Aplicaciones 143 12.1.5.1 Principio de la datacin del 3H/3He 143 12.1.5.2 Medidas espectromtricas de la masa del 3H mediante el 3He 143 12.2 Litio 143 12.2.1 Abundancia natural 143 12.2.2 Aspectos experimentales y tcnicos 143 12.2.3 Aplicaciones 143 12.3 Berilio 144 12.3.1 Origen y propiedades 144 12.3.2 Aspectos experimentales y tcnicos 144 12.3.3 Abundancia natural 144 12.3.4 Aplicaciones 144 12.4 Boro 144 12.4.1 Abundancia natural 144 12.4.2 Aspectos experimentales y tcnicos 144 12.4.3 Aplicaciones 145 12.5 Nitrgeno 145 12.5.1 Aspectos experimentales y tcnicos 145 12.5.2 Abundancia natural y fraccionamiento isotpico 145 12.5.3 Aplicaciones 146 12.5.4 18O/16O en el nitrato 146 12.6 Aluminio 146 12.6.1 Origen y propiedades 146 12.6.2 Aspectos experimentales y tcnicos 146 12.6.3 Abundancia natural 146 12.6.4 Aplicaciones 146 12.7 Silicio 146 12.7.1 Origen y propiedades 147 12.7.2 Aspectos experimentales y tcnicos 147 12.7.3 Abundancia natural 147 12.7.4 Aplicaciones 147 12.8 Azufre 147 12.8.1 Aspectos experimentales y tcnicos 147 12.8.2 Abundancia natural 148 12.8.3 Aplicaciones 148 12.9 Cloro 148 12.9.1 El 36Cl radioactivo 148 12.9.1.1 Origen y propiedades 148 12.9.1.2 Aspectos experimentales y tcnicos 149 12.9.1.3 Abundancia natural 149 12.9.1.4 Aplicaciones 149 12.9.1.4.1 Datacin del agua antigua 149 12.9.1.4.2 Infiltracin de agua joven 149 12.9.2 35Cl y 37Cl estables 150 12.9.2.1 Abundancia natural y aplicaciones 150 12.9.2.2 Aspectos experimentales y tcnicos 150 12.10 Argn 150 12.10.1 Origen y propiedades 150 12.10.2 Aspectos experimentales y tcnicos 151 12.10.3 Abundancia natural 151 12.10.4 Aplicaciones 151 12.11 Kriptn 151 12.11.1 Origen y propiedades 151 12.11.2 Aspectos experimentales y tcnicos 151

12.11.3 Abundancia natural 12.11.4 Aplicaciones 12.12 Yodo 12.12.1 Origen y propiedades 12.12.2 Aspectos experimentales y tcnicos 12.12.3 Abundancia natural 12.12.4 Aplicaciones 12.13 Series de desintegracin 12.14 Serie del Uranio 12.14.1 238U/234U 12.14.2 Datacin con el 230Th-234U 12.14.3 226Ra y 222Rn 12.14.4 210Pb 12.14.5 Aspectos experimentales y tcnicos 12.15 La serie del actinio 12.16 La serie del torio

152 152 153 153 153 153 153 153 154 155 155 155 156 156 156 156

13

Errores, medidas y ajustes13.1 Errores 13.2 Precisin y exactitud 13.2.1 Definiciones 13.2.2 Cifras y dgitos significativos 13.2.3 Incertidumbre 13.3 Incertidumbres instrumentales 13.3.1 Valores medios 13.3.2 Distribucin de los datos 13.3.3 Desviacin estndar 13.3.3.1 Precisin de los datos 13.3.3.2 Precisin de la media 13.4 Incertidumbres estadsticas 13.5 Propagacin de errores 13.5.1 Desviacin estndar 13.5.2 Media ponderada 13.6 Ajustes por mnimos cuadrados 13.6.1 Ajuste lineal 13.6.2 Ajuste no lineal 13.7 Test cuadrado

159159 159 159 160 161 161 161 161 162 162 162 163 163 163 164 164 164 165 165

Istopos Ambientales en el Ciclo Hidrolgico IGME. Temas: Guas y manuales. ISBN: 84-7840-465-1

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EL CICLO GLOBAL DEL AGUA *)

1.1 INTRODUCCINEl ciclo hidrolgico global junto con su fuerza motriz, la radiacin solar, constituye el soporte bsico para que se origine la produccin biolgica primaria. Proporciona la cantidad de agua necesaria que se requiere para la asimilacin del carbono y juega un importante papel en el aporte de nutrientes y en su transporte. Por otra parte, el ciclo hidrolgico es el responsable de las condiciones moderadas y favorables de temperatura que prevalecen en la Tierra a travs de su conexin con el ciclo atmosfrico global. La hidrosfera es la interconexin entre la biosfera, la atmsfera y la litosfera, donde estn integrados los flujos de agua, energa y los compuestos geoqumicos. El agua es capaz de ejecutar estas funciones gracias a sus excepcionales propiedades: 1) el elevado y universal poder de disolucin, esencial para la distribucin de materia geoqumica, el transporte de nutrientes y para eliminar substancias txicas de los organismos vivos. 2) la gran tensin superficial, produciendo fuerzas capilares elevadas, al mismo tiempo que origina fuerzas osmticas que permiten el transporte de agua y de solutos dentro de organismos y mantiene la tensin celular necesaria. 3) la enorme capacidad calorfica y calor de evaporacin, inherente a su papel de transportador de energa. 4) la densidad mxima por encima del punto de congelacin, a los 4C. Esta anomala hace que se inicie la congelacin desde la superficie hacia abajo, haciendo ms lenta tanto la liberacin de calor como el avance del proceso de congelacin. De este modo se protege a los organismos vivos. 5) el enorme punto de congelacin y de ebullicin relativo a su peso molecular, en comparacin con compuestos estructurados de forma similar, como el H2S y el H2Se; si se lo compara

con estos compuestos, las temperaturas se encontraran entre los -50 y los -100C. Todas estas propiedades estn relacionadas con la extraordinaria cohesin y la estructura pseudo-cristalina del agua. La causa de dicha estructura es la excentricidad del ncleo positivo del hidrgeno respecto a la de los electrones y los ncleos de oxgeno, lo que proporciona a la molcula de H2O una polaridad elctrica o carcter bipolar. En este captulo se discute la composicin de la hidrosfera, los conceptos bsicos del ciclo hidrolgico y su interaccin con la circulacin atmosfrica. Por lo tanto se consideran los componentes individuales del ciclo hidrolgico, y sus correspondientes interacciones. Finalmente se examina el impacto producido por el cambio climtico y la interaccin del hombre con el ciclo hidrolgico.

1.2 LA HIDROSFERA1.2.1 EL ORIGEN DEL AGUA EN LA TIERRA Muy probablemente el agua ha estado en nuestro sistema solar desde su formacin y se form durante el proceso de fusin termonuclear que produjo los elementos de la tabla peridica y sus compuestos. Se estima que la cantidad total de agua que contiene la Tierra es del orden del 0,4% en volumen. Es suficiente para formar una esfera de hielo con un dimetro de casi 2500 km y con un volumen de 8,2109 km3. La mayora de este agua se encuentra qumica y fsicamente confinada en rocas y minerales dentro de la corteza y el manto terrestre. Se calcula que la cantidad de agua libre que forma la hidrosfera es de 1,4109 km3, es decir, el 17% de la cantidad total de agua presente en la Tierra, de la cual el 96% se almacena en los ocanos en forma de agua salina. Se cree que la mayora del agua de la hidrosfera se ha originado durante el proceso de degasificacin del manto de la Tierra ocasionado por las erupciones volcnicas y la lava que asciende a la superficie (basalto) durante los 5 miles de millones de aos de

*) Versin original de J.J.de Vries, catedrtico de hidrologa, Frije University, Amsterdam

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El Ciclo Global del Agua

la existencia de la Tierra. Se estima que la produccin de agua en este proceso es alrededor de 1 km3/ao. No obstante, se sabe que la Tierra tambin se expone a las colisiones con cuerpos csmicos, incluyendo los cometas que contienen hielo. Por consiguiente parte del agua de la Tierra podra ser de origen extraterrestre. Algunos de los satlites de otros planetas y muchos de los cometas estn formados casi en su totalidad por hielo. Un ejemplo muy conocido es el cometa Halley. Realizando un clculo aproximado se obtiene que la cantidad total de agua en el sistema solar es 100 000 veces la masa de agua de nuestros ocanos (Kotwicki, 1991). 1.2.2 EL CICLO HIDROTECTNICO Como se ha explicado con anterioridad, la hidrosfera de la Tierra obtiene un exceso del orden de 1 km3/ao de agua procedente del manto y posiblemente del espacio. Por otro lado, una pequea cantidad escapa hacia el espacio y otra cantidad desconocida vuelve al manto a travs de procesos de tectnica de placas. Este proceso es impulsado por medio de corrientes de conveccin trmica que mueven la litosfera rgida, como una capa flotante por encima de la astenosfera, que es ms plstica (Fig.1.1). El magma asciende a travs de las fracturas

(centros de separacin) del suelo ocenico, originando nueva corteza ocenica. Como resultado la litosfera se aleja del centro de separacin. En el otro lado de la celda de conveccin, la litosfera se deprime formando la llamada zona de subduccin. En la regin del manto donde la antigua litosfera desaparece, el agua procedente del ocano es arrastrada junto con la corteza a unos cientos de kilmetros de profundidad, donde acaban por involucrarse en el refundido de sedimentos que dan lugar al nuevo magma. De nuevo se escapa una parte del agua asociada a la actividad volcnica y magmtica. El proceso completo recibe el nombre de ciclo hidrotectnico. Este ciclo acta en una escala de tiempo geolgica de millones de aos y es cuantitativamente despreciable si se compara con la cantidad y distribucin de agua del ciclo que acaece en la superficie terrestre y en la atmsfera inferior debido a la actual circulacin hidrolgica. Las diferencias dinmicas del ciclo hidrolgico y el ciclo hidrotectnico tambin quedan reflejadas en los respectivos flujos de energa que intervienen. La fuerza motriz implcita en el ciclo hidrolgico, que es la radiacin solar, produce un flujo de 5,2109 J m2 ao1 en la superficie de la Tierra, mientras que la fuerza motora de los procesos tectnicos, que es la produccin de calor interno de la Tierra, libera

Fig.1.1 Representacin esquemtica del ciclo hidrotectnico mediante una seccin transversal de un lmite ocenico-continental. El material procedente del manto al ascender obliga a la corteza ocenica a deslizarse por debajo de la corteza continental (subduccin). 1. Precipitacin 2. Evapo(transpi)racin 3. Transporte de vapor 4. Flujo debido a la topografa (agua meterica) 5. Agua del mar atrapada en los sedimentos subducidos (agua congnita) 6. Fluido liberado por deformacin 7. Fluido cedido por el magma y las reacciones metamrficas (agua joven) 8. Emisiones volcnicas 14

El Ciclo Global del Agua

alrededor de 2,0106 J m-2 ao-1. Las emisiones volcnicas y magmticas, sin embargo, tienen un efecto cualitativo en la hidrosfera mediante la generacin de compuestos qumicos y la concentracin de calor. El polvo y los gases volcnicos pueden influir durante aos en el balance de calor de la Tierra y por consiguiente en su clima y en el ciclo hidrolgico. La tectnica de placas y la deriva continental cambia la forma de la Tierra en una escala de tiempo de millones de aos, a travs de la reorganizacin geogrfica de los ocanos y los continentes, la ascensin de la corteza terrestre y la formacin de cordilleras. En el curso de la evolucin de la Tierra estos cambios morfolgicos han causado cambios en las condiciones climticas y en la hidrosfera a nivel mundial. Otras influencias de larga duracin sobre el clima del planeta son causadas por las derivas sistemticas de la rbita de la Tierra y su exposicin respecto al Sol, con cambios asociados a la recepcin de radiacin solar, durante lapsos de tiempo de 104 a 105 aos. 1.2.3 DISTRIBUCIN DEL AGUA EN LOS DIVERSOS RESERVORIOS La hidrosfera puede ser descrita como un sistema de diferentes reservorios entre los que se intercambien agua, solutos y energa por medio del ciclo hidrol-

gico. A gran escala, esta circulacin es provocada por la energa trmica procedente de la radiacin solar y por la energa potencial y la presin causada por la gravedad. A pequea escala, las fuerzas capilares y de smosis juegan un papel en el transporte de agua en el suelo y en las plantas, mientras que la energa geotrmica produce corrientes de conveccin termo-minerales en los acuferos profundos. Como ya se mencion previamente, se estima que la cantidad total de agua en la hidrosfera es de 1,4109 km3, el 96% del cual reside en los ocanos. El 4% restante est formado por agua dulce, que existe y se mueve slo en virtud del proceso de destilacin continuo que transforma el agua salada en agua dulce por medio de la evaporacin y su posterior condensacin. La mayora del agua dulce se encuentra ms o menos acumulada en los casquetes polares, icebergs y glaciares, sobre todo en la Antrtida y en Groenlandia. Si se derritiese el hielo, los ros del mundo podran fluir ininterrumpidamente durante ms de 500 aos. En la Tabla 1.1 se proporciona una estimacin de la distribucin de agua dulce en varios de los reservorios globales y el tiempo de renovacin del agua en los diferentes reservorios. En algunas de esas cifras hay una notoria incertidumbre, especialmente para

Tabla 1.1 Los volmenes y flujos de agua, junto con el tiempo que invierten en las diferentes partes de la hidrosfera. Los volmenes estn en su mayor parte de acuerdo con los obtenidos por Baumgartner y Reichel (1975), con algunas aportaciones adicionales.

* < 5000 m de profundidad, basado en una porosidad del 1%, en lugar de una porosidad del 1,5%, obteniendo unvolumen de 12106 km3 (ver Seccin V) ** aproximadamente el 50% contiene agua salina o salobre; (comprese con volumen de 177103 km3, Seccin III) 1 El flujo es debido a la evaporacin ocenica 2 Flujo estimado de descarga 3 Flujo estimado en el 37% del total de la descarga continental (caudal de base) 4 Flujo estimado en 80% de la lluvia continental 5 El flujo es la lluvia total menos la evaporacin total 6 El flujo es la descarga total de los continentes 15

El Ciclo Global del Agua

el agua subterrnea a grandes profundidades. Incluso los valores del volumen de hielo varan considerablemente, desde 22 000 km3 a 43 000 km3 . La mayor parte de la reserva de agua dulce involucrada activamente en el ciclo hidrolgico se encuentra a pocos kilmetros bajo la superficie. El estado del agua inmvil profunda no es muy conocido, pero la mayor parte de sta se encuentra ms o menos aislada del ciclo hidrolgico mediante formaciones impermeables, y slo forma parte de ste a escala geolgica. Adems, la mayora de este agua es salina, probablemente congnita, o sea agua (principalmente agua marina) que fue atrapada durante la deposicin de los sedimentos. Parte de este agua es agua meterica (de origen atmosfrico) o agua magmtica joven diagenticamente alterada. Tambin se encuentran salmueras calientes con temperaturas del orden de los 200C en el sondeo de gran profundidad de la Peninsula de Kola (norte de Rusia), a una profundidad de 12 km. Dichas aguas mineralizadas normalemente alcanzan la superficie a travs de manantiales termo-minerales alimentados por fracturas profundas o en relacin con paleovolcanismos (Fig.1.1). Otra parte de las reservas de agua subterrnea (Seccin V, Captulo 1), localizadas en reas ms superficiales, se puede clasificar como fsil, siempre y cuando este agua se haya formado bajo condiciones diferentes a las actuales y est aislada de la circulacin activa, bien por formaciones confinantes o por falta de recarga, como es el caso de las regiones ridas. En el Sahara y en la Pennsula Arbiga existe un enorme reservorio de agua subterrnea (ms de 100 000 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 aos y fue recargada durante los periodos lluviosos de la ltima glaciacin. Contina moviendose bajo presin artesiana y constituye la fuente de los oasis. Aunque esta agua no interviene activamente en el ciclo hidrolgico, su descarga aade agua a la parte activa, aumentando as el reservorio ocenico. Ya sea mediante descarga natural o por extraccin artificial, la extraccin de todas las reservas fsiles de la Tierra podra elevar el nivel medio del mar en varios decmetros. Otro de los apartados relativamente lentos del ciclo lo forman los casquetes polares, los cuales, al menos a escala de tiempo geolgica, deben ser considerados como un fenmeno temporal. Estos se han ido formando gradualmente desde que la temperatura de la superficie terrestre comenz a decrecer a principios del Terciario, hace unos 50 millones de aos, desde los 20C hasta los actuales 15C. Esto finalmente llev, hace 2 millones de aos, en el actual Cuaternario, a ciclos glaciares del orden 100 00016

aos y a intervalos de temperatura inferiores a los 10C. Durante ms del 90% de la historia de la Tierra no hubo casquetes polares. No se conoce bien el origen de este enfriamiento, pero unos de los prerrequisitos ciertamente necesarios para la generacin de la ingente masa de hielo continental fue la deriva del manto Antrtico y el aislamiento de este continente por una corriente ocenica circular antrtica durante el Terciario, con su consiguiente elevacin. La expansin del continente de hielo Antrtico probablemente comenz durante la mitad del Mioceno, hace alrededor de 12 millones de aos, pero los primeros glaciares de la regin montaosa de la Antrtida se originaron a principios del Oligoceno, hace unos 30 millones de aos.

1.3 EL BALANCE GLOBAL DEL AGUAEn la Fig.1.2 se muestra un anlisis esquemtico del ciclo hidrolgico global y del balance de agua. El ciclo hidrolgico se inicia con la evaporacin en los ocanos, estimada en 425 000 km3 (1176 mm) anuales. Se calcula que la lluvia sobre los ocanos es de unos 385 000 km3 (1066 mm) anuales. Esto genera un excedente anual de 40 000 km3 (equivalente a 110 mm) de agua en fase vapor, la cual es transportada mediante la circulacin atmosfrica (adveccin) hacia los continentes. El principal flujo de vapor viaja desde las regiones clidas ecuatoriales hasta las regiones fras de las latitudes altas. En cuanto a la distribucin areal del vapor atmosfrico se tiene que en las altas latitudes se produce la concentracin del vapor: la media del contenido de agua anual disminuye desde los 50 mm de agua equivalente en las reas ecuatoriales a valores inferiores a los 5 mm sobre las regiones polares. La condensacin del vapor que se origina en los ocanos, alrededor de los 40 000 km3 anuales, provoca la lluvia en los continentes. Esta precipitacin es continuamente reciclada por reevaporacin. Se calcula que la evapotranspiracin anual acumulada procedente de los ocanos es de unos 71 000 km3 (480 mm) por ao. As se obtiene un flujo total anual de 40 000 + 71 000 = 111 000 km3 (746 mm) de la precipitacin producida, dando lugar a un exceso de 40 000 km3 (266 mm) al ao, que vuelve a los ocanos por medio de los ros, del deshielo de los glaciares y del agua subterrnea. En la Tabla 1.2 se muestran los flujos.

1.4 COMPONENTES DEL CICLO HIDROLGICO1.4.1 EVAPORACIN La evaporacin slo tiene lugar cuando se mantiene el gradiente de presin de vapor entre la superficie

El Ciclo Global del Agua

Fig.1.2 Representacin esquemtica del ciclo hidrolgico global. La cifras indican flujos de agua en 103 km3 por ao (de acuerdo con Tabla 1.2). Tabla 1.2 Balance anual de agua en varios ocanos y continentes de la Tierra segn Baumgartner y Reichel (1975). Shiklomanov (1993) indica valores notablemente mayores para los ocanos.

de evaporacin y la capa de la atmsfera que hay inmediatamente por encima de sta. Aparte de este mecanismo, la evaporacin tambin necesita energa para transformar el agua en vapor (2.44103 J/g a 15C). Esta energa se adquiere de la evaporacin del agua, e indirectamente de la radiacin solar y del calor procedente de la atmsfera. De hecho, son dos los factores que controlan el mecanismo de la evaporacin. En primer lugar la diferencia entre la presin de vapor del aire que hay por encima (eA) y la presin de vapor saturada (eS) a la temperatura de la superficie de evaporacin. A esta diferencia (eS-eA) se la llama dficit de saturacin. En segundo lugar, la

tasa de evaporacin se determina por el transporte del vapor. El movimiento ascendente en una capa fina lmite se produce por difusin molecular. Sin embargo, por encima de esta capa el vapor se transmite y disipa por movimiento turbulento, que est relacionado con la velocidad del viento. La evaporacin depende considerablemente de la temperatura, que determina la presin de vapor saturada, y del intercambio de aire turbulento, que est a su vez relacionado con la velocidad del viento y la rugosidad superficial. Los mtodos para determinar la evaporacin a partir de datos climticos consisten normalmente en una17

El Ciclo Global del Agua

combinacin del balance de energa para una superficie determinada y de las condiciones aerodinmicas. El balance de energa / mtodo aerodinmico ms divulgado fue desarrollado por Penman (1948). Posteriormente Monteith (1965) adapt la frmula de Penman para aplicarlo tambin a superficies con vegetacin mediante la introduccin de factores de resistencia biolgicos y aerodinmicos que incorporan la estructura y fisiologa de la cobertera vegetal. Aunque la evaporacin viene inducida por la energa solar, la distribucin sobre los ocanos no refleja, ni en tiempo ni en espacio, los modelos latitudinales del aporte de radiacin. El motivo es que el calor latente se extrae, en gran parte, del calor almacenado en la propia agua, que est as influenciado por las corrientes ocenicas clidas y fras. Esto ocurre especialmente cuando sobre una corriente clida ocenica sopla un aire relativamente fro y seco. Los elevados gradientes de presin de vapor entre la superficie de agua clida y el aire seco estimulan el transporte de vapor ascendente, extrayendo la energa principalmente del agua. Por consiguiente, la evaporacin mxima ocurre al oeste del Pacfico y del Atlntico, donde prevalece esta situacin particular (Fig.1.3). En las regiones ecuatoriales se encuentran valores relativamente bajos debido a la reducida velocidad del viento y las altas presiones de vapor. Otros de los factores que influyen en la distribucin espacio-temporal de la evaporacin sobre los ocanos son: la adveccin de masas clidas de aire, las variaciones estacionales de la velocidad del viento y el intercambio turbulento. Frecuentemente, la evaporacin que tiene lugar en

una cubierta vegetal es una combinacin de la evaporacin directa procedente de una superficie hmeda, y del consumo o transpiracin de agua por la vegetacin. A este efecto combinado se le llama evapotranspiracin. La evaporacin de una vasta superficie de agua, como podra ser un lago o el ocano, depende exclusivamente de la energa proporcionada y de las condiciones atmosfricas. No obstante, la evaporacin en un rea de Tierra a menudo se encuentra limitada por el agua disponible. Para una superficie vegetal muy hmeda o para un suelo con alto contenido en agua, la evaporacin generalmente es prxima a la de una superficie de agua libre y se la denomina evapotranspiracin potencial. Un factor muy importante es la distribucin de agua de lluvia en funcin del tiempo. Si la lluvia ocurre durante el invierno, un factor limitante puede ser, por ejemplo, la energa aportada, mientras que por otro lado, la evaporacin por interceptacin puede aumentar si se produce la coincidencia de precipitaciones distribuidas de forma ms regular con chubascos frecuentes. La limitacin de la cantidad de agua en el momento y lugar precisos es una de las razones por la que la tasa de evaporacin en los continentes es inferior a la mitad de la que se produce en los ocanos. El otro factor es la reducida radiacin solar neta que recibe la superficie. La causa principal se encuentra en la diferencia en el albedo (porcentaje de la radiacin solar que llega y que se refleja en la superficie de la Tierra para volver a la atmsfera), que es del 6-10% para el agua libre y en los continentes vara desde el 7% para los bosques tropicales hmedos al 35% para la arena blanca seca (ver tambin el apartado 1.4.3).

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

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El Ciclo Global del Agua

1.4.2 PRECIPITACIN Y CIRCULACIN ATMOSFRICA En principio, la lluvia viene originada por la condensacin y la formacin de nubes en la atmsfera al enfriarse el aire hasta alcanzar su punto de roco. Este enfriamiento normalmente se produce por expansin adiabtica del aire ascendente como consecuencia de la disminucin de la la presin atmosfrica con la altura. Adems, el calor liberado durante la condensacin puede liberar energa adicional para provocar un mayor ascenso de la masa de aire, lo que puede desembocar en tormentas convectivas. La mayora del vapor que produce lluvia ha sufrido transporte advectivo por circulacin atmosfrica. La circulacin atmosfrica global se mantiene gracias al gradiente de la radiacin solar que entra, con un excedente en la zona tropical, donde el aporte de calor supera las prdidas hacia el espacio, y con un sumidero permanente del calor en las regiones polares. El consumo y la liberacin de calor por evaporacin y condensacin, respectivamente, son secundarios en la distribucin global de calor. El movimiento de aire viene inducido por el gradiente de presin, el cual resulta de las diferencias espaciales del calentamiento, pero el movimiento se desva de la direccin del gradiente de presin como consecuencia de la rotacin de la Tierra (efecto Coriolis). Otras desviaciones que se superponen a la circulacin norte-sur ideal del viento son debidas a la distribucin de las masas de tierra y ocenicas, y a la diferencia de calor asociada, incluyendo los efectos de las estaciones. Finalmente, los vientos se ven muy afectados cuando tropiezan con las zonas montaosas.

En latitudes bajas, a ambos lados del ecuador, la columna de aire asciende y se mueve hacia los polos. En latitudes altas el aire fro hace que la columna descienda. Esto conlleva el desarrollo de una enorme celda de aire convectivo, las famosas celdas de Hadley, con bajas presiones a lo largo del ecuador y altas presiones alrededor de los 30 de latitud. Debido a la rotacin de la Tierra, se produce la separacin de la zona de alta presin en celdas anticiclnicas en forma de espiral divergente. La corriente de aire compensadora que circula en sentido contrario provoca los vientos alisios, que soplan del nordeste en el hemisferio norte y del sudeste en el hemisferio sur. Esos vientos convergen en el rea ecuatorial, y por consiguiente se les conoce tambin con el nombre de Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT). El aire ascendente a lo largo de la zona convergente ecuatorial provoca las intensas lluvias de las reas forestales hmedas del trpico, mientras que la regin de alta presin en la que el aire se calienta por compresin da como resultado zonas de estepa tropical y reas desrticas donde la lluvia es escasa. Estas zonas ridas se extienden hacia el norte hasta alcanzar los interiores remotos del hemisferio norte debido a su distancia respecto al aire hmedo procedente de los ocanos (Fig.1.4). Parte del aire clido procedente de la franja de altas presiones subtropicales se desplaza hacia latitudes mayores y forma los vientos predominantes del oeste en el hemisferio norte. El aire fro cae al llegar a los polos, se expande hacia el este y choca con los vientos del oeste a latitudes intermedias. En esta zona el aire clido subtropical pasa por encima del aire polar

Fig.1.4 Distribucin global de la precipitacin anual (Bos Atlas, Wolters-Noordhof, 1988). 19

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formando los llamados frentes polares a lo largo de las diferentes masas de aire. El movimiento forzado ascendente del aire hmedo y clido, junto con las pulsaciones de baja presin de las corrientes de chorro meandriformes (jet streams) que se da en la parte alta de los vientos del oeste, provoca el desarrollo de celdas de baja presin (celdas anticiclnicas). Su movimiento en espiral y convergente hacia el interior obliga al aire hmedo a ascender y originan las lluvias frontales de las latitudes intermedias. Las lluvias convectivas se desencadenan en este rea, principalmente durante el verano, mediante celdas de conveccin libre en masas de aire sobrecalentado. Los casos extremos de lluvias convectivas estn conectados con la aparicin de huracanes o tifones devastadores. Estos se desarrollan en los cinturones subtropicales cuando los centros convectivos de baja presin se forman sobre superficies clidas en el mar, con temperaturas superiores a los 26 C. Su energa se deriva del calor que se libera durante la condensacin del aire ascendente y en expansin. Este proceso se autosostiene gracias a que se toma continuamente aire clido hmedo desde el ocano. Son comunes precipitaciones extremas del orden de los 500 mm/da durante el paso de los huracanes. Otros de los vientos que originan lluvias intensas son los monzones, que son vientos estacionales. Estos vientos invierten sus sentidos a causa de los cambios estacionales que tienen lugar en la localizacin de las zonas de altas y bajas presiones que se extienden sobre grandes reas continentales. El monzn de la India es particularmente intenso. Durante el verano el subcontinente de la India se vuelve ms caliente, desarrollndose una celda muy caliente de baja presin. El aire hmedo procedente del ocano se desplaza hacia el interior del continente y trae consigo grandes lluvias. Un efecto similar lo causa el ZCIT que se desva hacia el sur durante el verano del hemisferio boreal, promoviendo lluvias estacionales en la zona subtropical del sur de frica. Otra de las causas de las desviaciones regionales respecto al modelo global son los efectos orogrficos. Generalmente las lluvias intensas ocurren en el lado donde el aire es obligado a ascender (barlovento), y consecuentemente las lluvias ms dbiles se dan a sotavento. 1.4.3 DESCARGA PROCEDENTE DE LOS CONTINENTES Parte de la lluvia que cae sobre el terreno de nuevo desaparecer por evaporacin, bien directamente desde la superficie de los suelos con alto contenido de agua o bien de su intercaptacin por la vegetacin. La parte del agua restante puede escurrir y otra parte puede infiltrarse, aumentando as la humedad del suelo (Seccin V, Captulo 1). Cuando el suelo ha20

alcanzado un cierto contenido de humedad, el agua edfica en exceso percola hasta alcanzar la zona saturada (o zona con agua subterrnea). El agua restante queda retenida por capilaridad y por otras fuerzas que actan en sentido contrario a la fuerza gravitatoria. Parte del contenido de humedad del suelo y aguas superficiales tienden a reevaporarse, principalmente por transpiracin a travs de la vegetacin. El agua subterrnea que se encuentra a profundidades superiores a 1 2 m por debajo de la zona radicular casi no participa en el proceso de evaporacin, ya que el transporte por capilaridad desde al nivel fretico hacia arriba es despreciable. Un dato muy importante a tener en cuenta es que las dos terceras partes de la lluvia continental se originan a partir de la reevaporacin y transpiracin desde el suelo. El excedente tanto de agua superficial como de agua subterrnea es eventualmente descargado por los ros, y de igual manera, pero en menor cantidad, por descarga directa del agua subterrnea al mar. El perfil o el rgimen de los ros sigue principalmente los modelos estacionales de precipitacin y evapotranspiracin, con un desfase asociado debido a los procesos de almacenamiento. Los ros responden de manera rpida en reas con suelos poco profundos, con pendientes pronunciadas y con una reducida capacidad de infiltracin. Por el contrario, las reas llanas con una elevada capacidad de infiltracin y de almacenamiento y una gran permeabilidad se caracterizan por tener ros que presentan respuestas lentas y un flujo base sostenido. La descarga global total se libera en parte como caudal de base y en parte como caudal de avenida. El caudal de avenida no se genera exclusivamente por escorrenta superficial. De hecho, este ltimo tipo de flujo ocurre slo durante intensas precipitaciones excepcionales y en terrenos inclinados con superficie impermeable. Normalmente, el agua de avenida se produce por una serie de procesos entre los que se incluyen el rpido flujo de agua a travs de los macroporos de las capas superiores del terreno (flujo subsuperficial) y el flujo de escorrentia superficial directa. Generalmente, estos procesos que tienen lugar en regiones prximas a la superficie crean riachuelos y torrentes que participan en el proceso de drenaje durante periodos de lluvias intensas o de larga duracin, de modo que el sistema de drenaje se extiende mediante un sistema de ramificaciones y depresiones asociadas, efmeras y pobremente definidas. El contenido de humedad juega un importante papel en el intercambio de agua y energa con la atmsfera. Los suelos hmedos absorben y almacenan energa y contribuyen mediante la evaporacin a reintegrar el vapor de agua a la atmsfera. Eventualmente, parte de este vapor se recicla en forma de lluvia den-

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tro de la misma rea,o reaparece como lluvia advectiva en zonas adyacentes. El agua desaparece rpidamente de los terrenos ridos y desnudos mediante avenidas en lmina. Dichas superficies reciben menos energa ya que su tasa de reflexin es mayor, aumentando desde el 5 15% para suelos hmedos que reciben escasa luz y superficies con vegetacin, hasta el 25 45% para las arenas secas claras expuestas a una fuerte radiacin solar. Por lo general, si se suprime la vegetacin se obtienen condiciones desfavorables similares. Esto puede motivar el cese de las lluvias convectivas, en especial en las zonas semiridas. Bajo condiciones especficas de elevada capacidad de infiltracin, una reduccin de la vegetacin puede suponer un aumento en la recarga de agua subterrnea ya que la cobertera vegetal consume una ingente cantidad de agua. Sin embargo, no siempre es deseable un incremento del volumen de agua subterrnea. Un ejemplo de ello son las reas semiridas de Australia. La eliminacin de la vegetacin en algunas regiones de este pas dan como resultado una rpida elevacin del nivel fretico, que llega a alcanzar la superficie. La evaporacin de este agua puede causar una severa salinizacin, que llega a ser irreversible si se tiene en cuenta las condiciones climticas actuales (ver apt.1.4.4). A continuacin se considera el balance entre lluviaescorreta a escala continental (Fig.1.5). El promedio anual de precipitacin en los continentes (se estiman unos 746 mm) representa un excedente del 50% sobre la media anual de la evapotranspiracin (480

mm), a pesar de que en promedio la evaporacin potencial anual es superior a la precipitacin. La explicacin de este resultado es que en muchas reas la lluvia excede el mximo de la evaporacin en una sla estacin del ao, mientras que en otras estaciones no se logra alcanzar este mximo debido a la falta de agua. Los cambios en el almacenamiento de agua edfica y agua subterrnea tienen un cometido importante en la atenuacin de los efectos estacionales y, por consiguiente, son cruciales en la transformacin del agua de lluvia en escorrenta. Las razones son (i) su efecto amortiguador en la propia descarga, y (ii) su poder para extender la evaporacin ms all del periodo de lluvias, en el siguiente periodo seco, y as incrementar la evapotranspiracin total. En la Tabla 1.2 se muestran los tres componentes del ciclo hidrolgico sobre los continentes y ocanos. Existe un efecto estacional global en la escorrenta, causado predominantemente por el almacenamiento de nieve que queda retenido en los continentes del hemisferio norte. Los continentes norteamericano y europeo reciben unas cantidades de nieve que cubren alrededor del 60-70% de su superficie. Estas cantidades alcanzan su mximo durante los meses de marzo-abril. El agotamiento total de esta cobertera sucede a finales de verano, provocando un mximo almacenamiento en los ocanos alrededor de octubre. Adems, la distribucin de la precipitacin, la evaporacin y el flujo procedente de los con-

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

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tinentes produce temporalmente un excedente en los ocanos ndico y Atlntico, y un dficit neto en los ocanos Pacfico y rtico. Por consiguiente, se crea un flujo continuo desde los ocanos ndico y Atlntico hacia los ocanos Pacfico y rtico. La Tabla 1.3 muestra el balance de agua entre la precipitacin, la evaporacin y la descarga de forma especfica en varios de los continentes y ocanos. 1.4.4 AGUA SUBTERRNEA La subsuperficie consiste en una zona superior que contiene agua vadosa y una zona inferior saturada con agua subterrnea. Estas zonas quedan separadas por el nivel fretico. La profundidad a la que se encuentra el agua subterrnea depende de la topografa, el terreno y el clima. El almacenamiento total de agua subterrnea en una formacin depende de la porosidad. La facilidad del agua subterrnea para fluir depende de la combinacin entre la conectividad y el tamao de poro. Esta propiedad queda parametrizada mediante la permeabilidad. En los depsitos arenosos fluviales y, en menor medida, en los de areniscas se encuentra una elevada porosidad y permeabilidad. La arcilla, por el contrario, muestra una porosidad similar a la de la arena (30-50 % en volumen), pero los poros son ms pequeos; como consecuencia la resistencia al flujo es considerable y en algunas ocasiones, el flujo saturado de agua se

puede despreciar. Las calizas karstificadas pueden presentar una gran permeabilidad debido a las caractersticas de disolucin, llegando incluso a desarrollar ros subsuperficiales. Las formaciones subsuperficiales relativamente porosas y permeables se las conoce como capas conductoras de agua y reciben el nombre de acuferos. Generalmente las rocas arcillosas y las cristalinas muestran escasas caractersticas de acufero; no obstante, pueden aparecer de forma local estructuras permeables promovidas por la meteorizacin, la fracturacin y la diaclasacin. La recarga de agua subterrnea normalmente tiene lugar por infiltracin difusa, de acuerdo con los procesos descritos en el apt.1.4.3. La recarga concentrada se origina por medio de agua acumulada en depresiones o ros en los casos en que el cauce del ro est por encima del nivel fretico. Esta ltima situacin ocurre en zonas ridas, donde predominan los niveles freticos profundos. La recarga tiene lugar por las inundaciones espordicas en los torrentes, o por el flujo que llega al ro procedente de zonas aledaas ms hmedas. En ocasiones, en zonas con caliza karstificada, donde las permeabilidades por disolucin son elevadas, pueden desaparecer ros enteros en el subsuelo. Normalmente, la descarga de agua subterrnea ocurre por drenaje subterrneo hacia los ros. El tiempo

Tabla 1.3 Balance anual de agua de los continentes y ocanos segn Baumgartner y Reichel (1975). P = precipitacin, E = evaporacin, D = descarga

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medio de renovacin del agua subterrnea se determina por medio del flujo total o la recarga, y el almacenamiento en la cuenca. Sin embargo, la densidad de flujo generalmente decrece ro abajo, de modo que la edad del agua se incrementa aproximadamente de forma logartmica con la profundidad (ver Seccin IV). El agua se almacena durante los periodos de gran recarga. Esto produce un aumento del nivel fretico y un incremento del gradiente hidrulico, de modo que aumenta la descarga. Adems, un incremento en el nivel fretico generalmente implica la activacin de afluentes fluviales de orden inferior y menos profundos que participan en el proceso de drenaje. Esto puede amplificar la tasa de drenaje en un orden de magnitud. El caso extremo, que ocurre cuando el nivel fretico alcanza la superficie, es el flujo a travs de arroyuelos y barrancos (Apt.1.4.3). En los periodos secos se invierte el proceso: como la descarga excede a la recarga se libera agua subterrnea que estaba almacenada. En consecuencia, el nivel fretico desciende, la descarga disminuye y se detiene cuando la superficie fretica en la divisoria de aguas ha alcanzado el nivel del canal ms profundo y el gradiente hidrulico es cero. En zonas ridas, donde la recarga es escasa y los niveles freticos son profundos, el flujo de agua subterrnea es ms estable y las fluctuaciones estn controladas por la secuencia de largos ciclos de sequa y temporadas con condiciones climticas hmedas. Los tiempos de residencia del agua subterrnea van desde meses, para sistemas superficiales de drenaje, hasta miles de aos, para sistemas ms profundos y especialmente en regiones ridas con recarga despreciable y largos tiempos de renovacin. En casos excepcionales se puede encontrar flujo de agua subterrnea fsil o residual en las cuencas de las zonas desrticas con acuferos extensos. Sus tiempos de agotamiento son mayores porque cuentan con un mayor volumen de agua almacenada y poseen una alta resistencia al flujo a causa de las grandes distancias que existen entre la (paleo)recarga y las reas de descarga. Un ejemplo es el Sahara, donde las enormes reservas de agua subterrnea fsil originadas durante la pasada Era glaciar (datada en 10-40 kaos BP) continan fluyendo y alimentando a los manantiales, debido al gradiente hidrulico residual existente. El gradiente hidrulico decrece lentamente por agotamiento, pero este proceso puede proseguir durante miles de aos, a menos que se produzca una extraccin de agua subterrnea a gran escala, como sucede en Oriente Medio, que acelere el proceso de agotamiento. Los sistemas de agua subterrnea discutidos anteriormente estan principalmente controlados por la

topografa o la energa potencial, y su agua es de origen meterico. Las aguas subterrneas localizadas a grandes profundidades por debajo de formaciones impermeables se encuentran ms o menos aisladas de la parte activa del ciclo hidrulico y son de naturaleza parcialmente congnita, o sea que normalmente son aguas de origen marino que quedaron atrapadas durante el proceso de sedimentacin. Por lo tanto, estas aguas establecen la conexin con el ciclo geolgico de erosin, sedimentacin, diagnesis, tectnica y metamorfismo, y las dinmicas ligadas a estos procesos. Procesos como la compactacin por acumulacin de sedimentos, los cambios de presin por deformacin tectnica, la conveccin trmica y geoqumica, la difusin molecular y los procesos de smosis que se dan a escala geolgica causan el flujo de dichas aguas. El movimiento del fluido bajo estas condiciones a menudo contiene componentes residuales a causa del dilatado tiempo de disipacin del gradiente de presin. La interaccin de estos sistemas ubicados a grandes profundidades con la parte activa o meterica del ciclo hidrolgico ocurre por goteo lento vertical hacia arriba, y en manantiales termales y minerales de las reas tectnicamente activas. El agua subterrnea y el agua superficial de las reas hmedas se juntan finalmente en los ros que llevan el excedente de agua continental de nuevo a los ocanos. Por este motivo, los sistemas fluviales consisten en una red altamente eficiente de brazos jerarquizados y encajados, cada uno de los cuales tiene su propia subcuenca. Esta red origina un sistema dinmico de drenaje y descarga que se propaga por pequeos torrentes durante las temporadas de gran aporte de agua, y se reduce a los grandes barrancos en los periodos secos. Muchas cuencas ridas no producen un excedente de agua y mantienen un drenaje interno subterrneo y superficial de agua. Eventualmente, se evapora todo el agua de lluvia y las sales disueltas presentes en esta agua se dejan atrs. Por ejemplo, la causa de la salinizacin que ocurre en grandes regiones de Australia es la evaporacin del agua subterrnea ascendente que contiene sal acumulada. Muchas de estas aguas mostraban condiciones pluviales durante la pasada Era glaciar, pero la acumulacin de sal empez hace unos 10 kaos, a principios del periodo seco Holoceno.

1.4.5 EL EXCEDENTE DE AGUA CONTINENTAL Y EL USO DEL AGUA Uno de los componentes especiales en el balance de agua continental es el uso y el dominio por el hombre de parte de los excedentes de agua. La escorrenta anual procedente de los continentes, estima23

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da en 40 000 km 3 (266 mm) (Tabla 1.2), representa el agua que queda en exceso de los 111 000 km3 (746 mm) procedente de las precipitaciones, despus de que se haya producido la evaporacin y transpiracin por la cobertera vegetal y la agricultura de secano. En principio, este excedente de agua est disponible para uso domestico e industrial y sirve tambin para regar los campos agrcolas. Hoy en da se bombean alrededor de 5000 km3 de este agua para estos fines. La agricultura de regado consume la mayor parte, un 65%. Esta produce ms del 50% de los alimentos, que se da en el 20% de la Tierra cultivable del mundo. Un ejemplo cuantitativo que permite reflejar la ingente cantidad de agua necesaria en la produccin de alimentos es el siguiente: si se quiere producir 103 kg de maiz, suficiente para alimentar a 6 personas en un ao, se requiere, bajo condiciones climticas medias, 300103 kg de agua. El cociente entre el agua consumida y la produccin de masa seca varia con el tipo de cultivo y obviamente depende de las condiciones climticas, muy especialmente de la evaporacin potencial. De la investigacin de diversos tipos de vegetacin se obtiene valores empricos que van desde los 100 a los 1000 kg de agua por kg de produccin de masa seca. La desigual distribucin del recurso hdrico en el tiempo y en el espacio y la expansin irregular de la poblacin mundial restringen las perspectivas para incrementar la aplicacin de este exceso de agua. La mayor parte del agua se localiza en las reas tropicales ecuatoriales (el ro Amazonas, por ejemplo, descarga el 20% del total de la escorrenta mundial), mientras que dos tercios de la humanidad viven fuera de los trpicos. Otro factor negativo es la variabilidad del aporte de agua en funcin del tiempo. Slo un tercio de la escorrenta genera un aporte ms o menos estable, mientras que la parte restante proviene de las inundaciones. La distribucin irregular del agua en el espacio y en el tiempo ha impulsado, desde las civilizaciones ms antiguas, a realizar obras de ingeniera hidrulica, principalmente para la derivacin transporte y almacenamiento de agua, incluyendo tambin los grandes proyectos de drenaje y regado. Estas modificaciones del balance de agua regional han supuesto ciertamente una modificacin de la circulacin atmosfrica regional e hidrulica y del clima asociado (Apt.1.5.2). La evaluacin de los recursos hdricos y del desarrollo sustentable y de la gestin del recurso requieren un buen conocimiento de los procesos hidrolgicos que intervienen. Estos aspectos se tratan de manera ms exhaustiva en la Seccin V. En la Seccin VI se describen numerosas herramientas y modelos que han sido desarrollados para analizar la situacin hidrolgica.24

1.5 LA HIDROSFERA Y EL CAMBIO GLOBAL1.5.1 CAMBIO CLIMTICO La Tierra forma un sistema dinmico, con procesos internos promovidos por la produccin de calor interno y procesos externos inducidos por la energa solar. Ambos tipos de procesos interaccionan en ciclos de flujos de materia y energa, cada uno con sus propias escalas espacio-temporales. Un cambio en uno de estos componentes debe conducir a un reajuste en algn lugar del sistema, lo que a su vez puede inducir cambios en sistemas asociados. Los ciclos hidrolgicos regionales estn fuertemente ligados con las condiciones climticas existentes y con las coberteras vegetales asociadas, y cabe esperar que reaccionen de acuerdo a los cambios del forzamiento meteorolgico o a las transformaciones a gran escala de la cobertera superficial. Como se ha explicado anteriormente, el clima actual est desfasado respecto del clima promedio que ha tenido la Tierra a lo largo de toda su historia. Se caracteriza por tener temperaturas relativamente bajas y casquetes de hielo en los polos. La presente "Era glaciar" es la sexta de los ltimos mil millones de aos, y fue precedida por la glaciacin del Prmico hace 250 millones de aos. Aparte de estas Eras fras, la Tierra ha pasado por el dominio de pocas con pantanos hmedos y calidos, como los que acontecieron en el Carbonfero, a las condiciones ms clidas y desrticas que prevalecan en el Trisico. Los desplazamientos en la posicin geogrfica de los continentes inducidas por la tectnica de placas, al igual que los cambios en su altura provocada por los levantamientos y la creacin de las montaas, son las causas bsicas de dichos cambios. Probablemente, otro factor importante en el sistema climtico global es el contenido de dixido de carbono en la atmsfera. El CO2 es parte integrante del ciclo geoqumico global del carbono, el cual presenta los siguientes flujos principales: (i) el CO2 extrado de la atmsfera mediante la fotosntesis, la produccin de materia orgnica, la meteorizacin de las rocas y tambin por deposicin de minerales de calcio; (ii) el CO2 liberado a la atmsfera a travs de la descomposicin de materia orgnica y por la respiracin de las plantas y los suelos; (iii) el CO2 que peridicamente se toma y se libera de los ocanos; (iv) el CO2 reciclado en el interior de la Tierra, comenzando con la absorcin en el manto a travs de la zona de subduccin descendente y su posterior liberacin mediante la degasificacin que se produce en las erupciones volcnicas y durante las expulsiones de magma en las dorsales ocenicas (Fig.1.1). Los ocanos forman un gran reservorio de CO2 que acta

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como amortiguador en el intercambio fsico-qumico difusivo con la atmsfera. Las algas juegan un papel muy importante en este proceso. Para ilustrar la posible influencia de la posicin geogrfica de los continentes y ocanos, la aparicin y desaparicin de las cuencas ocenicas y la influencia de los niveles atmosfricos de CO2 se considera el cambio de las condiciones en el periodo desde el Cretcico al Cuaternario. La altitud de los continentes era mucho menor que en la actualidad, y la relacin ocano-continente era mucho mayor, especialmente durante la segunda mitad del Cretcico. El ocano Antrtico an no estaba aislado de las corrientes marinas templadas, mientras que la masa continental del rtico estaba aislada y situada lejos de los ocanos productores de nieve. Adems, la modelacin del balance geoqumico sugiere que el contenido de CO2 atmosfrico durante los ltimos 500 millones de aos era varias veces superior que el actual, con un mximo de 18 veces el contenido presente en el Cretcico medio, hace unos 100 millones de aos. Durante el Cretcico medio la temperatura del agua que se encontraba en las profundidades de los ocanos era 15C mayor que la actual, y se desarrollaban corales en lugares 1500 km ms prximos a los polos. A principios del Terciario, hace unos 60 millones de aos, la temperatura decreci gradualmente, probablemente a causa de un aislamiento trmico de las regiones polares. La separacin de la Antrtida del continente australiano y la deriva de esta masa continental hacia el polo sur conlleva al desarrollo de una corriente ocenica circumantrtica, que obstrua el intercambio de calor con el agua clida del ocano y permita la acumulacin de nieve. El rtico se abri y qued bajo la influencia del agua ocenica que produce precipitacin, aunque al mismo tiempo permaneci, hasta cierto punto, bloqueado por los continentes colindantes. Coincidentemente, la masa continental Antrtica creci, lo que contribuy a su enfriamiento. Probablemente ya se formaron glaciares en las montaas ms altas durante el Oligoceno. Los casquetes polares empezaron a crearse a mediados del Mioceno, hace unos 10 millones de aos. Esto tuvo un positivo efecto retroalimentador, en primer lugar con un incremento del albedo, lo que motivaba una reduccin de la radiacin neta, y en segundo lugar un aumento de la superficie continental mediante la acumulacin de ms de 1000 m de hielo. Este ltimo efecto se aprecia claramente en el rtico, donde Groenlandia, que tiene una altitud de unos 2000 m, an se encuentra cubierta de hielo, mientras que a la misma altitud el rtico canadiense slo presenta una cobertera de nieve invernal. La temperatura decrece con la altitud unos 6C/km bajo las condiciones actuales.

Otro efecto poda haber sido el levantamiento continental de otras montaas alpinas en el curso del Terciario. Destacan las elevadas regiones del Himalaya y la plataforma tibetana, con su efecto refrigerante y obstaculizador asociado sobre la circulacin atmosfrica. Esta orognesis tambin causa un incremento en la meteorizacin y erosin junto con su consumo asociado de CO2 atmosfrico. El periodo glaciar de la Era Cuaternaria, que empez hace unos 2,5 millones de aos con una pronunciada cada de las temperaturas, se caracteriza por tener de 15 a 20 ciclos glaciar-interglaciar. Durante las mximas glaciaciones, las temperaturas del aire en la zona con clima templado descendieron unos 6 C respecto a la temperatura actual. Generalmente se acepta que estas fluctuaciones cclicas fueron inducidas, en un principio, por variaciones menores en las cantidades de la radiacin solar que alcanza la parte superior de la atmsfera. Estas variaciones se originan a partir de oscilaciones regulares en (i) la rbita de la Tierra (periodicidad alrededor de 100 000 aos), (ii) la inclinacin del eje de la Tierra (41 000 aos), y (iii) un movimiento circular (precesin) de giro del eje de la Tierra (23 000 aos). Estas se llamaron oscilaciones de Milankovitch a raz de que el ingeniero y astrnomo serbio Milutin Milankovitch, quien investigaba estos factores astronmicos y sus posibles impactos climticos, los descubriese a principios del siglo XX. A las oscilaciones climticas debidas a los efectos astronmicos, con periodos de 20 y 100 kaos, se superponen, en una escala de tiempos de cientos de aos, las relativamente intensas fluctuaciones en la temperatura durante las glaciaciones. Durante los ltimos 10 000 aos tambin se han observado fluctuaciones con la misma escala de tiempos pero con una amplitud inferior, como por ejemplo durante el clima actual (Holoceno). Dentro de este caos climtico se han identificado las principales desviaciones ocurridas en los anales del Holoceno, en periodos de cientos a miles de aos. Para las latitudes intermedias del hemisferio Norte, estas fluctuaciones climticas parecen estar conectadas con la persistencia de (i) periodos de intenso flujo zonal causados por los Vientos del Oeste con una fuerte influencia ocenica, y (ii) periodos con mayor influencia polar y continental, con un desplazamiento hacia el sur de los vientos del oeste . Los modelos de celdas de alta y baja presin dominan este sistema intermitente. Estos, a su vez, estn probablemente influenciados por las derivas de las corrientes ocenicas. El impacto de las variaciones en la distribucin de las presiones parece que llegan a zonas situadas ms al sur de la zona del Sahel. Lamb (1982) ha presentado el estudio ms completo sobre las fluctuaciones climticas en Europa occi25

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dental y Oriente Medio. Su sistema se basa en datos climticos substitutivos (como el polen, los istopos y los anlisis de anillos de troncos de rboles), las reconstrucciones de la circulacin global e informacin arqueolgica e histrica. A continuacin se presenta un estudio esquemtico de las fluctuaciones del clima del Holoceno, basadas principalmente en las publicaciones de Lamb (1982) y Jones (1997). 14000-8000 aJC: final de la glaciacin; repentinas e intensas fluctuaciones de la temperatura debido a inestabilidades de los glaciares y a la produccin de enormes masas de agua de deshielo. 8000-6000 aJC: rpido calentamiento y fusin de glaciares de montaa; ambientes hmedos en Oriente Medio y condiciones de sabana en el Sahara. 5000-3500 aJC: Optimas condiciones climticas postglaciares: las temperaturas en el verano del noroeste de Europa son de 2-3C superiores a la actual; las lluvias originadas por los monzones penetran en el Sahara; la agricultura de regado en Mesopotamia est muy desarrollada. 3500-1000 aJC: desecacin del Sahara (3500-1000); desertificacin y salinizacin en Mesopotamia; se reduce el caudal del Nilo; pronunciado descenso de las temperaturas en el entorno del ao 1500 aJC, con un fuerte avance y creacin de nuevos glaciares (se ha sugerido que el ltimo enfriamiento podra estar relacionado con la monumental erupcin del volcn Santorini en el mar Egeo, sobre el ao 1450 aJC). 900-300 aJC: Edad de hierro: fro y humedad en las reas situadas al Norte; fuerte reaparicin de pantanos despus de un periodo ms seco. 400 aJC-800 dJC: severas inundaciones en el mar del Norte; crecimiento de los glaciares alpinos. 800-1200 dJC: ptimo climtico secundario (a principios de la poca medieval): la temperatura del verano se encuentra al menos 1C por encima de la actual; el noroeste de Europa se vuelve ms seco; colonizacin vikinga de Groenlandia. 1430-1850 dJC: Pequea Era glaciar (clima continental polar): fro al Oeste de Europa y en el Mediterrneo; temperaturas de 1-3C inferiores a las actuales; reavance de las cadenas de glaciares; crticas condiciones invernales. 1850 dJC -presente: clima Atlntico martimo; incremento de 0,5C de la temperatura global; la superficie norte del Ocano Atlntico es ms clida; precipitaciones crecientes en el Noroeste de Europa.26

El conocimiento de las causas que provocan estas fluctuaciones es an imperfecto y muy probablemente no sean iguales en los diferentes periodos. El hecho de sobrepasar umbrales dentro de la inestabilidad interna del sistema atmsfera-continente es otra posibilidad, que inicia una cadena de bucles retroalimentadores. Otra hiptesis es la que se centra en factores externos, incluyendo las variaciones de la radiacin solar (principalmente por la actividad de las manchas solares) y la actividad volcnica. El aumento de la temperatura durante el ltimo siglo podra ser atribuido al incremento del CO2 causado por la combustin de combustibles fsiles, y posiblemente debido a las periodicidades de la actividad solar manifestadas por el nmero de manchas solares. El ltimo est en concordancia con la baja actividad de las manchas solares durante la pequea Era glaciar, a pesar de que los mecanismos que producen esta correlacin no estn claros y continua siendo un tema de debate. 1.5.2 FACTORES ANTRPICOS El conocimiento sobre la influencia del hombre en el ciclo hidrolgico global es menor y est principalmente restringido a las consecuencias directas de la gestin del agua en el balance de agua y el rgimen de escorrenta a escala de cuencas pequeas e intermedias. En ausencia de datos hidrolgicos regionales es complicado evaluar el impacto de las manipulaciones a gran escala de las cuencas fluviales y el cambio de uso del suelo. Sin embargo se tiene un mejor conocimiento de cmo influye el cambio de uso del suelo en la evapotranspiracin, pero la falta de modelos adecuados que acoplen el intercambio de agua y energa en la superficie con los modelos de circulacin atmosfrica hace muy ardua la transformacin de esta informacin en cambios en los modelos de precipitacin. Incluso es ms complicado reconstruir los efectos a gran escala de las prcticas de regeneracin y cultivo durante los ltimos 10 000 de aos, es decir desde la introduccin de la agricultura. Desde los albores de la civilizacin, la influencia antrpica ms evidente de todas en el ciclo hidrolgico es el regado y el drenaje. De hecho, parece ser que la transicin de la recoleccin granos silvestres hasta el crecimiento de los cultivos de cereal evolucion en concordancia con el comienzo de la diversificacin y control del agua fluyente. Los indicios ms antiguos de la agricultura de regado se han encontrado junto a los restos de la temprana civilizacin urbana de Jeric, donde ya antes del ao 7000 aJC se utilizaba para regar el agua procedente de un enorme manantial. Se han desarrollado diversos estudios sobre el impacto de estas tempranas prcticas en el medio ambiente y sobre la cuestin

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de si los cambios climticos o el uso destructivo de la Tierra y/o la guerra causaron la desertizacin, la salinizacin y la cada de civilizaciones. Investigaciones paleoclimticas y arqueolgicas recientes han confi