Dinámica de la Hidrosfera
El Ciclo del Agua
El reparto de las aguas en los diferentes compartimentos del planeta (que hemos visto en el apartado 1.1.) no es más que la imagen instantánea de un mecanismo complejo: el ciclo hidrológico, que enlaza todos los sistemas acuáticos del globo. El ciclo del agua se puede dividir en dos partes, una externa y otra interna; ambas se producen a escalas de tiempo diferentes.
El Ciclo Interno
El ciclo que tiene lugar en el interior de la Tierra es muy poco conocido; básicamente funciona de la siguiente manera: el agua sale del manto por vulcanismo en las dorsales oceánicas, una fracción del agua del mar se incorpora a la corteza oceánica y vuelve a introducirse en las zonas de subducción, donde parte es expulsada de nuevo por el vulcanismo asociado a la subducción y parte es reintroducida al manto (fig. 8.10). La cantidad de agua reintroducida en el manto compensa la que sale por las dorsales.
El Ciclo Externo
Clásicamente, solo se discute la parte externa del ciclo del agua, que es en la que nos vamos a centrar. Consiste en el movimiento cíclico del agua, ascendente (debido a la energía del Sol), por evaporación, y descendente (debido a la gravedad) por precipitaciones y escorrentía (tanto superficial como subterránea).
En el esquema de la figura 8.11 se indican las cantidades totales de agua almacenadas en los diferentes compartimentos y las cantidades de agua implicadas anualmente en cada proceso. La cantidad de agua evaporada de los océanos es mayor que la que reciben por precipitaciones; lo contrario ocurre en los continentes, es decir, existe un déficit de precipitaciones en los océanos (con respecto al agua evaporada) y un superávit en los continentes. Este exceso (37.000 km³ anuales) es devuelto al océano mediante escorrentía superficial (ríos) y subterránea, o en forma de hielo aportado por algunos glaciares.
La cantidad de agua que entra en el ciclo anualmente (423.000 km³) es una ínfima parte del volumen total de agua. Si referimos esta cantidad a la superficie total del planeta, equivale aproximadamente a 973 mm (973 L/m²) (fig. 8.1).
En el ciclo externo del agua se pueden diferenciar dos partes:
- La parte terrestre del ciclo (en verde), que comprende todo lo que tiene que ver con el almacenamiento de las aguas en los continentes y en los océanos.
- La parte atmosférica del ciclo (en azul), consistente en el transporte del agua por la atmósfera, principalmente en forma de vapor.
En la unidad 6 hemos hablado del agua en la atmósfera y su dinámica se ha tratado junto con la dinámica general de la atmósfera. Vamos a describir ahora la dinámica de la parte terrestre del ciclo, tanto la parte oceánica como la parte continental.
Dinámica de los Océanos
El agua de los océanos se puede considerar dividida en dos partes: la zona superficial, encima de la termoclina, y las aguas profundas. Las aguas superficiales están en continuo movimiento como consecuencia, principalmente, de los vientos. Los vientos producen dos tipos de movimientos: las corrientes y las olas. Las aguas profundas de los océanos también se mueven formando unas corrientes que atraviesan los fondos de los océanos a una velocidad muy lenta.
Corrientes Superficiales
Los vientos que soplan sobre la superficie de los océanos transmiten una gran cantidad de energía al agua, lo que da lugar a las corrientes superficiales (fig. 8.13): los vientos alisios de las latitudes bajas inician las corrientes ecuatoriales (hacia el oeste); los vientos del oeste de las latitudes medias dan lugar a la corriente del Golfo y la corriente de Kuro Shivo. Las corrientes oceánicas, igual que las corrientes atmosféricas, están afectadas por la fuerza de Coriolis, o sea, que se desvían en el hemisferio norte hacia la derecha y en el hemisferio sur hacia la izquierda. También se ven afectadas por los continentes, formándose unos sistemas giratorios que se mueven en el hemisferio norte en el mismo sentido que las agujas del reloj y en el hemisferio sur en sentido contrario. Estas corrientes transportan el calor desde las bajas latitudes a las altas, por lo que tienen mucha influencia sobre los climas.
Zonas de Afloramiento (Upwelling)
En las zonas orientales de los océanos tropicales (costa oeste de los continentes), el agua se separa de la costa debido a la influencia de los vientos alisios que soplan en esas zonas hacia el oeste (figura 8.14). El agua que se mueve es reemplazada por agua profunda fría (figura 8.14a). Estas zonas se llaman zonas de afloramiento; hay cuatro importantes: Perú (la más importante) y California en América, y costas del Sahara y costas de Namibia en África. En inglés este fenómeno se conoce con el nombre de up-welling.
El agua que aflora en estas zonas, al venir de profundidades donde no llega la luz solar, es fría y rica en nutrientes (las aguas superficiales son muy pobres en nutrientes). En la superficie, gracias a la energía solar, se forma una gran cantidad de fitoplancton capaz de mantener una comunidad animal muy numerosa. Son zonas muy importantes para el hombre porque son muy ricas en pesca; también hay un número considerable de aves que se alimentan de estos peces. Los alisios secos que soplan desde el continente hacen que el clima de las regiones costeras adyacentes a las zonas de afloramiento sea muy seco. Las principales zonas de afloramiento limitan con desiertos.
Fenómeno de «El Niño»
Este fenómeno consiste en perturbaciones en las corrientes atmosféricas y oceánicas en la zona del Pacífico sur tropical. En condiciones normales hay una gran diferencia de presión entre el anticiclón subtropical (centrado en la isla de Pascua) y las borrascas ecuatoriales, lo que da lugar a los vientos alisios que llevan, después de pasar por el océano, abundantes lluvias al SE asiático; además mantienen la corriente ecuatorial del sur y la zona de afloramiento de la costa de Perú (figura 8.14a). En esta situación las aguas que limitan con la costa peruana son muy frías y las precipitaciones en la zona son escasas.
Cada cierto tiempo (de dos a cinco años) las condiciones cambian: las aguas cálidas ecuatoriales invaden el Pacífico este; los alisios se debilitan dificultando el ascenso de aguas frías a lo largo de la costa; las lluvias del SE asiático se desplazan hacia el centro del Pacífico y las costas americanas, provocando importantes sequías en el SE de Asia (figura 8.14b).
Es decir, que el fenómeno de El Niño consiste en un cambio en las zonas de altas y bajas presiones de las mitades este y oeste del Pacífico sur. No se sabe cuál es el desencadenante que da lugar a estas alteraciones climáticas; algunas de las hipótesis presentadas son aspectos relacionados con el ciclo del carbono y la concentración de CO₂ atmosférico, otras tienen que ver con el calor emitido por la actividad volcánica de la dorsal del Pacífico. Algunos autores defienden que la climatología y la teoría del caos tienen mucho que ver; así, pequeñísimas modificaciones en la dinámica de la atmósfera podrían desencadenar fenómenos como el que estamos tratando, que implican a grandes extensiones del planeta. El fenómeno de «El Niño» disminuye drásticamente la producción del ecosistema marino del Pacífico oriental tropical y además influye en las condiciones climáticas de zonas muy alejadas del Pacífico (por ejemplo, la ausencia del monzón estival en la India).
Corrientes Profundas
Las corrientes profundas se forman debido a diferencias en la densidad del agua causadas como consecuencia de variaciones en la temperatura o en la salinidad. Cuando se incrementa la densidad de una determinada capa de agua, esta se hunde hasta colocarse por debajo de capas de agua con densidades menores. El agua superficial más densa (al ser más fría) de las latitudes más altas se va hacia el fondo y se distribuye por todos los océanos.
En el Atlántico norte las aguas se sumergen y forman una corriente que recorre todo el Atlántico y asciende en el océano Glaciar Antártico; las aguas antárticas se hunden nuevamente y fluyen en dirección norte por los océanos Atlántico, Pacífico e Índico (fig. 8.16). En el norte del Pacífico no se forman corrientes profundas. Estas corrientes profundas van por debajo de la termoclina, a veces en dirección opuesta a las corrientes superficiales, y son mucho más lentas que ellas (el agua que se hunde y pasa a formar parte de una de estas corrientes puede tardar cientos de años en volver a la superficie). Cuando emergen llevan consigo gran cantidad de nutrientes, acumulados durante años en la zona no fotosintética, dando lugar a regiones muy productivas.
Dinámica de las Aguas Continentales
El agua de las precipitaciones que cae sobre los continentes puede seguir dos caminos: infiltración (pasa al suelo) o escorrentía (fluye sobre la superficie).
Factores que Afectan la Infiltración
La cantidad de agua que se infiltra depende de:
- Tipo de precipitaciones: Mucha cantidad de agua caída en muy poco tiempo se infiltra peor que la misma cantidad de agua distribuida a lo largo de un periodo mayor.
- Tipo de suelo: Un suelo más arenoso permite mayor circulación del agua que uno arcilloso.
- Vegetación: A más vegetación, más infiltración y menos escorrentía.
- Pendiente del terreno: A más pendiente, menos infiltración y más escorrentía.
Muchas formas de alteración artificial de los suelos (la sobreexplotación agrícola, el sobrepastoreo o los incendios) tienden a disminuir la capacidad de infiltración e incrementar la escorrentía. Las consecuencias son: pérdidas de suelo por erosión y disminución de las reservas de agua (sequías), procesos que se conocen con el nombre de desertificación.
Agua Subterránea
El agua que se infiltra, una vez que se llenan los poros del suelo, pasa hacia el sustrato rocoso y desciende por gravedad a través de los huecos de las rocas hasta una zona donde los poros están saturados de agua, formando así un acuífero. Para que el agua pueda penetrar en las rocas se necesita que estas sean permeables. El agua subterránea circula entre los poros de las rocas (con extrema lentitud) o por fisuras de las mismas (fig. 8.17). En este último caso, los acuíferos (sobre todo en terrenos calizos) pueden formar ríos subterráneos.
La zona superior de la roca que no está saturada de agua se denomina zona de aireación y la zona inferior saturada de agua recibe el nombre de zona de saturación. El límite entre ambas zonas se denomina nivel freático, y varía con las entradas y salidas de agua (fig. 8.18). Si se extrae mediante pozos más agua subterránea que la que se ha infiltrado, el nivel freático bajará. El agua subterránea puede volver a salir al exterior formando manantiales o alimentando a ríos y lagos. También puede ocurrir que el agua de ríos y lagos se infiltre en el terreno y pase a las reservas de agua subterránea (fig. 8.19). Cuando el nivel freático está cercano a la superficie da lugar a áreas encharcadas (fig. 8.18).
Balance Hídrico de una Cuenca Hidrográfica y Zonas Áridas
En el medio terrestre a veces es interesante el estudio o la consideración del ciclo del agua a un nivel más reducido (referido a una cuenca hidrográfica, subcuenca o a un perfil del suelo). Este aspecto es importante debido al gran interés que tiene el agua dulce como recurso para el hombre. El término balance hídrico fue inicialmente utilizado por Thornthwaite para reflejar el balance entre los aportes de agua por las precipitaciones (lluvias, nieve) y su salida mediante evapotranspiración, recargas subterráneas y corrientes superficiales:
Interpretación de un Diagrama Hídrico
La línea de precipitaciones es la roja y la de ETP (Evapotranspiración Potencial), la azul. En un diagrama hídrico se identifican varios periodos:
- Superávit de agua: Señalado con rayas verticales. Periodo en el que las precipitaciones son superiores a la evapotranspiración potencial. Ese exceso de agua pasa a las reservas de agua subterránea o a los cursos de agua superficiales.
- Utilización de la reserva del suelo: Señalado con líneas inclinadas hacia la izquierda. La ETP es mayor que las precipitaciones, por lo que se evapora el agua del suelo.
- Déficit de agua: Señalado en azul claro. La ETP sigue siendo mayor que las precipitaciones y, una vez agotada la reserva de agua del suelo, existe un déficit de agua, es decir, en este periodo la ETP será mayor que la ETR (Evapotranspiración Real).
- Recarga de la reserva del suelo: Las líneas inclinadas hacia la derecha indican que se está completando la reserva de agua del suelo (las precipitaciones vuelven a ser mayores que la ETP).
El cálculo de los periodos de déficit de agua (estación árida) se puede utilizar para saber las necesidades de riego, el tipo de cultivos, etc. (por ejemplo, en estudios de ordenación del territorio). El superávit de agua es interesante a la hora de conocer los recursos de agua. Los diagramas climáticos, como vimos, también indican la intensidad y duración de una estación árida. Los diagramas hídricos, aunque son más complicados de realizar que los diagramas climáticos, son más exactos a la hora de determinar el periodo de aridez.
Las zonas con déficit de agua durante todo el año o una parte importante del mismo se denominan zonas áridas (ver unidad didáctica 5). El SE de España está incluido. Los anticiclones subtropicales condicionan la localización de las zonas áridas, pero existen otras causas, como los procesos artificiales de degradación del suelo de los que hablábamos antes (desertificación), que pueden influir en la extensión de estas zonas. Existen también sequías que se prolongan más de lo acostumbrado en una zona y que se asocian a fenómenos relacionados con los movimientos de la atmósfera y los océanos (por ejemplo, el fenómeno de «El Niño»).