Ciclo interno y externo del agua

2. Dinámica de la hidrosfera
2.1. El ciclo del agua El reparto de las aguas en los diferentes compartimentos de! 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 de! Globo. El ciclo del agua se puede dividir en dos partes, una externa y otra interna; am­bas se producen a escalas de tiempo diferentes. Elciclo que tiene lugar en e! Interior de la Tierra es muy poco corjocido; 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 subduccíón, donde parte es expulsada de nuevo por e! Vulcanismo asociado a la subducción y par­te es re inyectada al manto (fig. 8.10). La cantidad de agua re introducida en e! Manto compensa la que sale por las dorsales. 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 eseorrentía (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 súperávit en los continentes. Este exceso (37.000 knr' anuales) es devuelto al océano mediante escorrentía superficial (ríos) y subte­rránea, o en forma de hielo aportado por algunos glaciares. Las cantidad dc agua que entra en ei cielo anualmente (423.000 kru') 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/m') (fig. 8.1). En el cielo externo del agua se pueden diferenciar dos partes: la parte terrestre del ciclo, que comprende todo lo que tiene que ver con el almacenamiento de las aguas en los continentes y en los océanos (en verde), y la parte arrnosféri­ca del cielo (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 tra­Tadó 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.

2.2. Dinámica de los océanos

El agua de los océanos se puede considerar dividida en dos partes: la zona superficial, encima de la tennoclina, Y las aguas profundas. Las aguas súper­ficiales están en continuo rnoe imiento como consecuencia, principalmen~ re, 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 velociclad 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 co­trientes 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 yen 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

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 Sáhara y costas de Narnibía en África. En inglés este fenómeno se conoce con el norn­bre 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 anima! Muy numerosa. Son zonas muy importantes para el hombre porque son muy ricas en pesca: tarn­bién 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 e! Océano, abundantes lluvias -al SE asíático; además mantienen la 'corriente ecuatorial del sur y la zona de afloramiento de la costa de Perú (figura S': l-la). 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 asíá­tico se desplazan hacía el centro del Pacífico y las costas americanas, pro­vocando importantes sequías en e! SE de Asía (fígura S.14b).

Es decir, que el fenómeno del N iño 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 e! Desencadenante que da lugar a estas alteraciones cli­máticas; algunas de las hipótesis presentadas son aspectos relacionados con el cielo de! Carbono y la concentración de CO, arrnosférico, otras tienen que ver con e! Calor emitido por la actividad volcánica de la dorsal del Pa­cífico. Algunos autores defienden que la climarología y la teoría de! 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 elimáticas 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 e! 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 (Hg. S.16). En el norte del Pacífico no se forman corrien­tes profundas. Estas corrientes profundas van por debajo de la rermoclina, 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.

2.3. 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). La cantidad de agua que se infiltra depende: Del tipo de precipitaciones (mucha cantidad de agua caída en muy poco tiempo se infiltra peor que la misma cantidad de agua distribuida a lo large¡ de un periodo mayor). Del tipo de suelo (un suelo más arenoso permite mayor circulación deí agua que uno arcilloso). De la vegetación (a más vegetación) más infiltración y menos escorrentía). De la 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 desertíficación"Agua subterránea
El agua que se infiltra, una vez que se llenan los poros del suelo, pasa hacia el sus traro 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 caijzos) 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, 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 (Hg. 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. 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, la azul. Con rayas verticales se señala el periodo de súperávit de agua, periodo en el que las precipitacio"ttes son superiores a la evapotranspiración potencial. Ese exceso de agua pasa a las reservas de agua subterránea o a (os cursos de agua superficiales. Con líneas inclinadas hacia la izquierda se indica el periodo en el que se está utilizando el agua del suelo: la ETP es mayor que las precipitaciones, por lo que se evapora el agua del suelo . En azul claro, el periodo de déficit de agua: la ETP sigue siendb 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. Las líneas inclinadas hacia la derecha indican que se está completando la re- serva 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 súperávit 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 ínlcuido. Los anticiclones subrropicales condicionan la localización de las zonas áridas) pero existen otras causas, como los procesos artificiales de degradación del suelo de los que hablábamos antes (desertiflcación), 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»).