hidrologia de zonas aridas y semiaridas · como la precipitación, temperatura, y...

INTRODUCCIÓN

La hidrología de zonas áridas y semiáridas hatenido y tiene actualmente un interés no solo cientí-fico sino práctico. A través de la historia de la hu-manidad se sabe de la existencia y de la evoluciónde zonas particularmente secas en varias partes delglobo terrestre. Se sabe, por ejemplo, que la zonanoreste de Africa ha sufrido varios cambios climá-ticos que la han hecho variar desde una llanura depastos con pequeños ríos y lagunas y con abundan-cia de animales hasta llegar a ser un desierto, convirtualmente ninguna vegetación y con tan pocaprecipitación que generalmente se pierde por eva-poración y por infiltración (Page, 1984). El interéspor estas zonas ha cobrado especial importancia enlos últimos años debido a ciertos síntomas, tales co-mo el incremento significativo de la temperaturamedia anual o como el cambio brusco observado enciertas variables hidrológicas, tales como la preci-pitación y las descargas en ríos. Todo ello sugiere

que cambios importantes en el clima podrían estarya ocurriendo, y por lo tanto se debe tratar de en-tenderlos y de conocer sus posibles efectos y con-secuencias.

Asi mismo, las zonas semiáridas tienen unaimportancia especial, por cuanto, estando general-mente ubicadas entre las zonas áridas y las húme-das, son mas susceptibles y vulnerables a las varia-ciones climáticas. Por ejemplo, por variacionesimportantes del clima, tales como los efectos delNiño, los límites entre zona árida y zona semiárida,o los límites entre zona húmeda y zona semiárida,pueden variar sustancialmente en uno u otro senti-do. Por otro lado, en varios lugares del mundo, laconcentración de la población en zonas semiáridasy áridas se incrementa por migraciones de otros lu-gares. Por ejemplo, en los Estados Unidos de Nor-teamérica, el incremento de la población en el Esta-do de Colorado, que esta ubicado en una zona se-miárida, ha sido uno de los mas altos en las dos úl-

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Resumen:La hidrología de cuencas de zonas áridas y semiáridas es de suma importancia para el desarrolloy manejo de los recursos hidráulicos. En este artículo se describen características climáticas, hi-drológicas, y geomorfológicas propias de dichas zonas; modelos matemáticos de las componen-tes principales del ciclo hidrológico tales como la precipitación, infiltración y escorrentía; mode-los matemáticos de cuencas, y el efecto de cambios climáticos en el análisis y síntesis de datoshidrológicos en zonas áridas y semiáridas. Este artículo es una version modificada de la confe-rencia magistral dada por el autor con motivo de la II Conferencia Internacional sobre “HidrologíaMediterránea” realizada en Valencia, España, Nov. 27-28, 1996.

Palabras clave: hidrología, zonas áridas, ciclo hidrológico, precipitación, modelos matemáticos.

Departamento de Ingeniería Civil. Colorado State University. Fort Collins, Colorado 80523, [email protected]

Pueden ser remitidas discusiones sobre el artículo hasta seis meses después de la publicación del mismo siguiendo lo indicado en las “Instrucciones pa-ra autores”. En el caso de ser aceptadas, éstas serán publicadas conjuntamente con la respuesta de los autores.

HIDROLOGIA DE ZONAS ARIDAS Y SEMIARIDASJosé D. Salas

timas decadas. Esto indudablemente conlleva unincremento de la demanda de agua ya sea para usodoméstico, para energía hidroeléctrica, o para cual-quier otro uso, asi como el aumento de los conflic-tos entre los varios usuarios por obtener la mejorparte del escaso recurso. Otro ejemplo es el casodel Perú, donde por diferentes motivos políticos yeconómicos, también en las últimas decadas, ha ha-bido una migración importante de la población ha-cia ciudades ubicadas en la costa peruana que tieneun clima árido. En ambos casos, el interés prácticoes de como satisfacer la demanda del recurso aguadonde tipicamente existe déficit.

En este artículo se hace en primer lugar unadescripción y definición de zonas semiáridas y ári-das desde el punto de vista climático, revisando va-rios conceptos y varias clasificaciones. Luego sehace una descripción global de la localización delas zonas semiáridas y áridas asi como se dan unabreve explicación del origen y del porqué de dichaszonas. Se dan tambien las características principa-les del clima en dichas zonas, asi como sus caracte-rísticas geomorfológicas y ambientales. Mas ade-lante se describen los procesos hidrológicos típicosasí como del modelamiento matemático de cuencasteniendo en cuenta la escala temporal y espacial.Tambien se discuten los cambios climáticos y susefectos en las zonas áridas y semiáridas. El artícu-lo termina con una sección de comentarios finales.

ZONAS ÁRIDAS Y SEMIÁRIDAS

Definiciones y clasificación

A lo largo de los siglos se ha tratado de definiry delimitar las zonas áridas, semiáridas, y húmedasde la tierra bajo diferentes perspectivas y puntos devista. Como es lógico, el clima es un factor impor-tante y se han desarrolado varios conceptos y defi-niciones utilizando variables hidroclimáticas talescomo la precipitación, temperatura, y evapotranspi-ración con el propósito de delimitar las diferenteszonas. Por otro lado, existen otros parámetros quetienen en cuenta el suelo, la geomorfología, la ve-getación, el uso de la tierra, e incluso la distribuciónespacial de la población. Indudablemente que lasdefiniciones y delimitaciones de zonas áridas, se-miáridas, y húmedas, basadas en datos climáticosno serán las mismas a aquellas basadas en los otrosparámetros (Shantz, 1956). Por otro lado, usandoya sea uno u otro parámetro, el problema importan-te es la definición de los umbrales que significati-vamente delimitan una area de la tierra en una uotra zona.

Por ejemplo, la delimitación de zona aridapuede hacerse a partir de la definición de suelo.Aquellos suelos donde la precipitación es insufi-ciente y donde los carbonatos solubles permaneceny muchas veces se acumulan debido a la evapora-ción se denominan generalmente “suelos áridos”.Considerando esta definición se estima que la pro-porción de suelos áridos es del 43% con respecto alarea total de la tierra (Heathcote, 1983). La des-cripción clásica del clima global de la tierra hechapor W. Koppen (citado por Trewartha, 1968) ha si-do generalmente aceptada y utilizada por varias de-cadas. Ella esta basada en las medias mensuales yanuales de precipitación y temperatura, asi como eninformación sobre la vegetación natural. Asi, laefectividad de la precipitación para el crecimientode la vegetación esta en función no solo de la canti-dad de la precipitación sino tambien en las deman-das hídricas de la vegetación para satisfacer la eva-potranspiración. Koppen utiliza una fórmula quedepende de la precipitación y de la temperatura pa-ra definir una zona climática. Así, la misma canti-dad de precipitación en una zona fría y en una ca-liente será mas efectiva para el crecimiento de ve-getación en la primera que en la segunda. Koppenidentificó cinco grupos de climas, cuatro de ellosbasados exclusivamente en la temperatura y el otro(grupo de zonas secas) basado además en la preci-pitación. Los cinco grupos son: A. Clima Tropical(lluvioso), B. Clima Seco, C. Clima Templado (llu-vioso), D. Clima Boreal, y E. Clima Frío (nevoso).El umbral P’ que distingue al grupo de clima seco(B) con el resto esta dado por:

donde P=precipitación media anual en cm, T=tem-peratura media anual en ºC. Además de estos cincogrupos, Koppen determina varios tipos de clima pa-ra distinguir más propiamente una área de otra yutiliza para esto una nomenclatura simple. Porejemplo, BS corresponde a un clima semiárido yBW a un clima árido. Ellas se definen con los um-brales siguientes:

Igualmente, BWh es un clima árido con temperatu-ra media anual mayor que 18 ºC, o sea ubicado enlatitudes bajas y tropicales, y BWhn es también ári-do como el anterior pero con neblina frecuente co-mo es el caso de la costa peruana.

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si P se concentra en el Inviernosi la distribucion de P es uniformesi P se concentra en el Verano

P’= 2 TP’= 2 T + 14P’= 2 T + 28

P > P’T + 7≤P ≤ P’P < T + 7

- zonas no secas:- Zonas semiáridas (BS):- Zonas áridas (BW):

Aún cuando la clasificación de Koppen ha te-nido bastante aceptación, han habido sin embargomuchos intentos de mejorarla teniendo en cuentanueva información, un mejor entendimiento delcomportamiento del clima, y también por motivosprácticos. Por ejemplo, el conocido libro de Tre-wartha (1964), siguiendo los mismos conceptos pa-ternizados por Koppen, hace una clasificación masamplia y define los grupos climáticos siguientes:(1) los grupos definidos por un criterio basado entemperatura: A. Clima Tropical (limitados por elpunto de congelamiento en áreas continentales ypor un mínimo de 18 ºC en el mes mas frío en áre-as marinas, C. Subtropical (8 meses del año conT≥10 ºC), D. Clima Temperado (4 meses del añocon T ≥ 10 ºC), E. Clima Boreal (el més mas calu-roso con T ≥ 10 ºC), y F. Clima Polar (todos los me-ses T < 10 ºC), y (2) el grupo definido por un crite-rio basado en precipitación o sea B. Clima Seco(donde P < ET y ET=evapotranspiración poten-cial). Debido a que en general, no existe una buenared de mediciones de ET y debido a que la estima-ción de ET por medio de fórmulas requiere de unagran cantidad de observaciones, entonces se usamas bien la temperatura. Más específicamente, enel caso de los climas secos se usan los siguientesumbrales:

donde P = precipitación media anual en cm., T =temperatura media anual en ºC, y PW = porcentajede la precipitación anual que cae en el invierno (6meses). Trewartha (1964) presenta un mapa globalde la distribución de las regiones climáticas tenien-do en cuenta los grupos y tipos de clima antes men-cionados.

Por otro lado, son notables las investigacionesde Thornthwaite (1948) que trató de tomar en cuen-ta tanto la precipitación como la evapotranspira-ción y desarrolló una serie de índices basados enobservaciones empíricas realizadas en la zona delas grandes llanuras de los Estados Unidos de Amé-rica. Asi mismo, el índice de aridez de Lang I=P/T,o el índice de humedad de Martonne I=P/(T+10), ola de Koppen I=P/(T+7), han sido propuestos paradelimitar las zonas secas de las húmedas. Estas in-vestigaciones y conceptos sirvieron para desarro-llar y refinar la clasificación de las zonas climáti-cas. Ademas, con ocasión del inicio del Programade Investigaciones de Zonas Aridas de la UNESCO

a principios de la década de los 50, Meigs (1953)desarrolló una clasificación orientada exclusiva-mente a delimitar la zonas áridas de la tierra. Dichadelimitación esta basada en el índice de humedadde Thornthwaite (1948) dado por

I = (100 S - 60 D)/ PE

donde S = humedad excedente, D = humedad defi-citaria (ambas en valores anuales y calculadas apartir de los datos mensuales y tomando en cuentael almacenamiento del suelo), y PE = evapotranspi-ración potencial calculada a partir de datos meteo-rológicos. La clasificación de Meigs considera trestipos de zonas áridas: Zonas Semiáridas, ZonasAridas, y Zonas Extremadamente Aridas. Poste-riormente Grove (1977) incluye la precipitaciónpara ayudar a diferenciar entre las zonas. La Tabla1 muestra un resumen de dicha clasificación toma-da de Heathcote (1984) donde tambien se incluyeun comentario de Rogers (1981) con respecto a laaptitud de dichas zonas para los cultivos. Un mapadonde se muestra la distribución global de zonassemiáridas, áridas, e hiperáridas según Meigs(1953) se puede encontrar en el libro de Thomas(1989). La clasificación de zonas secas de Meigs hasido bastante popular y en varias referencias toda-vía se sigue utilizando para varios propósitos (verpor ejemplo Thomas, 1989). También, bajo losauspicios de la UNESCO en 1979 se publicó unanueva clasificación y un nuevo mapa de zonas se-cas basados en la relación P/ET donde P = precipi-tatión media anual y ET = evapotranspiración me-dia anual calculada por el método de Penman(UNESCO, 1979). Esta última fue revisada en1992 (UNEP, 1992). La Tabla 2 muestra la clasifi-cación actual. Esta clasificación tiene amplia acep-tación porque se basa en un concepto simple y esfácil y entendible, no solo por gente especializadasino por el público en general.

CAUSAS Y DISTRIBUCION GEOGRAFICA DEZONAS ARIDAS Y SEMIARIDAS

En general, hay cuatro factores que originan ocontribuyen de una manera u otra, a que ciertas áre-as del globo terrestre no tengan la cantidad sufi-ciente de humedad. Estos son: factores atmosféri-cos, corrientes oceánicas frías, continentalidad, yfactores topográficos.

Factores atmosféricos

Los procesos atmosféricos estan entre losprincipales factores determinantes de climas secos.

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HIDROLOGIA DE ZONAS ARIDAS Y SEMIARIDAS


P > 40.64 + 2.286 T - 0.635 PW20.32 + 1.143 T - 0.317 PW ≤P≤40.64 + 2.286 T - 0.635 PWP ≥20.32 + 1.143 T - 0.317 PW

- Zonas No Secas:- Zonas Semiáridas:

- Zonas Aridas:

Es cierto que existen regiones secas en lugaresapartados y distantes del globo terrestre, sin embar-go estas generalmente estan ubicadas en latitudescomparables. Este hecho indica que la influenciade los factores atmosféricos se puedan explicarconceptualmente. Las zonas semiáridas, áridas, ehiperáridas generalmente se encuentran en las lati-tudes de alta presión alrededor de los trópicos ysubtrópicos en ambos hemisferios. Así, en el He-misferio Norte, las grandes zonas áridas e hiperári-das de Norteamérica (Norte de Méjico y la parte suroeste de los Estados Unidos de América), de Africa(desde la costa oeste hasta el Golfo de Suez), y deAsia (en la Península Arábica, Irán, e India), se en-cuentran alrededor del Trópico de Cáncer y la lati-tud de 30 ºN. Igualmente en el Hemisferio Sur,laszonas áridas e hiperáridas en Sudamérica (costanoroeste de Chile, y la parte noroeste de Argentina),en Africa (el suroeste en Namibia), y en Australia(parte central), estan también localizados alrededordel Trópico de Capricornio y la latitud 30 ºS.

Se sabe que la circulación atmosférica globalse genera por diferencias de calor debido a que lamayor proporción de la radiación solar que llega ala tierra se concentra en la zona ecuatorial (franjatropical). El aire de esta zona por ser más calienteque el de latitudes mayores tiende a subir generan-do asi una corriente de aire proveniente tanto delnorte como del sur que convergen en lo que se lla-ma la zona de convergencia intertropical (ZCIT) yque a su vez causan un sistema de baja presión yabundancia de nubes y precipitación. El aire, des-pues de enfriarse y perder humedad se desvia hacia

el norte y hacia el sur enfriandose aún más lo queeventualmente ocasiona que descienda alrededorde los 30 grados de latitud norte y sur (subtrópico).En este caso ocurre lo opuesto, o sea, se forma unsistema de alta presión con circulación anticiclóni-ca (siguiendo las agujas del reloj en el norte y ensentido contrario en el sur) que, sobre todo en su la-do este, no produce precipitación significativa. Esjustamente en estos lugares donde se concentran laszonas áridas e hiperáridas de la tierra como se men-cionó anteriormente.

Corrientes oceánicas

Las corrientes oceánicas frías también ocasio-nan zonas áridas e hiperáridas. Los tres casos masnotables son los de la Corriente Peruana en Sud-américa, la de California en Norteamérica, y la deBenguela en el oeste de Africa. Por ejemplo, en elcaso de la Corriente Peruana a lo largo de la costade Chile y Perú, los vientos que circulan a lo largode la costa (generalmente del lado este de anticiclo-nes característicos en esas latitudes) hacen que lasaguas superficiales al dirigirse hacia latitudes me-nores se muevan hacia el oeste por el efecto de larotación de la tierra. Esto último provoca queaguas profundas muy frías asciendan a las partessuperficiales del mar. Como consecuencia, existepoca evaporación; las masas de aire que pasan poresos lugares fríos se enfrían, no tienen capacidad deretener humedad, generalmente permanecen conneblina, y al no poder ascender no producen preci-pitación. El desierto de Atacama en Chile y el des-ierto a lo largo de la costa peruana hasta Sechurason consecuencia de este fenómeno.

Topografía

La topografía también puede ser causanteprincipal de que ciertas zonas del globo terrestre se-an áridas o que algunas sean mas áridas que otras.Esto se debe al efecto “sombra de precipitación”(rain shadow) que pueden ocasionar las grandes ca-

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Zona Climática

Subhúmeda

Semiárida

Arida

Hiperárida

Indice de Humedad I

-20 ≤ I < 0

-40 ≤ I < -20

-56 ≤ I < -40 I < -56

Precipitación P(mm)

> 500 mm

200 - 500 mm

25 - 200 mm

< 25 mm

Apta Para Cultivos

Si

Si, para algunos.

Pastos naturales.

No

No

Estas zonas no tienen régimen estacional de precipitación. En ellas se han ob-servado 12 meses seguidos sin precipitación.

Tabla 1 Clasificación de zonas secas según Meigs (1953)

Zona Climática

Húmeda

Subhúmeda Seca

Semiárida

Arida

Hiperárida

Relación P/PE

0.65≤P/PE0.50 ≤ P/PE < 0.650.20 ≤ P/PE < 0.500.05 ≤ P/PE < 0.20

P/PE < 0.05

Tabla 2 Zonas secas definidas por la relación P/ET (UNEP, 1992)

denas de montañas. Cuando masas de aire húmedotratan de cruzar grandes montañas, el aire natural-mente se desvía hacia arriba, se condensa, y preci-pita generalmente en su mayor parte en el lado bar-lovento (windward) de la montaña. Entonces, el ai-re al llegar al sotavento (leeward), al otro lado de lamontaña, tiene menos humedad, esta mas frío, y co-mo consecuencia desciende sin producir precipita-ción significativa y por lo tanto, las zonas adyacen-tes generalmente son secas. Además, la aridez deuna zona específica, causada principalmente por di-gamos la circulacion atmosférica podria ser intensi-ficada por efectos topográficos. Por ejemplo, en losEstados Unidos de América, las Montañas Casca-das, que estan en dirección sur-norte en los estadosde Washington y Oregon, constituyen una barrera alos vientos del oeste provenientes del Pacífico, losque descargan un promedio anual entre 1,500 y2,500 mm de precipitación en el lado occidental dedichas montañas. Este fenómeno produce una zonahúmeda en el lado nor-occidental de los EstadosUnidos; zonas semiáridas en el lado oriental, quecubren la parte este de los estados de Washington yOregon; y zonas áridas y semiáridas en la parteNorte de Nevada. Otro ejemplo es el caso de las zo-nas semiáridas de España (Marco, 1995).

Continentalidad

La distancia de las fuentes de humedad comoson los océanos, impide que las masas de aire hú-medo lleguen a las partes medias de los grandescontinentes. En estos casos generalmente se for-man grandes extensiones de zonas áridas y semiári-das. Un ejemplo es el caso de la zona árida del Tur-kistán, otro es la zona árida de Gobi de China yMongolia, aunque en este último caso es un efectocombinado de continentalidad y la presencia degrandes motañas.

Características geomorfológicas

En general, la geomorfología de zonas áridasy semiáridas tiene que ver con las formas y proce-sos que determinan la configuración espacial de lasuperficie terrestre y su evolución a través del tiem-po. En esta parte se hace un resumen de ciertas ca-racterísticas comunes a dichas zonas basadas enobservaciones reales.

Geomorfología general

Las características geomorfologícas de la su-perficie terrestre generalmente son el resultado deuna serie de eventos y procesos geofísicos (tectóni-

cos, volcánicos, y climáticos), geoquímicos, bioló-gicos, y factores antropogénicos, que de una mane-ra u otra contribuyen a las distintas formas que tie-nen los paisajes en diferentes partes de la tierra.Por ejemplo, la geomorfología de la parte sur de lazona semiárida de los Grandes Llanos en los Esta-dos Unidos de América, esta determinada princi-palmente por procesos eólicos, fluviales, y freáti-cos (Osterkamp y otros, 1987). Las zonas áridas ysemiáridas pueden tener una forma variable. Unejemplo son las llanuras extensas cubiertas de are-na y con vegetación escasa o no existente como lasdel desierto de Sonora en Arizona y el Norte de Mé-jico. Tambien existen las llanuras con suelo areno-so y con vegetación propias de la zona tales comopastos naturales y arbustos, como en los GrandesLlanos de los Estados Unidos de América. Ade-mas, en dichas zonas áridas y semiáridas existen te-rrenos mas accidentados e incluso montañas, comoes el caso en varias partes del oeste de los EstadosUnidos. El suelo y la roca en estos lugares son sus-ceptibles al efecto continuo de erosión ya sea porefecto del viento, por efecto de lluvias intensas, porcambios de temperatura, por procesos geoquími-cos, por procesos biológicos, o por el efecto combi-nado de uno o más factores. En climas húmedos elagua hace que las partículas de arena, limos, y arci-llas se mezclen con materia orgánica para formar,dependiendo de la proporción, un cierto tipo desuelo compacto. Esto último junto con una vegeta-ción abundante da lugar a pendientes suaves, y engeneral la forma del terreno es más suave, salvo co-mo es natural, en zonas montañosas. En cambio enzonas áridas el terreno es arenoso, rocoso, más ás-pero, más rugoso, y con acantilados, que se formanpor efectos de la erosión.

El agua, ya sea proveniente de la precipitación(aunque sea esporádica) o de la humedad del aire(sobre todo en zonas donde es común la neblina,como en las costa peruana), es un agente importan-te en el proceso erosivo que hace característico elpanorama de las zonas áridas. Por ejemplo, el aguaque se infiltra por las fisuras de las rocas hay vecesdisuelve algunos componentes minerales de ellas.Cuando el agua es absorbida por sales, ellas se ex-panden ejerciendo presión en la roca. Asimismo,cuando la roca se calienta, el agua se evapora y lassales se contraen, para expandirse nuevamentecuando el agua se infiltra nuevamente. Estos cam-bios eventualmente provocan la meteorización dela roca. Por otro lado, en zonas semiáridas frías, elagua proveniente de la nieve se derrite cuando latemperatura sube durante el día, se infiltra por la fi-suras de las rocas y del terreno, y en la noche cuan-

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do la temperatura baja por debajo de cero grados, secongela, se expande, y puede romper la roca cau-sando grietas en la superficie adyacente o hacién-dolas mas grandes. Además, como consecuenciade este proceso la roca partida al caer y hacer con-tacto con otras rocas puede fracturarse y dañarseaun mas. Tambien, estas rocas al caer al suelo ha-cen que éste sea mas facilmente erosionable porotros factores tales como el viento, la lluvia, y la es-correntía. Este tipo de erosión y modificación de lasuperficie del terreno es muy común en los GrandesLlanos y en la parte occidental de las Montañas Ro-cosas en los Estados Unidos de América.

Otro factor importante en la evolución de laforma del terreno es la acción del viento, sobre to-do en zonas áridas y semiáridas donde hay poca ve-getación que sirva de resistencia y protección ydonde, por falta de humedad, el suelo está más ex-puesto a la acción erosiva. Los limos y las arcillasdebido a que son mucho mas pequeños que las are-nas, son mas susceptibles a ser llevados por el vien-to. Sobre todo en épocas de sequías, vientos fuer-tes pueden ocasionar grandes polvaredas, comoocurrieron en la década de los 30 en el oeste árido ysemiárido de los Estados Unidos.

Geomorfología fluvial

El concepto fundamental en que se basa la ge-omorfología fluvial es el del “equilibrio” (Shen,1979). Bajo este concepto se asume que el sistemafluvial tiende a un balance dependiendo de factorescomo las fuerzas hidráulicas, las fuerzas resisten-tes, y el contorno fluvial (sección transversal y lon-gitudinal). Si alguno de estos factores se altera, en-tonces los otros responden a través de un procesode erosión y deposición para re-establecer el balan-ce original (Graf, 1990). En sistemas fluviales deregiones húmedas este concepto está muy cercanoa la realidad debido a que la variabilidad de las des-cargas en estos ríos hace que el río poco a poco seajuste y reajuste y mantenga su régimen de equili-brio. En cambio las descargas de ríos en zonas ári-das y semiáridas son mas variables y como conse-cuencia es mucho mas difícil para el río el mante-ner y tender a un equilibrio.

Por ejemplo, Graf(1990) cita dos casos muyconcretos. Uno en ríos en el Estado de Pensylva-nia, Estados Unidos, que está en una zona húmeda,donde la avenida de 50 años de período de recu-rrencia es aproximadamente 2 a 2.5 veces la aveni-da media anual, y el otro en el río Gila en Arizona,

que esta en una zona árida, donde la avenida de 50años de período de recurrencia es 280 veces la ave-nida media anual. Estas grandes fluctuaciones dedescargas, que pueden ocurrir en períodos cortos detiempo, impiden que los ríos en zonas áridas tien-dan a un estado de equilibrio. Una descarga muygrande puede causar una nueva configuración y ge-omorfología del rio, y como es de esperar, más ade-cuada a grandes descargas (Schumm y Lichty,1963). En cambio, períodos largos de sequías, don-de las avenidas son pequeñas o inexistentes, dan lu-gar a rios que no estan capacitados para descargasmayores. O sea, un sistema fluvial en una zona ári-da es un sistema que depende mucho de las condi-ciones precedentes a un evento determinado.

Dado que los ríos en zonas áridas son suscep-tibles a variaciones de descargas muy grandes, es-tos sufren cambios geomorfológicos importantes alo largo del río o para un mismo tramo a lo largo deltiempo. Por ejemplo, muchos ríos en zonas áridascambian su configuración entre meandros y trenza-dos (braided) y por supuesto todas las formas va-riadas intermedias. Durante épocas de bajos cau-dales el río generalmente discurre y se comportacomo meandro. Durante las grandes avenidas el ríopasa de meandro a trenzado con erosiones impor-tantes mientras que durante períodos prolongadosde bajos caudales el río pasa de trenzado a meandrocon deposiciones graduales. Por ejemplo, este es elcaso del Río South Platte que pasa por Denver, Co-lorado.

Los conos aluviales, las planicies de inunda-ción, y los arroyos son elementos especiales que ca-racterizan a sistemas fluviales en zonas áridas y se-miáridas. Los conos aluviales son sistemas en for-ma de cono que consisten en material sedimentariono consolidado que se acumula en la boca de un ríode montaña que descarga en otro. Aún cuando losconos aluviales pueden existir en ríos de otras zo-nas climáticas, aquellos de zonas áridas general-mente son más grandes debido (a) a la gran dispo-nibilidad de material erosionable que es caracterís-tico de zonas áridas y (b) a la gran capacidad detransporte de los ríos de montaña que con la ocu-rrencia de precipitaciones extremas ocasionan to-rrentes (flash floods) con gran transporte de mate-rial sólido que puede presentarse como flujo de lo-do (mudflow). Los conos aluviales varían de tama-ño desde unos cuantos metros en riachuelos peque-ños hasta varios kilómetros sobre todo en los casosen los que varios conos aluviales de ríos adyacentesse juntan. En algunos casos los conos aluviales sir-ven como fuente de agua subterranea aunque en rí-

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os efímeros no sirven como fuente permanente porel carácter esporádico del flujo que lo alimenta.

Las planicies de inundación (alluvial plain) enzonas áridas pueden ser en muchos casos planiciescon poca pendiente donde no aparecen rasgos cla-ros de canales de escurrimiento definido. Por lotanto, cuando llegan avenidas provenientes de losríos de montaña, el flujo de agua se expande late-ralmente y puede tener un ancho muy amplio quepuede alcanzar varios kilómetros con tirantes deagua pequeños. Por ejemplo, Graf (1990) cita elcaso de la avenida de 1983 en la zona central-sur deArizona donde en muchos lugares de un valle laplanicie de inundación alcanzó varios kilómetroscon tirantes de agua menores a 2 metros y sin uncauce con márgenes o taludes definidos. Debido ala forma plana de estas superficies, en algunos lu-gares éstas han sido susceptibles al desarrollo agrí-cola y la urbanización, dando lugar a un sistema dedrenaje que concentra al escurrimiento en espaciosmas reducidos o en canales los que a su vez sonsusceptibles a erosiones importantes en épocas deavenidas.

Los arroyos (wadis en los paises árabes) sonríos efímeros por donde discurren torrentes queocurren esporádicamente. Estos generalmente soncausados por tormentas convectivas que ocurren enciertas épocas del año, por lo tanto, estos ríos usual-mente estan secos en el resto del tiempo. Estos tie-nen un gran poder de transporte de sedimentos, deerosión, y de deposición. La acumulación de sedi-mentos ocasionados por avenidas menores puedetomar muchos años pero cuando ocurre una aveni-da extrema estos sedimentos, que tardaron muchosaños en acumularse, pueden ser erosionados ytransportados en pocas horas. Existen arroyos quellegan a profundidades considerables debido a laerosión a tal punto que avenidas de cientos de añosde período de recurrencia podrían estar dentro delos cauces del arroyo sin causar desbordamiento.Sin embargo, uno debe tener en cuenta la dinámicadel proceso de erosión en el arroyo. Por ejemplo,en el caso del Rillito Creek en Arizona, antes de1890 avenidas de 10 años de período de recurrenciadesbordaban sus cauces. A partir de aproximada-mente 1890 éste comenzó a erosionar mucho masde manera que actualmente las avenidas de 100años de período de recurrencia entran completa-mente dentro de su cauce (Graf, 1990).

Flora y fauna

Aún cuando las condiciones del medio am-

biente en zonas semiáridas y áridas son mucho masdifíciles para el crecimiento y desarrollo de la floray fauna, sin embargo existe una gran variedad deespecies que se han adaptado a dichas condiciones.La cobertura vegetal y el tipo de fauna son induda-blemente características importantes que distin-guen a las zonas áridas y húmedas, o el grado dearidez se refleja en la cobertura vegetal y en su fau-na. En zonas semiáridas, la cobertura vegetal varíaentre el 10 y 33% de la superficie del terreno, encambio en zonas áridas, las plantas cubren menosdel 10%. En zonas hiperáridas, la vegetación pue-de ser totalmente inexistente. En zonas semiáridas,que generalmente se encuentran entre zonas áridasy húmedas, la vegetación típica son los pastos natu-rales de poca altura, algunas variedades de arbus-tos, y muy pocos árboles. Por ejemplo, en el este deColorado donde comienza los “Grandes Llanos” ydonde el promedio anual de precipitación es deaproximadamente 400 mm. existen pastos natura-les de no mas de 50 cm. En Illinois donde la preci-pitación es casi el doble los pastos de praderas pue-den crecer hasta 2 m (Stiling, 1996). En zonas ári-das existen plantas permanentes, tales como los“cactus saguaro” del desierto Sonora de Arizona,que tienen la capacidad de almacenar agua, o variostipos de arbustos, como el “ocotillo”, que se carac-teriza por tener un tallo pequeño, numerosas ramas,y hojas gruesas y pequeñas que pueden deshojarsedurante sequias prolongadas; y plantas temporalesque aparecen solo en la época de lluvias. General-mente las plantas de zonas áridas son espinosas quepermiten la salida eficiente del calor, tienen menossuperficie expuesta a los vientos, y se espacian con-venientemente para aprovechar al máximo la redu-cida cantidad de agua disponible. Una buena des-cripción sobre plantas tipicas de zonas áridas y se-miáridas y de plantas que aun no siendo típicas deestas zonas se pueden mantener mediante un mane-jo adecuado del suelo y del agua se puede encontraren el libro de Heathcote (1983).

Al igual que la vegetación, la fauna constituyeun elemento importante que distingue a las zonasáridas de las húmedas. Insectos, tales como las ara-ñas y langostas o saltamontes; reptiles, como los es-corpiones y culebras; y otros que pueder ser de usodoméstico, como cabras, ovejas, camellos, caba-llos, asnos, y ganado, son animales que se encuen-tran en las zonas áridas y semiáridas. El efecto demuchos de ellos, por ejemplo las ovejas y el gana-do, en zonas semiáridas donde se concentran parapastoreo, puede ser importante pues muchas vecessu sobreexplotación y sobrepastoreo favorecen a laerosión y pueden cambiar significativamente las re-

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laciones naturales de precipitación, infiltración, yescorrentía en estas zonas. El libro de Heathcote(1983) da una descripción detallada de la variedadde especies animales que se encuentran en zonasáridas y de sus posibilidades de manejo eficiente.

PROCESOS HIDROLÓGICOS

Precipitación

Características principales

La precipitación en zonas áridas y semiáridases esencialmente de caracter errático y muy varia-ble tanto en el tiempo como en el espacio. La va-riación de la precipitación en el tiempo depende dela escala (de tiempo) como se la defina, ya sea a ni-vel continuo o a una escala pequeña como minutosy horas, a nivel diario, semanal, mensual, estacio-nal, y anual. En general, la precipitación en cual-quier zona climática es un fenómeno intermitente,la diferencia está en que en zonas áridas la precipi-tación es mucho más esporádica. En zonas semiá-ridas la precipitación puede ser estacional o puedeestar más distribuida a lo largo del año. Sin embar-go, dependiendo del área específica y de su magni-tud, podría ser que en algunos meses del año tam-poco haya precipitación significativa. Aún mas, enalgunas zonas áridas, y de hecho en zonas hiperári-das, es posible que a lo largo de todo un año no ocu-rra precipitación, por lo tanto, incluso la serie anualde precipitación podria ser intermitente.

Como se dijo anteriormente la variabilidad enel tiempo es una característica importante de la pre-cipitación de zonas áridas y semiáridas. Por ejem-plo, a nivel anual las zonas hiperáridas tienen coe-ficientes de variación sobre el 100%, las zonas ári-das entre 50-100%, las zonas semiáridas entre 25-50%, y las zonas subhúmedas secas menos que25% (UNEP, 1992). Las precipitaciones convecti-vas generalmente ocurren despues de las 12 del díay mas bien en la tarde y en la noche. Esto hace quela precipitación a escalas de tiempo menores, porejemplo la precipitación horaria, tenga una periodi-cidad diaria (Obeysekera y otros, 1987). En zonasáridas y semiáridas, esta periodicidad diaria es mu-cho mas marcada lo que tiene implicaciones en eluso de modelos matemáticos para representar estetipo de series. Las precipitaciones diarias, semana-les, mensuales, y estacionales se caracterizan por laperiodicidad anual, y las precipitaciones anualesgeneralmente se consideran que son estacionariasen el tiempo, suposición que en muchos casos po-dría no ser cierta (ver mas adelante la sección sobre

cambios climáticos). Por ejemplo, la precipitaciónanual estandarizada para la zona Noreste de Brasilmuestra períodos prolongados de precipitacionesanuales bajas y períodos altos, lo que pondría enevidencia mas bien un comportamiento más com-plejo (UNEP, 1992). En eta misma referencia sepuede encontrar un mapa de la variabilidad espa-cial de la precipitación media anual para todo elglobo terrestre basado en el período 1951-1980.

Modelos Matemáticos de Precipitación

En cuanto se refiere a modelos matemáticospara representar la precipitación, ellos, nuevamen-te, dependen de la escala de tiempo considerada.Por ejemplo, para modelar la precipitación anual ensitios donde la precipitación es intermitente, asu-miendo que la precipitación anual no tiene autoco-rrelacion, entonces solo se necesita encontrar ladistribución de probabilidad de tipo mixto o seaque donde f(x) es una determinada funcion de densidad

de probabilidad la cual es generalmente sesgada(Yevjevich, 1972). En el caso de zonas húmedas∫P( X = 0 ) = 0 ; en zonas semiáridas, dependiendodel sitio P( X = 0 ) es o no es cero; mientras que enzonas áridas, y con mayor razón en zonas hiperári-das, P( X = 0 ) > 0. En el caso de precipitacionesmensuales, nuevamente asumiendo que la correla-ción mes a mes no es significativa (Roesner y Yev-jevich, 1966), la ecuación anterior sigue siendoaplicable excepto que P( X = 0 ) y f(x) son funcio-nes que varian con el mes (o con la estación). De-be notarse que generalmente en zonas hiperáridas yáridas y en algunas zonas semiáridas, podría serque P(X = 0) = 1 durante algunos meses del año.

Cuando la escala de tiempo es del orden de se-manas, días, y horas (o incluso escalas más peque-ñas), la autocorrelación de la precipitación ya no esdespreciable, por lo que se requiere de modelosmas complejos que tengan en cuenta no solo la pe-riodicidad anual sino tambien la dependencia en eltiempo. En estos casos se han desarrollado variostipos de modelos siendo aquellos basados en las ca-denas de Markov y en los procesos puntuales (pointprocess) los mas comunes. Por ejemplo, para pre-cipitación diaria, los modelos Markovianos simplesde dos estados se basan en modelar los estados deocurrencia y no ocurrencia de la precipitación conuna matriz de transición de probabilidad y luegomodelar la cantidad de precipitación (naturalmente

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en los días que ocurra precipitación) con una ciertafunción de probabilidad sesgada que puede ser log-normal o gamma (por ejemplo, ver Smith y Schrei-ber, 1974; Chin, 1977; Roldan y Woolhiser, 1982;Mimikou, 1983; Katz y Parlange, 1995). Natural-mente, se toma en cuenta la periodicidad anual di-vidiendo el año en varios períodos de tiempo (porejemplo meses o estaciones), y estimando diferen-tes parámetros en cada período de tiempo.

En cambio, los modelos basados en procesospuntuales, mas bien modelan la precipitación entiempo continuo. Por ejemplo, un modelo simplesería el asumir que la llegada de tormentas siguenun proceso de Poisson. Esto significa que el núme-ro de tormentas N(t) en el intervalo de tiempo (0,t)sigue la distribución Poisson. Despues, la cantidadde agua asociada con cada tormenta se modela conuna cierta funcion de probabilidad por ejemplogamma, lo que asume que cada tormenta tenga unaduración instantanea. Este proceso se conoce ge-neralmente en la literatura inglesa como PoissonWhite Noise, PWN (Eagleson, 1978). Asi mismo,si el interés esta en la precipitación acumulada, porejemplo, la precipitación diaria, entonces al inte-grar el proceso PWN en períodos diarios resulta unproceso de Poisson compuesto. La limitación deeste tipo de modelo PWN está en que produce pre-cipitación sin autocorrelación lo cual no es real.Modelos mas cercanos a la realidad que incorporanla autocorrelación se generan cuando se consideraque la tormenta tiene una cierta duración, o sea lasecuencia de la precipitación en el tiempo tiene laforma de pulsos rectangulares, dando lugar al lla-mado modelo Poisson Rectangular Pulse, PRP, enla literatura inglesa (Rodriguez-Iturbe y otros,1984). Se pueden concebir modelos aun más cer-canos a la realidad que permitan producir secuen-cias de precipitación en forma agrupada (clusters).En estos casos, la génesis de la precipitación es endos niveles. Uno en el que los sistemas o mecanis-mos generadores de tormentas estan gobernadospor un proceso de Poisson (como el caso anterior),y luego de cada sistema nacen un cierto número de“chaparrones” que tienen la distribución ya sea ge-ométrica o Poisson. La cantidad de precipitaciónse modela asumiendo que el chaparrón tiene unaduración instantánea lo que produce el modelo lla-mado Neyman Scott White Noise, NSWN (ver porejemplo Kavvas y Delleur, 1981; Ramirez y Bras,1984) o una duración finita lo que produce el mo-delo Neyman Scott Rectangular Pulse, NSRP (verpor ejemplo, Rodriguez-Iturbe, 1986; Entekhabi yotros, 1989). En los últimos años se ha hecho bas-tante investigación aplicando estos modelos y otros

parecidos o con modificaciones para simular seriesde precipitación de muy corta duración como seriesde 15 minutos, horas, fracciones de día, diarias, yaún mayores, asi como precipitaciones en varias es-taciones (ver por ejemplo, Obeysekera y otros,1987; Islam y otros, 1988; Entekhabi y otros, 1989;Koepsell y Valdes, 1991).

Infiltración, humedad del suelo, y escorrentía

La infiltración y la escorrentía en zonas áridasy semiáridas dependen de una serie de factores ta-les como la cobertura vegetal, la intensidad y dura-ción de la precipitación, la humedad del suelo, lapendiente, la forma del terreno, la temperatura, laevaporación, el tipo de suelo y roca, y el uso de latierra. Como es natural varios de estos factores es-tan interrelacionados. De manera general se puededecir que a mayor vegetación mayor es la infiltra-ción y menor la escorrentía. La vegetación al darlugar a mayores infiltraciones tambien da lugar auna mayor contribución del agua subterranea ha-ciendo que el régimen fluvial sea menos variable ymas predecible (Williams y Balling, 1996). La hu-medad del suelo en zonas semiáridas es general-mente pobre aunque esto depende naturalmente dela época del año, de las precipitaciones anteceden-tes, y de condiciones locales (por ejemplo, la proxi-midad a ríos o lagunas). En zonas áridas, como esde esperar, la sequedad del suelo es mucho mayor.Dado que la precipitación que cae sobre zonas ari-das es generalmente convectiva, la mayor parte deella se pierde ya sea por infiltración o por evapora-ción. Debido a ello, la escorrentía en zonas áridasgeneralmente no es mayor al 10% de la precipita-ción. En zonas semiáridas la proporción es mayor.Precipitaciones con baja intensidad ya sea de pocao larga duración generalmente se pierden totalmen-te por infiltración y evaporación y la escorrentía esinsignificante. Por ejemplo, Marco (1995) cita elcaso de la cuenca de la Rambla de la Viuda en Es-paña donde lluvias menores que 60 mm/dia no pro-ducen escorrentía.

Por otro lado, a igualdad de otros factores, amayor pendiente mayor será la escorrentía. Asimismo, terrenos planos e inclinados produciránmayor escorrentía que terrenos con ondulacionescon la misma pendiente, debido a que en estos te-rrenos generalmente existen depresiones que con-tribuyen al almacenamiento de agua superficial queeventualmente se pierde por infiltración y evapora-ción. Además, la pendiente general de toda lacuenca puede ser un factor determinante para laocurrencia de torrentes cuando se producen chapa-

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rrones con altas intensidades.

En zonas áridas y semiáridas, los suelos des-nudos (sin vegetación) que están expuestos a la pre-cipitación estan sujetos a una serie de procesos físi-cos y químicos que cambian sus propiedades en lascapas próximas a la superficie del terreno. Cuandola superficie se seca, se forma una capa dura (cos-tra). Esto a su vez puede ser dañino para la agricul-tura de secano puesto que la costra superficial pro-duce una disminución de la infiltración, por consi-guiente una disminución de la humedad en la zonaradicular, aumenta la escorrentía, y por consiguien-te la erosión superficial (Mualen y Assouline,1996). Así mismo, los estudios de Hoogmoed yStroosnijder (1984) en la zona semiárida del Sahelen el Africa Central, indican que debido al fenóme-no indicado, la escorrentía puede llegar al 25 % dela precipitación. Investigaciones recientes sobreeste tema, sobre todo en cuanto se refiere a su efec-to en la percolación y en la escorrentía, se puedenencontrar en Mualen y Assouline (1996).

Por otro lado, la variabilidad espacial de la in-filtración y de la humedad del suelo, es de suma im-portancia en zonas áridas y semiáridas debido a queson factores determinantes de la relación precipita-ción-escorrentía, de la erosión, y del transporte desustancias disueltas, ya sea a nivel de parcela o a ni-vel de cuenca. La variabilidad espacial de la infil-tración no solo es debido a la variabilidad espacialde las propiedades del suelo sino a la variabilidadde la precipitación. Nielsen y otros (1973) estudia-ron la variabilidad de la infiltración y de la conduc-tividad hidráulica en una zona árida de Californiadonde la precipitación anual fluctúa entre los 120 a250 mm por año. El área de estudio fue de 150 Hade superficie donde se colocaron 20 parcelas cua-dradas de 6.5 m de lado. Aunque el tipo de suelo enel área era bastante uniforme, la tasa de infiltraciónpermanente varió considerablemente de una parce-la a otra. Asi mismo, la infiltración varió entre 0.5y 45.7 cm/día y la conductividad hidráulica perma-nente varió entre 0.1 a 100 cm/día. El estudio con-cluye entre otras que la variación de la humedad delsuelo tanto con la profundidad desde la superficiedel terreno como con la distancia a traves de la su-perficie del terreno, se puede aproximar mediantela distribucion normal, mientras que la variación dela conductividad hidráulica con la distribución log-normal.

Numerosos estudios realizados en campos yparcelas de zonas semiáridas y subhúmedas hanconfirmado y ampliado las conclusiones de Nielsen

y otros referidos anteriormente, utilizando métodosgeoestadísticos más sofisticados basados en semi-variogramas y kriging (por ejemplo, ver Greenholtzy otros, 1988; Loague y Gander, 1990), y métodosbasados en conceptos fractales y de auto-similitud(scaling) (Rodriguez-Iturbe y otros, 1995; Dubayahy Wood, 1996; Meng y otros, 1996). Por ejemplo,los estudios hechos por Greenholtz y otros indicanuna dependencia espacial que varía entre 2-49 mpara el contenido de humedad del suelo, 4-60 m pa-ra la tensión del agua en el suelo, y 5-35 m para ellogaritmo de la conductividad hidráulica saturada.Asi mismo, los estudios de Loague y Gander indi-can una dependencia espacial entre 2-20 m para lainfiltración permanente. Sin embargo, la aplicaciónpráctica de los varios métodos mencionados toda-vía no está muy arraigada (Rawls y otros, 1993).

Rawls y otros (1993) hacen una revisión gene-ral de los principios fundamentales que gobiernanla infiltración y el movimiento de agua en el sueloteniendo en cuenta que estos dos procesos físicosestan íntimamente relacionados. Ellos estan basa-dos en la conocida ley de Darcy para suelos satura-dos, y la de Buckingham para suelos no saturados,lo que combinadas con la ecuación de continuidadresultan en la ecuación de Richards. En general, es-tas ecuaciones estan en función de la conductividadhidráulica no saturada excepto en las zonas satura-das del suelo en cuyo caso la conductivida hidráuli-ca será la saturada. Para el caso en que la precipita-ción sea menor o igual que la conductividad hidráu-lica saturada toda la precipitación se infiltrará en elsuelo sin generar escorrentía. En cambio, para in-tensidades mayores de precipitación, toda la preci-pitación se infiltrará en el suelo durante el inicio dela precipitación hasta que la superficie del suelo sesature. Este punto se llama el tiempo de inundación(ponding time). Después de este tiempo, la infiltra-ción es menor que la intensidad de la precipitacióny entonces comienza la escorrentía. Estas condicio-nes de contorno son necesarias para resolver laecuación diferencial de Richards.

Cuando la superficie del terreno tiene pen-diente, entonces la infiltración continúa aún des-pués de que la precipitación termina debido al flujosuperficial. En este caso las ecuaciones hidrodiná-micas de flujo superficial deben resolverse conjun-tamente con la ecuación de Richards (ver por ejem-plo, Rovey y otros, 1974). Asimismo, varios estu-dios han demostrado el efecto de la variabilidad es-pacial de las propiedades del suelo. Por ejemplo, seha demostrado (Smith y Herbert, 1979; Woolhisery Goodrich, 1988) el efecto que la conductividad

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hidráulica saturada Ks tiene sobre la escorrentía su-perficial Hortoniana en laderas. Además, reciente-mente Woolhiser y otros (1996) estudiaron el efec-to de la variación de Ks a lo largo de la pendiente deuna ladera (de manera que la parte superior tengaun Ks mas pequeño que la parte inferior de la lade-ra) sobre la escorrentía superficial, así como elefecto de la concentración de la escorrentía en sur-cos (rills) sobre la infiltración despues de que laprecipitación ha cesado. Ellos demuestran que des-pues de que la precipitación cesa, la concentraciónde flujo en los surcos y pequeños canales, y conse-cuentemente la reducción del área efectiva de infil-tración, pueden afectar significativamente los volú-menes de escorrentía, los picos, y el tiempo al picoy que estos efectos son especialmente importantespara tormentas donde la escorrentía es una fracciónpequeña de la precipitación y por lo tanto será masimportante en zonas áridas y semiáridas que en zo-nas húmedas. Además hacen notar que el conceptode “Area Elemental Representativa” (AER) paraescorrentía Hortoniana (la noción del AER es quepara una cuenca mas grande que el AER, la res-puesta de la cuenca a la precipitación puede ser mo-delada transitando los componentes individuales delos AER) puede no ser aplicable sobre todo encuencas de zonas áridas y semiáridas debido a queen estas cuencas, donde se generan la escorrentíasHortonianas, la conductividad hidráulica crececuesta abajo. Por otro lado, Marco (1995) nota queen ríos de zonas áridas la infiltración no termina alpie de las laderas sinó que continúa en el lecho delos ríos, y dependiendo del sitio, la cantidad de in-filtración puede ser significativa.

Dado que la ecuación de Richards en su formageneral no tiene una solución analítica explícita, sehan desarrollado procedimientos numéricos para susolución basados en diferencias finitas o elementosfinitos (ver por ejemplo Remson y otros, 1971;Ross, 1990). Sin embargo, para casos particularesexisten algunas soluciones analíticas tal como laecuación de Philip (Philip, 1969). Por otro lado, sehan desarrollado ecuaciones empíricas y aproxima-das para propósitos prácticos. Entre éstos, los mé-todos del Servicio de Conservación de Suelos(SCS) de los Estados Unidos, el método de Horton,y el de Green-Ampt son los más conocidos. El mé-todo SCS se basa en la ecuación (SCS, 1972)donde Q=escorrentía, P=precipitación, y S=reten-ción máxima potencial después que comienza la es-

correntía. Este último término depende del númerode curva CN como sigue

S = ( 1000 / CN ) - 10

donde CN varía entre 30 y 100 y S esta en pulgadas,por lo tanto P y Q están en pulgadas. CN dependedel tipo de suelo, tipo de cobertura vegetal, trata-miento, condición hidrológica, y condición antece-dente de la escorrentía.

El SCS clasifica los suelos en cuatro grupos:el Grupo A tiene bajo potencial de escorrentía y unatasa alta de infiltración aún cuando está completa-mente húmedo, el Grupo B tiene una tasa modera-da de infiltración cuando está húmedo completa-mente, el Grupo C tiene una tasa baja de infiltra-ción cuando esta húmedo, y el Grupo D tiene unpotencial alto de escorrentía y una tasa baja de in-filtración cuando esta húmedo. El factor “trata-miento” se aplica a terrenos agrícolas y se refiere alefecto del manejo de la tierra (labranza, rotación,etc.) sobre CN y está en función del tipo de cober-tura vegetal y de la condición hidrológica. El fac-tor “condición hidrológica” se refiere a los efectosdel tipo de cobertura vegetal y tratamiento sobre lainfiltración y la escorrentía y generalmente se esti-ma a partir de la densidad de plantas y la coberturade los residuos en muestras del terreno. Una buenacondición hidrólogica significa que el suelo nor-malmente tiene un bajo potencial de escorrentía pa-ra el tipo de suelo, tipo de cobertura, y tratamientoconsiderados. El factor “condición antecedente deescorrentía” es un índice del potencial de escorren-tía para una tormenta determinada y trata de incor-porar el efecto de tormentas precedentes en CN. LaTabla 3 da valores de CN para zonas áridas y se-miáridas.

Evaporación y evapotranspiración

La evaporación de embalses y de conductoscon superficies libres de agua tales como canales, laevaporación de suelos desnudos, y la evapotranspi-ración de áreas con vegetación, son elementos im-portantes en el balance hidrológico de zonas áridasy semiáridas. Mediciones de la evaporación en em-balses en estas zonas se han realizado en varias par-tes del mundo. Por ejemplo, los estudios de evapo-ración en el Embalse Mead, que esta en la partenoroeste del Estado de Arizona y parte suroeste delEstado de Nevada, en los Estados Unidos de Amé-rica, una zona tipicamente árida, con un promedioaproximado de 125 mm de precipitación anual, danun promedio anual aproximado de 1,780 mm de

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evaporación (en el período 1936-1949). Este valores aproximadamente 27% mayor que la evapora-ción anual medida en el Embalse Hefner que estaubicado en el Estado de Oklahoma, una zona sub-húmeda de los Estados Unidos. Así mismo, la eva-poración anual medida en un evaporímetro Clase Adel Servicio Meterológico de los Estados Unidos)en el Embalse Mead fue de 3,050 mm aproximada-mente, dando un coeficiente de tanque evaporimé-trico de 0.58. Follansbe (1934) da, para embalsesubicados en zonas áridas y semiáridas del suroestede los Estados Unidos, valores de evaporación en-tre 1,525 y 1,780 mm/año. Por otro lado, se ha es-timado que la evaporación media anual en embal-ses no profundos en zonas áridas y semiáridas delos Estados Unidos ubicadas entre las latitudes 30ºN y 42ºN varían entre 1,000 y 2,000 mm/año. Elcoeficiente de tanque en esta misma zona varia en-tre 0.60 y 0.72. Por comparación, en zonas húme-das, para las mismas latitudes, la evaporación variaentre 750 y 1,300 mm/año y el coeficiente de tan-que entre 0.70 y 0.77 (Linsley y otros, 1982).

En zonas áridas y semiáridas una buena partedel agua que llega a la superficie de tierras desnu-das se pierde por evaporación desde la superficiedel suelo. Frecuentemente la pérdida por evapora-ción del suelo puede ser del orden del 50% de laprecipitación anual (Slatyer y Mabbutt, 1964). Ex-perimentos realizados por Philip (1957) y Slatyer(1961) teniendo inicialmente el suelo saturado, de-mostraron que la tasa de evaporación del suelo dis-

minuye al disminuir la humedad del suelo (al se-carse) debido a que el vapor de agua existente enlos intersticios del suelo hace que la gradiente depresión de vapor de agua disminuya y por lo tantodisminuya la evaporación. En zonas áridas, debidoa que la precipitación es esporádica y de poca dura-ción y con prolongados períodos secos, las precipi-taciones de baja intensidad generalmente se evapo-ran a una tasa alta de evaporación pues el agua nopenetra a capas profundas del suelo y por lo tanto elefecto del vapor de agua en el suelo es menor. Asímismo, debido a que en zonas áridas el suelo se en-fría mucho durante la noche, existe un movimientodel vapor de agua hacia la superficie del suelo don-de se puede condensar (el rocío típico de las maña-nas) y evaporar al salir el sol en la mañana. Des-pues, a medida que se calienta el suelo en la maña-na, y dado que la transferencia de calor es desde lasuperficie hacia abajo, existe un movimiento deagua hacia abajo que trata de reducir la evapora-ción. Este fenómeno también se hace evidente du-rante el transcurso del año, por ejemplo en la pri-mavera y al comenzar el verano donde hay mayortransferencia de calor de la superficie del suelo ha-cia abajo y en el otoño y al comenzar el inviernocuando la transferencia de calor es de abajo hacia lasuperficie del suelo.

La evapotranspiración, que comprende la eva-poración del suelo y la transpiración de la planta,generalmente es menor que la evaporación de suelodesnudo por unidad de área de terreno y bajo condi-

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A

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B

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C

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D

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86

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Mala

Regular

Buena

Mala

Regular

Buena

Mala

Regular

Buena

Mala

Regular

Buena

Mala

Regular

Buena

Herbáceo: mezcla de césped, hierba,y maleza (en menos proporción)

Roble-álamo: roble de montaña, ála-mo, arce, caoba de montaña, otrasmalezas

Junipero, piñón, hierba

Artemisa con hierba

Arbustos de desierto: palo verde,

mezquite, cactus, creosota

Grupo de SuelosCondiciónHidrológica

Tipo de Cobertura Vegetal

Tabla 3. Valores de CN para tierras áridas y semiáridas (SCS, 1972)

ciones climáticas comparables. Esto se debe alefecto de la sombra que produce la planta, que re-duce la radiación incidente sobre el suelo, reduce latransferencia de calor en el suelo (de la superficiehacia abajo o de abajo hacia la superficie como sedescribió anteriormente) y debido a que la plantareduce el efecto del viento. Plantas nativas de zonasáridas que crecen solo con el agua de la precipita-ción generalmente se adaptan a la reducida cantidadde agua y a períodos largos secos, por lo tanto, a pe-ríodos largos de “stress” hídrico. Durante estos pe-ríodos la evapotranspiración decrece a medida queel “stress” aumenta. Las plantas de zonas áridas seadaptan al medio reduciendo la apertura de las esto-mas y reduciendo el tiempo de apertura diaria du-rante los períodos secos o sea reduciendo la transpi-ración. Tambien se ha observado que las plantas enzonas áridas pueden absorber la humedad del sueloaun cuando ellas esten por debajo del punto de mar-chitez (Slatyer y Mabbutt, 1964). Por otro lado, elagua que toman las plantas freatofílicas (phrea-tophytes) de los ríos y de los acuíferos, puede seruna pérdida de agua importante en zonas áridas ysemiáridas. Por ejemplo, Robinson (1952) encon-tró que en el oeste de los Estados Unidos de Améri-ca la transpiración por dichas plantas puede ser delorden de los 25,000 millones de m3. Se sabe que elárea mas grande de pérdidas de agua son los panta-nos del Sud en el sur de Sudan donde buena partedel caudal del Río Nilo (alrededor del 50%) se pier-de por evaporación (Salas y otros, 1995).

Caudales en rios

Características principales

El régimen de los caudales en ríos en zonasáridas y semiáridas, e incluso en zonas hiperáridas,depende del tamaño de los ríos y de la ubicación deellos con respecto a las fuentes de precipitación yen algunos casos con respecto a fuentes de aguasubterránea. Generalmente los ríos de cuencas pe-queñas son ríos efímeros que tienen agua solocuando hay precipitación o durante la “época delluvias” y sin contribución del agua subterránea porser ésta inexistente o encontrarse en estratos pro-fundos. En zonas generalmente semiáridas, los rí-os pueden tener un régimen intermitente cuando es-tan conectados con acuíferos superficiales cuyo ni-vel freático puede fluctuar dependiendo de la épocadel año, del uso del agua subterránea, y del flujo deretorno sobre todo cuando hay áreas importantesbajo riego. Este es un caso típico en varias cuencasdel Estado de Colorado en Estados Unidos de Amé-rica. Además en algunos casos estos ríos pueden

cambiar su régimen de río intermitente a río peren-ne. Un ejemplo es el Río South Plate que pasa porDenver, Colorado que hace varias decadas tenía unrégimen intermitente pero actualmente su régimenes mas bien perenne justamente por efecto del flujode retorno de grandes sistemas de riego y por efec-to de la regulación superficial. Por otro lado, ríosen cuencas grandes ya sea en zonas áridas o semiá-ridas e incluso en zonas hiperáridas, pueden tenerun régimen perenne cuando el agua proviene de zo-nas mas bien húmedas donde la precipitación exce-de a la evapotranspiración potencial como es el ca-so del Río Colorado en el oeste de Estados Unidosque tiene su origen en las montañas rocosas congran precipitación durante la segunda parte del oto-ño, en el invierno, y a principio de la primavera.Otro ejemplo es el caso del Río Nilo en Africa quetiene como fuentes principales la cuenca del LagoVictoria y otros lagos de la zona ecuatorial del Afri-ca y sobre todo en el lado oriental en Eritrea y Etio-pia donde se generan grandes precipitaciones.

Una característica notoria e intrínsica del cau-dal (o volúmen) anual de ríos en zonas áridas y se-miáridas es su gran variabilidad temporal. Porejemplo, el coeficiente de variación η de las des-cargas anuales del Río Brazos en Texas, que estáubicado en una zona semiárida de los EstadosUnidos de Norteamerica, es de 0.66, mientras queη=0.37 para el Río Pascagoula en Mississippi, queestá en una zona húmeda (Riggs y Harvey, 1990).Basado en en análisis de descargas anuales de 70 rí-os de zonas áridas y semiáridas de varias partes delmundo, McMahon (1979) encontró que η llegahasta 2.5 con un promedio de 0.99. Para ríos en re-giones específicas da los siguientes rangos: Nortea-mérica, 0.25-1.5; Mediterráneo Oriental, 0.75-2.5;y Australia, 0.5-2.0. Estos resultados deben tomar-se con cautela por cuanto la longitud de las seriesutilizadas por McMahon (1979) no fueron largas(por ejemplo, el promedio para Norteamérica fue26). Estudios mas recientes realizados tambien porMcMahon (1992), indican que tanto para climasáridos como para subtropicales, el rango de varia-ción del coeficiente de variación es similar, pero esmarcadamente diferente al de los otros climas.

El coeficiente de sesgo γ es otra característicaimportante de los caudales anuales de zonas áridas.Este llega hasta 4.5 con un promedio de 1.8, que esmucho mayor que para zonas húmedas (McMahon,1979). Para regiones específicas McMahon da lossiguientes rangos: Norteamérica, 0-3.5; Mediterrá-neo Oriental, 1.0-4.5; y Australia, 1.0-4.0. Además,estudios recientes de McMahon (1992) confirman

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que en general, para ríos de zonas áridas y semiári-das, el sesgo es mucho mayor que para las otras zo-nas climáticas.

El coeficiente de autocorrelación de retardo 1,ρ1, da una medida del grado de persistencia de unaserie y es otra característica estadística importantede los caudales anuales. El promedio basado en elanálisis de McMahon (1979) para ríos de zonas ári-das y semiáridas, da un valor de 0.03 comparado a0.15 para ríos en distintas zonas (Yevjevich, 1963).Este valor indica que las secuencias de descargasanuales son prácticamente aleotorias o sea sin per-sistencia, debido a la inexistencia o al efecto insig-nificante del agua subterranea. Sin embargo, estu-dios recientes de McMahon (1992) indican lo con-trario. Basado en datos de 87 ríos en zonas áridas ysemiáridas, él encuentra un promedio de 0.13mientras que para 974 ríos en todas las zonas da unpromedio de 0.10. Nuevamente, los resultados delas diferentes estadísticas mencionadas anterior-mente solo dan una idea del orden de magnitud deéstas en forma global. Estadísticas para un río de-terminado en zonas áridas y semiáridas pueden sermuy distintas dependiendo del tamaño de la cuen-ca, de factores geológicos, y de su posición respec-to a almacenamientos de agua superficiales o sub-terráneos tales como la presencia de lagunas y em-balses, glaciares, y acuíferos. Mas adelante, vere-mos que la serie de descargas anuales en ríos de zo-nas semiáridas y áridas podrían tener característi-cas aún mas complejas.

La periodicidad, debida al ciclo anual de la ro-tación de la tierra, es otra característica importantede las descargas de los ríos en zonas áridas y se-miáridas. Por ejemplo, los caudales de los ríos enla zona mediterránea tienen una componente perió-dica importante lo que quiere decir que una buenaparte de la descarga total anual esta concentrada enpocos meses del año. Los ríos en las zonas áridas ysemiáridas de Norteamérica y Australia en generalson menos periódicos que aquellos en zonas medi-terráneas pero aún así tienen una periodicidad bienmarcada. Sin embargo, ríos dentro de una mismazona climática, e incluso bastante cercano el uno alotro, pueden tener diferencias notables de periodi-cidad por otros efectos como son los geológicos ylos topográficos (Riggs y Harvey, 1990). Un ejem-plo, es la diferencia significativa de la variaciónmensual del porcentaje anual de caudales de los rí-os Cherry Creek y Bear Creek, ambos tributariosdel South Plate cerca a Denver, Colorado. Ambospertenecen a un clima semiárido, pero por diferen-cias topográficas y climáticas locales, la periodici-

dad se manifiesta en forma distinta. El río BearCreek tiene su cabecera de cuenca a unos 3,000 men las montañas rocosas y baja unos 1,500 m antesde juntarse con el South Plate. En cambio, el rioCherry Creek es un río de llanura que está al este delas montañas rocosas donde la temperatura es ma-yor, la precipitación es menor, y donde las tormen-tas convectivas de verano son mas comunes (Riggsy Harvey, 1990).

Como ya se ha explicado, la periodicidad delas descargas se manifiesta cuando aquéllas estándefinidas para intervalos de tiempo menores que elaño, tales como descargas mensuales, semanales, odiarias. Por ejemplo, comparemos las series dedescargas mensuales del río Little Colorado Riveren dos estaciones. Una, aguas arriba del Río Zunicerca a Hunt (1) y la otra en Woodruff (2). La esta-ción 2 está aguas abajo de la estación 1 y tiene unárea de drenaje de aproximadamente el doble. Pri-meramente, las descargas mensuales en ambas es-taciones son intermitentes, pero la intermitencia enla estación 2 es mucho menos notoria o marcadaque en la 1. Esto se explica por que la estación 2,estando aguas abajo, recibe la contribución de otrostributarios. Por otro lado, existe una clara periodi-cidad tanto en la media como en la desviación es-tandard (de las descargas mensuales). Las desvia-ciones estandard son generalmente mayores que lasmedias o sea que los coeficientes de variación sonmayores que uno, característica que es típica de rí-os en zonas áridas y semiáridas en contraste a valo-res menores que uno que son típicos de las zonashúmedas. Así mismo, el coeficiente de sesgo y lacorrelación mes a mes también tienen característi-cas periódicas aunque con rasgos diferentes. Loscoeficientes de sesgo mensuales pueden variar bas-tante. Por ejemplo, para las dos estaciones mencio-nadas este coeficiente varia entre 1 y 5.5. Sin em-bargo, no son raros los coeficientes de sesgo quelleguan a 10 o más para zonas áridas.

Además, eventos extremos tales como se-quías e inundaciones, tienen características espe-ciales en ríos de zonas áridas y semiáridas. De he-cho en ríos con descargas mensuales intermitentes,las sequías pueden definirse como aquellos perío-dos en que el río se seca y la sequía crítica sería elperíodo seco mas largo en el registro histórico. Porotro lado, las sequías pueden definirse en base a unumbral que puede ser una fracción de la media(Yevjevich, 1967). Así mismo, dado que los ríos dezonas áridas y semiáridas tienen caudales de unagran variabilidad, ellos son susceptibles a tenerdescargas altas o bajas repentinamente. Aun mas,

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dado que los coeficientes de sesgo son positivos yaltos, entonces más fácilmente pueden ocurrir des-cargas extremas altas que pueden ser de varios or-denes de magnitud mayores que el promedio. Almismo tiempo, dado que el coeficiente de autoco-rrelación (de descargas anuales) es bajo o inexis-tente, como se mencionó anteriormente, implicaque en estos ríos no deberían ocurrir sequías largas,por lo menos en comparación con aquellos que sedan en ríos de zona húmedas, pues en estos ríos loscoeficientes de autocorrelación generalmente sonmayores. Sin embargo, en muchos casos puedeocurrir lo contrario, lo que muestra que deben exis-tir otros factores que sean los causantes de sequíasextremas en zonas áridas y semiáridas, como se ar-gumenta mas adelante.

Las descargas máximas en ríos de zonas ári-das y semiáridas tambien tienen características es-peciales. McMahon (1979), basado en records de70 ríos de zonas áridas y semiáridas, encontró quelas medias de descargas máximas anuales se rela-cionan con el área de la cuenca de manera que amayor area, menor es el valor de la media. Así mis-mo, McMahon nota que dicha relación es muchomas marcada que aquella correspondiente a zonasno áridas. El coeficiente de variación de los loga-ritmos de los caudales máximos anuales varía enlos rangos 0.1-0.5 para Norteamérica, 0.3-1.0 paraAustralia, y 0.5-1.2 para el Mediterráneo Oriental,que son valores mayores que el rango 0.1-0.4 gene-ralmente aceptado para zonas húmedas. Además,la media de los coeficientes de sesgo da 0.37 paraNorteamérica, -0.89 para Australia, y -1.6 para elMediterráneo oriental. Nuevamente estos resulta-dos deben de tomarse con cautela pues, por ejem-plo para Norteamérica, cálculos efectuados por laU.S. Geological Survey (1982) indican que para lazona árida y semiárida el coeficiente de sesgo ge-neralizado varía entre -0.3 a 0.0 (excepto en una zo-na relativamente pequeña de los Grandes Llanosque varía entre 0 y 0.6). En contraste para la zonano árida de los Estados Unidos los valores fluctuanentre -0.4 y 0.7.

Justamente como consecuencia de las propie-dades estadísticas típicas de caudales máximos enríos de zonas áridas y semiáridas tales como los co-eficientes de variación y de sesgo, un aspecto dis-tintivo de las descargas máximas anuales en estosríos es su propensión a producir eventos extraordi-narios. Un caso muy citado en los Estados Unidosde América es el del Río Pecos en Texas, río ubica-do en una zona semiárida. La serie de descargasmáximas anuales del Río Pecos cerca a Langtry en

el período 1901-1999 tiene una gran variabilidadcon descargas máximas anuales muy pequeñas pordebajo de 100 m3/s hasta muy grandes por encimade 3,000 m3/s. El record de 99 años es según loscriterios hidrológicos un record bastante largo o porlo menos lo “suficientemente largo”. Sin embargo,en ese período ocurrieron dos avenidas que sobre-pasaron los 15,000 m3/s. Ejemplos de eventos ex-traordinarios ocurridos en la región mediterráneade España se documentan en la tesis de doctoradode Frances (1993) y en Marco (1995). Como es deesperarse eventos extraordinarios como los arribaindicados tienen implicaciones importantes en elanálisis de frecuencia de los caudales máximos.

Modelos matemáticos de caudales

Los modelos matemáticos de caudales medios(o volumenes) en zonas áridas y semiáridas depen-den del regimen del río y de la escala de tiempo.Por ejemplo, si los caudales anuales no son inter-mitentes, entonces los modelos estocásticos co-munmente utilizados para ríos de zonas húmedas,tales como los autoregresivos con medias móviles(ARMA) o los gamma autoregresivos (GAR) pue-der ser aplicados (Salas, 1993). En cambio los mo-delos producto son los mas adecuados para cauda-les intermitentes. Un ejemplo de modelo productoes:

Yt = Bt Zt

donde Yt representa la descarga intermitenteanual, Bt es una variable discreta correlacionada(por ejemplo, Bt puede ser un proceso 0,1 Bernou-lli dependiente), y Zt es una variable continua auto-correlacionada (por ejemplo, Zt puede ser un proce-so AR de orden 1).

Igualmente, caudales estacionales, mensua-les, o semanales, pueden ser o no ser intermitentes.Nuevamente, en caso de caudales no intermitentes,modelos tipo PARMA (Salas y otros, 1980) o tipoPGAR (Fernandez y Salas, 1986) pueden ser apli-cables. En cambio, para caudales intermitentes losmodelos producto periódicos y autocorrelaciona-dos son los mas apropiados. Estos modelos tienenla misma forma que el anterior excepto que suscomponentes son periódicos. Las propiedades detales modelos, la estimación de parámetros, así co-mo aplicaciones para simular caudales mensualesintermitentes en zonas áridas y semiáridas se pue-den ver en Chebaane y otros (1992, 1995). Sin em-bargo, este tipo de modelos no han sido aplicadospara caudales diarios y horarios. En estos casos,

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podrían utilizarse modelos producto estacionarios,como el indicado arriba, pero estimando diferentesparámetros para diferentes estaciones del año. Es-te modo de modelación y aplicación tiene la des-ventaja de no mantener la correlación entre el últi-mo día de una determinada estación con el primerdía de la estación siguiente. Alternativamente sepodrían utilizar los modelos denominados “shotnoise” (Weiss, 1977) siguiendo el procedimiento deestimación de parámetros estación por estación co-mo se sugiere arriba. Además, la simulación esto-cástica de caudales mensuales (o de períodos máscortos de tiempo) intermitentes en varios sitios si-multaneamente, es más compleja. Tal es el caso delsistema del Río Nilo, donde hay sitios con caudalesintermitentes y sitios con caudales no intermitentes.Estos casos requieren de modelos multivariados.

Agua subterránea

El agua subterránea, ya sea freática o artesia-na puede ser un factor importante en zonas áridas ysemiáridas no solo desde el punto de vista del ba-lance hidrológico sino tambien desde el punto devista práctico, dado que puede ser una fuente deagua que sirva para suplementar el suministro deotras fuentes o algunas veces puede ser la fuenteprincipal de agua de la zona. En zonas semiáridas,el origen del agua subterránea puede ser la infiltra-ción de la precipitación en la cuenca, la infiltraciónde los ríos y canales, la infiltración del agua de sis-temas de riego, y el aporte que puede provenir deotras cuencas. Un ejemplo es el agua subterráneafreática de la zona semiárida del este del Estado deColorado. En zonas áridas el aporte de las infiltra-ciones de la precipitación en la cuenca generalmen-te es pobre o inexistente. Dependiendo del lugar,en algunos casos, la infiltracion del agua que discu-rre en los ríos durante lluvias de gran intensidadpuede ser importante (Marco, 1995). Generalmen-te, la recarga principal del agua subterránea de zo-nas áridas proviene de áreas húmedas, que puedenser las partes altas o montañas vecinas donde exis-te mayor precipitación. Ejemplos son las MontañasAtlas del Norte de Africa que alimentan las áreasbajas del Sahara, o el caso del lado occidental de laCordillera de los Andes que alimenta los acuiferosde la costa peruana. Asi mismo, el agua artesianapuede ser una fuente importante de agua en muchaszonas áridas y semiáridas y puede tener origen an-tiguo o reciente. Un problema común del uso delagua subterránea es su sobreexplotación y minadocomo ocurre con el acuífero Ogallala de los Gran-des Llanos de los Estados Unidos. En el lado nor-oeste de Texas (llano alto de Texas) se estima que la

recarga anual es solo de 5 mm/año lo que represen-ta aproximadamente el 0.1% del almacenamientoen el Ogallala de Texas. Esta recarga es insignifi-cante, sobre todo si se tiene en cuenta que el bom-beo anual del acuífero se estima entre 1.2% al 2%del almacenamiento o sea de 12 a 20 veces mas quela recarga natural. Como consecuencia el nivel delagua subterránea baja continuamente, lo que con-lleva la pérdida de eficiencia del bombeo y por con-siguiente mayores gastos de energía. La sobrexplo-tación de los acuíferos es común en zonas áridas ysemiáridas (El-Ashry y Gibbons, 1988).

MODELAMIENTO MATEMÁTICO DE CUENCAS

Si bien es cierto que existen modelos matemá-ticos para representar cada uno de los componentesdel ciclo hidrológico de cuencas, tambien existenmodelos matemáticos para representar todo el ciclohidrológico de la cuenca en su conjunto. O sea mo-delos que representen todos los flujos de entrada ysalida a la cuenca (por ejemplo precipitación, esco-rrentía, etc.), su interacción y evolución con eltiempo, así como su almacenamiento y su variaciónen los diferentes volumenes de control que se con-sideren (por ejemplo, el almacenamiento superfi-cial, del suelo, etc.). La modelación matemática decuencas puede ser un problema complejo o sencillodependiendo de la escala de tiempo considerada, laescala espacial, y el propósito de ella. Esto es cier-to ya sea en cuencas en zonas áridas o no áridas.En general, la modelación matemática de cuencas aescalas de tiempo grandes, por ejemplo a nivelmensual o estacional, es mas sencilla que para es-calas pequeñas como días u horas. Para una mismaescala de tiempo, la modelación para una cuencapequeña es mas sencilla que para una grande.

En la década del 50 (ver por ejemplo, Rock-wood, 1958) aparecieron los primeros conceptos ymodelos matemáticos de cuencas. Desde entoncesse han desarrollado modelos mas sofisticados conla intención de mejorar su precisión y su rango deaplicación. Para ello se han aprovechado nuevosconceptos físico-matemáticos, nuevos conceptoshidrológicos y climáticos, nuevas técnicas de com-putación electrónica, y avances en el manejo de da-tos espaciales (tales como datos geomorfológicos através de modelos de elevación digital, datos de ve-getación y datos de tipos de suelos) mediante siste-mas de información geográfica (SIG). Es así que alo largo de casi 5 décadas han aparecido modelosque se pueden clasificar en dos grandes categorias:modelos continuos y modelos de eventos. Los pri-meros permiten calcular la secuencia de caudales

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(y generalmente todos los demas procesos hidroló-gicos involucrados) por períodos largos de tiempoteniendo en cuenta la recuperación de la humedaddel suelo después del cese de la precipitación,mientras que los segundos modelan los procesoshidrológicos solo para un determinado evento deprecipitación-escorrentía dada las condiciones ini-ciales de la humedad del suelo. Desde otro puntode vista, los modelos de cuencas podrían tambienclasificarse como modelos globales (lumped) o dis-tribuidos. Los primeros generalmente consideranla totalidad de la cuenca, los procesos hidrológicos(tales como la precipitación y evaporación) se con-sideran como valores promedios para toda la cuen-ca, y la función de respuesta es unica para toda lacuenca. En cambio, los modelos distribuidos per-miten subdividir la cuenca ya sea en subcuencas oáreas contribuyentes y a su vez cada área puede res-ponder de forma distinta.

Combinando criterios entonces se tienen mo-delos globales continuos o modelos distribuidoscontinuos, y modelos globales de eventos y mode-los distribuidos de eventos. En general, para cuen-cas áridas o semiáridas los modelos distribuidos, yasean continuos o de eventos, son mas flexibles ymás útiles. Si el objetivo es simular caudales porperíodos largos de tiempo, entonces los modelosdistribuidos continuos son indispensables, ya queestas cuencas generalmente estan constituidas porríos con caudal perenne y ríos con caudal intermi-tente. En cambio, si el objetivo es simular caudalespara eventos específicos (por ejemplo, para tor-mentas de diseño) entonces los modelos distribui-dos de eventos serán los apropiados. Un ejemplode modelo distribuido continuo es el modelo delServicio de Investigaciones Geológicas de los Esta-dos Unidos (U.S. Geological Survey) llamadoPRMS, “Precipitation-Runoff Modeling System”(Leavesley y otros, 1983). Un ejemplo de modelodistribuido de eventos es el modelo del Servicio deInvestigaciones para la Agricultura de los EstadosUnidos (Agriculture Research Service, ARS) lla-mado KINEROS, “Kinematic Runoff and ErosionModel” (Woolhiser y otros, 1990). Naturalmente,ambos modelos pueden usarse como modelos glo-bales. Los modelos arriba mencionados, simulancaudales a nivel horario y diario (PRMS) o a nivelde minutos (KINEROS). Sin embargo se puedenconstruir modelos más sencillos a escalas mayoresde tiempo, por ejemplo a nivel mensual, cuando serequieren simulaciones de caudales mensuales, es-tacionales, o anuales, que sirvan ya sea para deter-minar el tamaño de embalses, para evaluar reglasde operación de embalses ya construidos, para ana-

lizar períodos de déficit y sequías, o para propósitosde balance hidrológico ya sea a nivel mensual o amás largo plazo.

CAMBIOS CLIMÁTICOS EN ZONAS ÁRIDASY SEMIÁRIDAS

Durante los últimos años se ha observado unamayor inquietud e interés tanto de parte de los cli-matólogos, de los hidrológos, como del público engeneral sobre los cambios climáticos, sobre comodefinirlos, como explicarlos, como medir sus im-pactos y consecuencias, y como afrontarlos. En elcaso de zonas áridas y semiáridas el interés es aúnmas especial por ser éstas más susceptibles y másvulnerables a los cambios eventuales del clima. Lavariabilidad climática puede manifestarse de variasmaneras y puede originarse por diferentes causascomo se discute en el debate científico internacio-nal. Aquí simplemente nos referiremos a algunasevidencias empíricas de cambios climáticos que semanifiestan en procesos hidrológicos tales comocaudales en ríos, niveles de embalses, y precipita-ción en varias partes del globo terrestre que estanubicadas en zonas áridas y semiáridas. Asimismo,revisaremos algunas hipotesis que explicarían di-chos cambios, y discutiremos las implicaciones yconsecuencias de ellos en el análisis y síntesis delos datos hidrológicos.

Un caso analizado y estudiado frecuentemen-te es el del Río Nilo en Africa. La serie de caudalesanuales del Río Nilo en la estación Wadihalfa parael período 1870-1999 muestra que aproximada-mente los caudales de los últimos 30 años del sigloXIX son mayores que aquellos del siglo XX. O sea,se presenta un cambio notable (o salto negativo) enla media. Aún cuando ha existido bastante contro-versia sobre la causa de tal cambio, todo parece in-dicar que la causa fundamental de mayores descar-gas en ese período fueron causas climáticas (Lamb,1965). Otro caso ocurrido en esa misma zona quecausó cambios notables en los niveles de los lagosecuatoriales en el Africa y consecuentemente en loscaudales del Nilo Blanco fue la del año 1961, en es-te caso fue un salto positivo (Salas y Boes, 1980).Así mismo, el caso del Rio Colorado en la zona se-miárida de los Estados Unidos es otro bastante es-tudiado. Los caudales de este río en la estación LeeFerry tambien presentan un salto negativo signifi-cativo alrededor del año 1930, o sea que los cauda-les antes del 30 son significativamente mayores enpromedio que aquellos despues del 30.

Otro caso es la serie de precipitación estanda-rizada para la región del Sahel en Africa calculada

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por UNEP (1992). Ella muestra saltos positivos ynegativos que persisten por periodos largos detiempo. Además el mismo atlas de UNEP da otrosejemplos al noreste de Brasil y al norte de Chinacon variaciones parecidas. Por otro lado, hay nu-merosos ejemplos de descargas máximas anualestambién con cambios en forma de saltos. Por ejem-plo Klemes (1987) cita el caso del Río Red enEmerson, Manitoba donde aproximádamente el pe-ríodo 1920-1945 es muy diferente al período 1946-1980.

En los últimos años se han dado varias teoríasque podrían explicar los fenómenos de saltos brus-cos referidos anteriormente. Por ejemplo, Salas yBoes (1980) argumentan que varios de estos fenó-menos de saltos bruscos podrían estar asociadoscon fenómenos climáticos de gran escala como ElNiño y los cambios de la zona de convergencia in-tertropical. Argumentos similares los analiza Hirs-chboeck (1990). Estudios recientes de Eltahir(1996) indican la relación entre El Niño y la varia-bilidad de los caudales del Nilo; Redmond y Koch(1991) documentan la relación de las oscilacionesclimáticas como ENSO (El Niño-Southern Oscilla-tion) con la precipitación y las descargas en el oes-te de los Estados Unidos; y Piechota y Dracup(1996) demuestran la relación existente entre EN-SO y las sequías que ocurren en varias partes de losEstados Unidos incluyendo las zonas áridas y se-miáridas. Por otro lado, se argumenta la posibili-dad de que los sistemas atmosféricos siendo siste-mas dinámicos regidos por ecuaciones no linealespuedan producir oscilaciones caóticas (Lorenz,1990) lo que explicaría los saltos erráticos observa-dos.

Desde el punto de vista práctico hidrológico,cualquiera que sea la explicación de los saltos brus-cos observados en varias zonas áridas y semiáridas,el solo hecho de admitir de que ellos son productosde los cambios climáticos y no productos de inter-vención humana, tendría implicaciones importan-tes en el análisis y síntesis hidrológicos. Por ejem-plo, si los cambios bruscos son una característica dela serie de descargas máximas anuales para un ríodeterminado entonces dicha serie no sería estacio-naria (al menos localmente) y por lo tanto, los con-ceptos de período de retorno y de probabilidd deexcedencia en que se basan los diseños de obras hi-dráulicas no serían los mas apropiados. Además enel caso de las sequías, las implicaciones también se-rían importantes por cuanto uno tendría que cam-biar la definición clásica de la sequías basadas enun determinado umbral o demanda. Una posibili-

dad de simular procesos hidrológicos complejosque presentan cambios bruscos como los mencio-nados anteriormente, es mediante el modelo de ni-veles variables (Shifting Level Process) sugeridopor Salas y Boes (1980). El concepto de modelarcon niveles variables fue utilizado recientementecon éxito para simular los suministros netos deagua a los Grandes Lagos de los Estados Unidos yCanada. Por las razones expuestas anteriormente,estos conceptos y modelos podrian ser útiles en zo-nas áridas y semiáridas.

COMENTARIO FINAL

Para terminar pienso que la hidrología de zo-nas áridas y semiáridas es un tema de suma impor-tancia, tanto a nivel nacional como internacional,debido a que estas zonas cubren extensiones am-plias del globo terrestre, su poblacion crece y porconsiguiente crece la demanda de agua que de he-cho es ya escasa, y son generalmente mas suscepti-bles y vulnerables a la variabilidad del clima y alefecto antropogénico.

A los largo de los años se ha avanzado bastan-te en la identificación, descripción, y evaluación delas z

hidrologia de zonas aridas y semiaridas · como la precipitación, temperatura, y...

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