Dr. © JOSÉ ENRIQUE NOVOA JERÉZ. Lic. JOSÉ MANUEL VIADA OVALLE.

Lic. DAVID ANDRÉS LÓPEZ ASPE. Registro de Propiedad Intelectual Nº 89.797 (Mayo 1994).

LA SERENA – CHILE

2001

INTRODUCCION Etimológicamente, un desierto es una región inhabitada pero, para la geografía, inhabitada a causa de la sequedad imperante: "...un paisaje desértico se reconoce fácilmente por su aspecto denudado." (Demangeot, 1981 y 1989). Sin embargo, es necesario realizar una distinción entre los diferentes tipos de desierto, pudiéndose distinguir los que se ubican en regiones de latitudes altas (la sequedad se encuentra acompañada de frío intenso) y las regiones áridas donde la sequedad se encuentra agravada por el calor, regiones a las que tradicionalmente se las vincula con la idea de "desierto". Contribuyendo a la identificación de esos diversos espacios, Dick-Peddie (1991) plantea la siguiente subdivisión de los ambientes xéricos:

Semiárido Árido Extremadamente Árido Semidesierto Desierto

Desierto Desierto real o extremo

Semidesierto Desierto Desierto

En la búsqueda de un concepto adecuado para los espacios áridos y semiáridos, Kemp (1989) plantea una conceptualización decisiva en cuanto a la claridad con que separa las diferentes posturas existentes al respecto. De esta forma, este autor se introduce en la noción de sequedad, cuya imprecisión radica en su uso por variadas disciplinas tecnológicas e, incluso, por su uso popular. Aún así, parece haber un común acuerdo al señalar que indica un período extenso seco, usualmente asociado con vacíos de precipitación, donde se pierden los cultivos y se secan los embalses. Para otros, señala Kemp (1989), corresponde a una compleja combinación de elementos meteorológicos, expresados en forma de un índice de humedad (Bailey, 1979). Mientras otros postulan un concepto relacionado con el ser humano, donde se asocia esta falta de humedad en términos de impacto sobre las actividades antrópicas, part icularmente las vinculadas con la agricultura (Dancette y Hall, 1979). De esta forma, la sequía agrícola es definida en términos de pérdidas en los cultivos o en las actividades económicas de una región (Kemp, 1989), o bien mediante su interrelación con las condiciones meteorológicas e hidrológicas para la planificación de los recursos hídricos y funcionamiento de las obras hidráulicas (Fernández, 1989) y su análisis espacio-temporal, a objeto de caracterizar regiones que son o pueden estar afectadas por sequías (Fernández y Velásquez, 1987). Por su parte, Peña y Schneider (1982) señalan que la aridez expresa un déficit regional o local de agua por insuficiencia de la precipitación y/o exceso de pérdidas en relación a la alimentación, siendo una función compleja y variable de la precipitación y de la evaporación, que considera también la naturaleza del suelo, topografía y cubierta vegetal. De esta forma, estos autores agregan: "Podemos considerar que las regiones o lugares áridos, más que aquellos en donde no llueve bastante, son aquellos en que la evaporación es demasiado fuerte". Bajo tales condicionantes conceptuales, estos autores plantean la génesis de los espacios áridos y semiáridos, desde un punto de vista netamente físico, al señalar que la localización de estas regiones muestra una coincidencia entre los márgenes orientales de las células de alta presión subtropicales y los desiertos (lugares donde se produce subsidencia y divergencia del aire superficial), además de los lugares donde existen cadenas montañosas (Rocallosas, Andes), áreas en las cuales el efecto de las altas presiones es acentuado (se bloquea su probable desplazamiento hacia el este). Para las regiones costeras de las fachadas occidentales de los continentes, las corrientes oceánicas frías, reforzadas por la surgencia de aguas, causan una fuerte anomalía térmica negativa, de manera que si bien no se producen precipitaciones, existen frecuentes nieblas que atenúan la aridez. La desertificación ha sido definida por el Programa de Medioambiente de las Naciones Unidas (UNEP) como la degradación de la tierra en áreas áridas, semiáridas y secas subhúmedas, como resultado de la acción adversa de la actividad humana (UNESCO, 1982; Barrow, 1990; Dregne y Chou, 1992), concepto que data de 1991, producto de la revisión de la definición formulada en 1977 (Conferencia de las Naciones Unidas sobre Desertificación), donde se había definido a la desertificación como la disminución o destrucción del potencial biológico de la tierra, lo que podría llevar a la formación de condiciones desérticas (UNCOD, 1977). De esta forma, Dick-Peddie (1991) realiza la distinción entre la desertificación visualizada por el cambio de la cobertura vegetal hacia una de tipo característico de sistemas áridos, producto de la disminución de la humedad disponible para su desarrollo y, la desertificación provocada por el ser humano

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definida como "desertización" por Le Hoeureu (1986) para sus estudios en África y no relacionada con el clima, concepto que en la actualidad ha sido reemplazado por el de desertificación (Kemp, 1989). De esta forma, la desertificación es la expresión general de los procesos económicos y sociales, así como de los naturales e inducidos, que destruyen el equilibrio del suelo, la vegetación, el aire y el agua en las áreas sujetas a aridez edáfica y climática (Barrow, 1990). El deterioro continuo origina la disminución o la destrucción del potencial biológico de la tierra, la degradación de las condiciones de vida y la expansión de los desiertos. Y, Por lo tanto, es el resultado de procesos naturales y/o antrópicos y de los animales, que sólo el hombre puede retrasar y detener (Sanford, 1977; Dancette y Hall, 1979; Henderson, 1979; Cannell y Weeks, 1979; Walker, 1979; Sastri y Ramakrishna, 1980; Shears, 1980; UNESCO, 1982; Verstappen, 1983; FAO, 1984; Spaeth, 1986; Barrow, 1990). Existe una buena discusión de los conceptos sobre desertización y desertificación y, de su uso en la actualidad en el documento de Etienne et al. (1987). Por lo señalado (FAO, 1984), el análisis de la desertificación involucra procesos de deterioro y de degradación suficientemente avanzados como para que tengan repercusión en las condiciones de vida. A la vez que presenta procesos de degradación del suelo y de la vegetación, contaminación del aire y mineralización de las aguas, cuyas causas son de índole socioeconómica, geofísica y geoclimática (Beard, 1969; Dancette y Hall, 1979; Henderson, 1979; Cannell y Weeks, 1979; Verstappen, 1983; Barrow, 1990). Es fácil confundir dos procesos diferentes: degradación del suelo con desertificación. Por ello, a continuación se presenta una caracterización sucinta de ambos (FAO, 1984; Barrow, 1990; Dregne, 1991):

Degradación del Suelo Desertificación * No es continua y puede ser invertida. * Es continua y no siempre puede ser

invertida. * Cualquier clima. * En áreas Áridas, Semiáridas y Subhúmedas. * Presenta procesos de anegamiento, agotamiento de nutrientes para las plantas, acidificación, etc.

* Presenta procesos de degradación de la cubierta vegetal, erosión hídrica y eólica, salinización, encostramiento y compactación del suelo, disminución de materia orgánica del suelo, acumulación de sustancias tóxicas para las plantas y animales.

Para comprender la magnitud del problema, de acuerdo con UNCOD (1977), un tercio de los continentes es Árido, amenaza a 785 millones de personas (17,7%), 60 a 100 millones de personas afectadas por Disminución de Productividad y una pérdida de 50.000 a 70.000 km2 al año. Por tal motivo, entre los principios fundamentales, la FAO (1984) ha planteado que la desertificación es un Problema Humano y Social de alcance Mundial, considerándolo un fenómeno que se acelera por sí solo y se alimenta a sí mismo, a la vez que a medida que avanza, encarece exponencialmente los costos de rehabilitación (Barrow, 1990; Dregne, 1991).

RIESGO DE DESERTIFICACION MUNDIAL POR ZONAS BIOCLIMATICAS Grado de

Riesgo Árida km2 %

Semiárida km2 %

Subhúmeda km2 %

Muy Alto 1.110.477 (6,4) 2.180.546 (12,1) 158.528 (1,2) Alto 13.439.968 (77,3) 2.440.098 (13,6) 579.717 (4,3)

Moderado 2.105.167 (12,1) 12.452.272 (69,4) 3.172.905 (23,3) Total 16.655.612 (95,8) 17.072.916 (95,1) 3.911.150 (28,8)

(Fuente: ONU, 1977, Anexo 2, página 10)

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POBLACION EN AREAS AFECTADAS POR DESERTIFICACION SEVERA Población por Actividades Región

Total Urbana Agrícola Pecuaria Cuenca Mediterránea

9.820.000 2.995.000 5.900.000 925.000

África Sub-Sahariana

16.165.000 3.072.000 6.014.000 7.079.000

Asia y el Pacífico 28.482.000 7.740.000 14.311.000 6.431.000 América 24.079.000 7.683.000 13.417.000 2.979.000 Total 78.546.000 21.490.000 39.642.000 17.414.000

(Fuente: Kates et al., 1977, página 269)

La desertifi cación se presenta bajo dos formas (FAO, 1984): (a) degradación de los Recursos (plantas, animales, suelo y aguas). (b) pérdida general de productividad biológica en áreas sometidas a stress ecológico. En ecosistemas frágiles (semiárido), puede llegar a ser irreversible y reducir permanentemente la capacidad del área para sostener la vida humana. Por tales motivos, el objetivo inmediato de su estudio se concentra en detener el avance de la desertificación y en recuperar, para usos productivos, las tierras afectadas. Destacándose la necesidad inmediata de enseñar a la gente a minimizar los daños ocasionados a los frágiles ecosistemas semiáridos, áridos y subhúmedos por las actividades económicas y sociales actuales (Hare, 1977). Si se desea comprender la génesis de estos espacios, debe considerarse la noción de biotopo por sobre la biocenosis y en el primero, las características climáticas corresponden al punto de partida de todos los encadenamientos posteriores (Demangeot, 1981 y 1989). Al respecto, algunos expertos han preferido trabajar con fines de rehabilitación, unidades asociadas al ecotopo, unidad que ha sido considerada con una eficiencia conceptual y metodológica que permite integrar los sistemas naturales, agrícolas y urbanos (Zonneveld, 1972), definiéndose al ecotopo como la más pequeña unidad de espacio-tiempo que define un ecosistema concreto (Naveh y Lieberman, 1984; Naveh, 1989), para lo cual realizan una distinción entre los bio-ecosistemas y los tecno-ecosistemas. Frente a lo cual, la biosfera puede ser considerada como el mayor bio-ecosistema global y, la tecnosfera como el mayor sistema de paisaje concreto para el ecosistema total humano (Naveh, 1988). Culbertson (1990) plantea un completo análisis de las tendencias futuras que tendrán los espacios bioclimáticos del globo ante el denominado efecto del cambio climático global (global change), tomando como base el diagrama triangular de Holdridge, para lo cual deja completamente abierta la posibilidad de realizar estudios detallados a escala local, respecto de los cuales las tendencias podrían ser incluso contradictorias (p.e., asociadas a un aumento de la temperatura o bien, de las precipitaciones en los espacios áridos y semiáridos). Aún así, y como apreciarse en la Figura 1, las alternativas genéticas de la desertificación quedan muy bien representadas en el diagrama de Kemp (1989), donde plantea metodológicamente dos vías de acceso al problema: procesos naturales y actividades humanas, a partir de las cuales, luego de pasar por una serie de situaciones y acciones intermedias, se alcanza la desertificación extrema, vale decir, el avance del desierto (Hare, 1977). Dada su importancia, debe quedar claramente establecido lo que se entenderá por biotopo y por biocenosis, cada vez que sean utilizados estos conceptos para el presente análisis (Duvigneaud, 1976; Tricart y Kilian 1979). Siguiendo las ideas de Demangeot (1981 y 1989), el biotopo comprende la interrelación espacial, dada por la presencia de características relacionadas con la litosfera, hidrosfera y atmósfera (es decir, en términos vulgares, la ladera, el río y el clima local). Por su parte, la biocenosis corresponde a una porción de la biosfera, enteramente constituida por moléculas orgánicas con elementos de carbono (puede dividirse en fitocenosis, zoocenosis y edafocenosis), con una organización interna sistemática compleja que permite los procesos de nutrición y reproducción de sus componentes (Figuras 2 y 3).

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Figura 1. Causas y Desarrollo de la Desertificación

(según Kemp, 1989, página 55).

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Figura 2. Elementos del medio "natural". Donde: I, II y III constituyen el biotopo, IV, V y VI la biocenosis.La intervención del hombre está simbolizada

por la noosfera. (Demangeot, 1989, página 12).

Figura 3. Las relaciones internas en el medio natural.

Donde: Se ha situado el Hombre o Noosfera, en el centro del ecosistema. (Según Demangeot, 1989, página 13)

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1. EL BIOTOPO DESERTICO 1.1. El Clima Desértico. Sus características principales se relacionan con la aridez y la irregularidad de las precipitaciones (Nir, 1974; UNESCO, 1982; Frankenberg, 1986; Henning, 1989). La aridez resulta de la combinación de la escasez de las precipitaciones (aproximadamente menos de 250 mm) y de la importancia de la evaporación (más de 2000 mm) que está, a su vez, en función de las fuertes temperaturas (30 a 50°C) y de la frecuencia del viento. Ahora bien, el viento está en función del desigual calentamiento del suelo, desprovisto de cubierta vegetal cont inua debido a la aridez. Ningún ecosistema se encuentra mejor cerrado en sí mismo. El aire tiene una buena carga de humedad absoluta pero, al estar caliente podría contener mucha más; por lo tanto, la humedad relativa es reducida. Gracias a la sequedad, la noche es muy diferentes al día. Los días son tórridos, ventosos, polvorientos. Las noches son claras, la radiación es intensa (el frío puede ser intenso, el punto de rocío se alcanza con rapidez, el viento se calma). Naturalmente, esta rápida visión general puede ofrecer numerosas variantes. Incluso, existen diversas clasificaciones que, al considerar las precipitaciones como variable de identificación de los ambientes desérticos, han sido utilizadas para su caracterización (Dick-Peddie, 1991).

Términos y Límites para Ambientes Xéricos (según Dick-Peddie, 1991)

Precipitación Anual (mm) Autor Área Desértica 0 0-50 5

0 50-100

100

100-150

150

150-200

200

Shmida (1985) Todos 1 - 2 - - - 3 - - Gupta (1986) Thar (India) 4 - - - - - - 5 - Le Houerou(1986)

Norte de África 6 - - 7 - - - - -

Orshen (1986) Medio Este EE.UU. 8 - - 9 - - - - - Donde: (1) Desierto Extensivo, (2) Desierto Verdadero, (3) Semidesierto, (4) Zona Desértica, (5) Zona Subdesértica, (6) 6 Zona Desértica, (7) Zona Árida, (8) Desierto (Árido), (9) Semidesierto. De esta forma, existen variados grados de aridez, los que tienden a distribuirse de la siguiente manera, si se realiza un paso desde los ambiente húmedos a los áridos: margen subhúmedo (el índice xerotérmico es inferior a 100, el suelo conserva todo el año su capa freática, los cultivos no exigen regadío, es el caso de Túnez y, esta realidad no corresponde a un desierto), borde semiárido (el índice xerotérmico está comprendido entre 100 y 290, la capa freática posee un carácter estacional, la vegetación es estepárica. los cultivos requieren de riego, es el caso de Tozeur y, aún no corresponde a un verdadero desierto), núcleo árido (donde el índice xerotérmico se encuentra entre 290 y 350, la capa freática y la vegetación dependen de las irregulares precipitaciones, es el caso de Touat y sus oasis, corresponde al desierto); por último, eventualmente el núcleo puede tener un centro hiperárido (donde el índice xerotérmico alcanza 365, es el caso de Tanezrouft, corresponde a situaciones muy extremas y poco difundidas espacialmente, es el desierto absoluto). Sin embargo, los diversos comportamientos de la temperatura e insolación introducen subdivisiones en esta clasificación primaria de la aridez (Demangeot, 1981 y 1989). Específicamente, para el análisis de las significancias ecológicas asociadas al clima en los oasis, puede consultarse el trabajo elaborado por Richter y Schmiedecken (1987) para algunos sectores de África (Tozeur en Magreb). La aproximación climática al problema de la definición espacial de la aridez pasa por el reconocimiento de las clasificaciones climáticas existentes, en las que se incorporan rangos o índices de análisis general, en los cuales están registrados elementos que dicen relación con la problemática en estudio. De esta manera, la estructuración de una clasificación climática, consiste en el agrupamiento sistemático de objetos o eventos en clases sobre la base de las propiedades o relaciones que tienen en común, de manera tal que, las variables que sirven para fundamentar una clasificación pueden ser múltiples, definiéndose con ellas espacios taxonómicos multidimensionales, como suelen ser los espacios involucrados o resultantes de una clasificación climática (Peña y Schneider, 1982). Por tales motivos y, a objeto de no entrar en cada una de las clasificaciones existentes, se desprenderá de ellas los índices específicos en relación con la delimitación de los espacios áridos y semiáridos.

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En este intento por determinar la aridez, ha habido una serie de investigadores que han buscado fórmulas empíricas de clasificación, las cuales deben expresar la magnitud estacional y temporal de los elementos del clima. Es bajo esta perspectiva como han sido realizados los índices climáticos (Péguy, 1970; Nir, 1974; Bailey, 1979; Pagney, 1982; Hufty, 1984; Frankenberg, 1986; Henning, 1989): Se tienen los intentos de E. de Martonne con dos fórmulas de aridez para traducir los sistemas de circulación en la superficie del globo terrestre; la primera fórmula I= P/(T+10) integra las precipitaciones y la temperatura media anuales, la segunda I'= (I+i)/2 no es más que un mejoramiento de la precedente, si del resultado de sus aplicaciones a determinados lugares se obtiene I' inferior a 5 (e incluso a 10) se encuentra dentro del arreísmo; Thornthwaite, por su parte, plantea el análisis en función de la evapotranspiración potencial en cada lugar, cuyo parámetro principal es la temperatura (combinada, a parte de la duración del día, con unos coeficientes variables según el lugar considerado); la tentativa de Dubief para determinar aridez en el Sahara, ha planteado que D= Pu/Ej , donde Pu representa las precipitaciones útiles (es decir, los escasos caudales de la infiltración y de la arroyada) y Ej corresponde a la evaporación diaria, por lo tanto, su aplicación equivale a calcular la cantidad de días necesarios para la evaporación de la parte útil de las precipitaciones. Por su parte, P. Birot, con la intención de poner en evidencia la aridez mensual en latitudes subtropicales no desérticas, y tratando de determinar así el carácter mediterráneo de las estaciones, ha ideado la fórmula I= (P x j)/T para objetivos netamente biogeográficos, donde P representa las precipitaciones del mes, j la cantidad de días de lluvia de este mes, y T su temperatura media, de forma tal que todo mes cuyo índice es inferior a 10 es declarado árido (toda estación es considerada como mediterránea si, en latitudes subtropicales, posee al menos un mes árido), por otra parte y dado que su función no es uniforme, se pueden señalar las siguientes relaciones encontradas por este autor: para una temperatura de 6 grados C, el umbral de precipitación es de 27 mm, para 7 grados de 29 mm, para 8 grados de 33 mm, para 9 grados de 36 mm, para 10 grados de 39 mm, para 15 grados de 57 mm, para 20 grados de 77 mm, para 25 grados de 105 mm, para 30 grados de 145 mm y, para 35 grados de 210 mm, relaciones en las que las precipitaciones de un mes se comparan con el promedio de la temperatura de ese mismo mes y la del mes siguiente; posteriormente Birot ha simplificado su criterio de determinación de los meses secos clasificando como tales a aquellos en que las precipitaciones son menores a 4 veces la temperatura (Péguy, 1970; Peña y Schneider, 1982; Pagney, 1982). Siguiendo con las mismas intenciones, Gaussen plantea la relación entre precipitaciones y temperaturas mediante un sistema gráfico, el diagrama ombrotérmico (Péguy, 1970; Pagney, 1982; Hufty, 1984), colocándose en abscisa los doce meses del año y en ordenada, las lluvias evaluadas en milímetros y las temperaturas en grados centígrados, donde la escala de las temperaturas debe ser doble a la de las precipitaciones (10 grados Celsius frente a 20 mm). A partir de ello, se estima que los meses cuya curva ómbrica queda situada por encima de la curva térmica son meses húmedos, mientras los meses secos se distinguen por el paso de la curva térmica a nivel o por encima de la curva ómbrica, de esta forma resulta posible ver cómo, en el transcurso del año, se organizan los períodos secos y húmedos para una estación. Asimismo, se pueden combinar gráficamente temperaturas y precipitaciones mediante el establecimiento de los climogramas pluviométricos, en los cuales cada mes del año se expresa en un punto definido por su temperatura (escala en abscisa) y sus precipitaciones (escala en ordenada). De esta forma, este índice representa el número de días biológicamente secos para las plantas, considerándose un día seco cuando no llueve, pero es necesario interpretar esta afirmación (Hufty, 1984): los días con rocío, con niebla o con una humedad relativa del 100% son contados como medios días secos; además, si la humedad relativa está comprendida entre el 100% y el 40% se pasa progresivamente de un medio día a un día seco, conformándose la siguiente clasificación: Desértico, más de 300 días secos; Subdesértico, de 200 a 300 días secos; Tropical, con una o dos estaciones secas (en este caso de suman las dos) de 100 a 200 días secos; Subecuatorial o tropical atenuado, con menos de 100 días secos y; Ecuatorial, sin días secos. Según Péguy (1970), la consideración esencial en la evaluación de la aridez corresponde a la frecuencia de los casos de precipitaciones que sobrepasan un cierto umbral dentro de un lapso de 24 horas. Regiones hiperáridas son aquéllas en donde las precipitaciones superiores a 5 mm en 24 horas se producen en promedio, al menos dos veces al año, con una precipitación total media anual inferior a 100 mm. En las regiones áridas, las precipitaciones superiores a 5 mm en 24 horas, ocurren en promedio de tres a diez veces al año, con un total de precipitación media anual entre 100 y 250 mm. Las regiones semiáridas se

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caracterizan por la gran variabilidad interanual de las precipitaciones, pudiendo ser suficientes en algunos años, con valores medios totales anuales entre los 250 y 400 mm (Peña y Schneider, 1982). La selección realizada por Schneider (1969), incluye variados índices de aridez con dos características comunes: expresan relaciones entre los aportes de humedad (precipitación y/o humedad relativa) y aportes de energía (temperatura), coincidiendo en su simple formulación y fácil aplicación. De esta forma, este autor incluye los índices de Martonne (ya señalado); Emberger (1930): 10P/(M+m)/2(M-m) donde P corresponde a la precipitación media mensual, M a la temperatura máxima media del mes más cálido y, m a la temperatura mínima media del mes más frío; Emberger (1952): 100(P+Hr)/(M+m)(M-m) con la temperatura expresada en grados kelvin y siendo Hr la humedad relativa y el resto de los parámetros, los mismos señalados para la ecuación de 1930; Gaussen-Bagnouls (1953): considera el límite cuando se presenta el mes más seco con p inferior a 2t, siendo p la precipitación media mensual y, t la temperatura media mensual; Giacobbe (1948): 10P/M(M-m)/2 , cuyos parámetros ya están definidos con anterioridad; Köpppen (1931): señala el límite entre los ambientes áridos y húmedos, mediante el cálculo de P=20T para precipitaciones en invierno, siendo T la temperatura media anual; Thornthwaite (1948): plantea su índice global mediante (Ih-0,6Ia)/PE, donde Ih es el índice de humedad, Ia el índice de aridez y, PE la evaporación potencial. Para todos los casos las precipitaciones están expresadas en milímetros y las temperaturas en grados Celsius, salvo indicación contraria. En relación con la fórmula de Gaussen- Bagnouls de 1953, ésta se complementa con un índice xerotérmico (x) que caracteriza la intensidad de la sequedad del período seco, a partir de los registros de humedad relativa del aire y de precipitaciones ocultas como la niebla y el rocío. De la aplicación de todos estos índices en el Norte Chico (Schneider, 1969) se concluye que el índice de Emberger de 1930 sería el que permite distinguir mejor los matices de la aridez regional (Peña y Schneider, 1982). Al tomar como ejemplo de aplicación alguno de estos intentos de clasificación, se estima que el índice planteado por Thornthwaite (1948), citado parcialmente en el párrafo anterior, muestra una distribución global de la humedad (Im), siendo Im= (100S-60D)/ETP, donde S corresponde a la suma de las diferencias mensuales entre las precipitaciones y la evapotranspiración potencial (ETP) para los meses en que la norma de precipitaciones supera a la norma de ETP (exceso de humedad), mientras D corresponde a la suma de las diferencias mensuales entre las precipitaciones y la ETP para los meses en que la norma de precipitaciones es menor que la ETP (déficit de humedad). En esta fórmula, ETP representa la suma de las magnitudes mensuales de la ETP durante los meses indicados. Para seguir en forma precisa el método, puede consultarse a Hufty (1984) o, directamente al autor (Thornthwaite y Mather, 1955 y 1957). Tomando como escala una gama de valores de Im variable de 20 en 20, se pueden distinguir nueve tipos de climas designados por una letra mayúscula que es el símbolo inicial de la nomenclatura taxonómica de Thornthwaite (Peña y Schneider, 1982; Hufty, 1984):

Símbolo Tipo Im A Perhúmedo Superior a 100

B4 Húmedo 80 a 100 B3 Húmedo 60 a 80 B2 Húmedo 40 a 60 B1 Húmedo 20 a 40 C2 Subhúmedo a húmedo 0 a 20 C1 Seco a subhúmedo -20 a 0 D Semiárido -40 a -20 E Arido -60 a -40

Emberger (1955) también propuso un "coeficiente de humedad" (Q) que combina la precipitación media anual (P), temperatura máxima media del mes más cálido (M) y temperatura mínima media del mes más frío (m), según: Q= (2P/(M+m)(M-m))1000, ecuación relativamente parecida a la propuesta en 1952 por el mismo autor, pero su nivel de rigurosidad ha sido ampliamente cuestionado. En la Unión Soviética, dos índices han sido ampliamente usados para la delimitación de las regiones áridas, el primero responde a la denominación de índice hidrotérmico y fue elaborado por Selyaninov en 1930, calculándose mediante la

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división entre el monto total de las precipitaciones para el período que haya presentado una temperatura diaria promedio superior a los 10 grados Celsius y las temperaturas acumuladas para el mismo período por 0,10 (estos últimos elementos de la fórmula permitirían la evaluación de la magnitud de la evaporación), de esta forma, la isolínea de CHT (coeficiente hidrotérmico) igual a 0,5 coincide con el límite de los desiertos, 1,0 marca el límite entre estepa y estepa arbolada, 0,7 señala el límite entre la estepa seca y la estepa típica, por lo que los cultivos extensivos sin irrigación son muy difíciles de desarrollar en la regiones que presenten un CHT inferior a 0,7. La segunda ecuación, corresponde al índice de sequedad de Budyko (1956) que se calcula mediante R/(Lr), donde R corresponde al balance de radiación, L al calor latente de evaporación y r al monto de las precipitaciones, pero el problema de este segundo índice radica en la existencia de información de base, la que se obtiene normalmente mediante datos secundarios de estimaciones apoyadas en otros parámetros climáticos más abundantes. Sin embargo, "...dentro de los supuestos teóricos en que reposa nuestra aproximación al fenómeno de la aridez, el índice de Budyko satisface, aunque sea parcialmente, la necesidad de manejar en la investigación climatológica las variables radiacionales y energéticas (Peña y Schneider, 1982). La forma en que se producen las precipitaciones es tan o más importante como si realmente lloviese. Su ritmo anual en el desierto no es específico. La aridez es una degradación y, por consiguiente, tienen el régimen del clima subhúmedo vecino (el norte del Sahara registra precipitaciones de invierno -régimen mediaterráneo-, el sur presenta aguaceros de verano -régimen tropical-; y el Kazajastán, precipitaciones de primavera -régimen templado continental-). Incluso, se deben considerar los años extraordinarios, dado que el ritmo interanual es extremadamente irregular (p.e., Tamanrasset, en el Hoggar, en promedio recibe 59 mm al año, pero un año alcanzó los 159 mm y otro sólo 7 mm.; Arica, en el norte de Chile, recibió 10 mm un año y absolutamente nada durante los dieciocho años siguientes, entregando un promedio muy engañoso: 0,52 mm). Por tanto, la irregularidad interanual es tan característica de los desiertos como el grado de aridez (UNESCO, 1982; Demangeot, 1981, 1989). La hidrología desértica refleja exactamente estos extremos climáticos y, un ued (río desértico) sólo puede presentar dos aspectos. En período seco, es decir, en tiempo normal, el talweg está marcado por una banda arenosa o pedregosa, seco y jalonado por algunas charcas, bordeado de arbustos. Un agujero practicado en la arena, con frecuencia hace aparecer las señales de una capa de inferoflux (flujo subterráneo sub-superficial). Si se produce un aguacero, el conjunto queda recubierto por una película de agua, perfectamente visible (no existe vegetación que pueda cubrirla). La arroyada es en manto, luego alcanza el talweg y crea en algunos minutos una onda de crecida turbulenta y espumosa que desciende aguas abajo, por un breve recorrido que se detiene luego de algunos kilómetros, bien en un punto cualquiera del talweg, bien en una depresión cerrada, afectada simultáneamente por la evaporación y la infiltración. A los pocos días, el aguacero ya no es visible, tan sólo la vegetación aparece menos marchita y el inferoflux ha sido recargado para varios meses. En estas condiciones, es extraño que la escorrentía pueda llegar al mar, permanece en el interior de los continentes (endorreísmo). 1.2. Las Formas del Terreno: Geomorfología. Las formas de la topografía desértica son extremadamente variadas y admirablemente visibles. Esta variedad proviene de las herencias paleoclimátcas (Hills et al., 1964; Tricart y Cailleux, 1965; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Bloom, 1978; Campbel et al., 1987; Coque, 1987; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991), donde las pedillanuras más antiguas e inselbergs aún son perfectamente reconocibles. De los tiempos pluviales cuaternarios datan una abundancia de formas modeladas por el agua (redes hidrográficas con meandros perfectos, terrazas, conos de deyección, glacis sobre rocas blandas e incluso dolinas kársticas). A los períodos áridos se remontan las depresiones hidroeólicas, ciertas gargantas y macizos dunarios. En la montaña, las coladas de bloques y los circos glaciales, colgados en altura, evocan los períodos fríos ya desaparecidos. Todas estas formas son de una gran frescura (Paskoff, 1993). Tal situación permite cuestionarse si acaso sería ineficaz la erosión desértica actual. No obstante, en los desiertos la meteorización es intensa, ya que la acción de los agentes atmosféricos no se encuentra atenuada por tipo de suelo alguno, ni tapiz vegetal (FAO, 1988). El rocío moja directamente la roca, la penetra y la humedad sube a la superficie durante el día, generando la formación del "barniz" protector del desierto, a la vez que la alteración del material en profundidad. Además, por la falta de vegetación, la termoclastía, crioclastía y haloclastía acentúan la pérdida de cohesión de los granos.

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Entonces, las rocas se redondean a partir de los ángulos, se excavan alvéolos o toman forma de hongo (Figura 4). La karstificación es nula. Según el predominio de tal o cual factor, las laderas, desgastadas en sus bases, se hacen convexas (p.e., Australia), desgastadas en derrubios se transforman en planos inclinados regulares (p.e., Perú). En resumen, los desiertos producen todo el año y en abundancia, derrubios pequeños o grandes dispuestos a ser transportados (Abrahams, 1987; Parsons et al., 1992): falta saber si existe un agente natural capaz de arrastrarlos. Para la arena y los limos se piensa rápidamente en las acciones eólicas (FAO, 1988). Frecuente, pero menos violento que en el mar, el viento ejerce en un primer período una deflación. Este barrido diferencial origina los campos de cantos (pavimento desértico), regs del Sahara o gobis asiáticos, desgasta las bajas mesetas rocosas (hamadas) y acaba de limpiar las depresiones hidroeólicas o bolsones (hasta 100 kilómetros de diámetros), heredadas del pasado. La segunda acción es la corrasión (FAO, 1988), de la que derivan los yardangs, especie de lomas rocosas bajas en forma de carena (Borkou, en el Sahara) y los kalout o corredores que los separan (Irán). Luego, el depósito. Se sabe que las cuencas desérticas presentan dunas de arena, que estas dunas tienen forma, bien de medialuna (barjánicas) o bien de pirámide (ghourd), que se reúnen en cadena (silk) y que estas cadenas forman macizos (ergs). Toda esta arena circula dentro de los desiertos, sólo escapan los vientos de polvo (partículas menores). Al respecto, existen varios trabajos experimentales que han permitido establecer la dinámica eólica (dirección del viento eficaz) mediante la caracterización de las ondulaciones dunarias (ripple dust), morfología que es afectada por la dirección del viento y que establece resultantes específicas en la superficie (Goossens, 1991). El trabajo del agua es mínimo. En los interfluvios denudados, la escorrentía areal tiene como único efecto limpiar los pedimentos (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991) y glacis, pero no los genera. La arroyada concentrada, guiada por los sistemas de redes heredadas, es cualitativamente mediocre, ya que los caudales poseen una extremada turbidez y carecen de competencia erosiva. Está limitada en el espacio, a los sectores de uadi y raramente alcanza el mar. Es raro en el tiempo, producto de su asociación con el ritmo de los grandes aguaceros. Por consiguiente, salvo en la montaña (Rhoads, 1989), es poco eficaz y la degradación específica del desierto es una de las más débiles del mundo (Demangeot, 1981 y 1989).

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Figura 4. Acciones morfodinámicas eólicas. Donde: Las flechas indican el sentido del viento. 1: reg de deflación eólica (cantos de 5 a 50 cm). 2: Un "yardang" de corrasión (altura de 1 a 10 mts). 3: roca hongo (altura 1 a 20 mts) en un principio meteorizada, luego sometida a deflación y corrasión. 4: duna móvil tipo barjan (altura 2 a 50 mts). 5: duna piramidal denominada ghourd (altura 10 a 100 mts). (Según Demangeot, 1989, página 102). De lo expuesto, es fácil encontrar las explicaciones morfogenéticas mediante la utilización de los principios de la geomorfología climática (Tricart y Cailleux, 1965; Coque, 1987). A través de ella, la caracterización de las unidades morfogenéticas de estos ambientes se concentra en los dominios áridos. Los dominios áridos corresponden a las regiones caracterizadas por un balance hídrico deficitario (balance entre precipitación y evapotranspiración). En el plano biológico se expresa claramente por la xerofilia (xeros, seco) de las plantas y la aparición de formaciones vegetales abiertas (estepas), tanto menos densas cuanto más se alarga el período deficitario. En los casos extremos, esta degradación lleva a la desaparición de toda vegetación persistente, quedando así caracterizado el desierto integral (UNESCO, 1982). Los sistemas morfogenéticos de los medios áridos se caracterizan por un amplio predominio de las acciones mecánicas sobre las acciones físico-químicas y bioquímicas. Este predominio se explica, a la vez, por la brutalidad de las manifestaciones climáticas y la insuficiencia de la protección proporcionada por la vegetación frente a sus agresiones. 1.2.1. Las Acciones Meteóricas. Muestran el predominio de las acciones mecánicas en la meteorización, manifestada por la abundancia de fragmentos rocosos que cubren tanto las laderas como las amplias llanuras esteparias (regs saharianos). Las fragmentaciones se diferencian según la naturaleza de las rocas y el agente responsable de su ataque. Así, las fuertes amplitudes térmicas hacen posible una cierta actividad por termoclastía (a la que

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se atribuyen fenómenos de exfoliación y gelifracción). Además, los cambios bruscos del estado hídrico de ciertas rocas deleznables provocan hidroclastías (las arcillas hidrófilas se descaman en finas láminas o se dislocan en polígonos, asociados a la presencia de micas y feldespatos, provocando una desagregación granular en arena, tal como las areniscas poco cementadas), haloclastía (ante la abundancia de sales solubles en los medios áridos litorales y en los bordes de las grandes depresiones cerradas o bolsones- salares, otro ejemplo típico de este proceso es la configuración de tafonis en las rocas cristalinas). A esta variada gama de acciones por fragmentación se agrega la disolución, a pesar de la reducida importancia del volumen de precipitaciones, destacando formas asociadas a revestimientos peliculares silíceos o ferromanganésicos (llamados barniz o pátina), y sobre todo de las amplias extensiones recubiertas por costras o encostramientos calizos o yesosos, llegando a desarrollar, en caso extremo y ante la presencia de mantos de agua permanentes muy salados, suelos halomorfos arcillo-limosos (solontchaks o solonetz). 1.2.2. Las Acciones Morfogenéticas. Se ejercen sobre los productos de la conversión de las rocas coherentes en deleznables y sobre los elementos de las propias rocas deleznables. Las aguas corrientes ocupan el primer lugar entre los agentes de esas acciones, representadas mediante múltiples vestigios de esta actividad (laderas transformadas en badlands o jalonadas en múltiples regueras, piedemontes recorridos por canales sinuosos o cortados por amplios lechos de uadi con orillas abruptas cubiertas de derrumbes asociados a las últimas crecidas), ya que el arreísmo no es más que una noción límite, que se aplica a los sectores más desfavorecidos donde las huellas de la arroyada no pasan de unos metros incluso al pie de los relieves. Estudios sobre procesos de erosión fluvial en estos ambientes, han sido desarrollados por Coronato y Del Valle (1993) para las zonas áridas patagónicas argentinas, como parte de los procesos de transporte y sedimentación en bolsones o playas en cuencas cerradas. Las arroyadas se ven favorecidas en estos medios, alcanzando valores relativamente elevados (Abrahams, 1987; Parsons et al., 1992). La intensidad de las lluvias, el escaso espesor de las formaciones superficiales y la denudación de los paisajes, limitan los caudales captados por la infiltración y la evapotranspiración. Pero la arroyada se beneficia también de la rápida concentración de importantes volúmenes de agua sobre relieves desprotegidos con fuertes pendientes, definiendo a la vez la potencia de las crecidas, sus modalidades y la organización de su circulación. En las laderas (Abrahams, 1987; Parsons et al., 1992) domina la arroyada difusa (en hilos anastomosados o en manto, según la duración e intensidad de la precipitación) ya que la concentración se encuentra obstaculizada por la multiplicidad de obstáculos interpuestos por la grava y la vegetación esteparia. Incluso en los sectores de rocas arcillosas desnudas (donde se concreta en apretados barrancos creadores de los característicos badlands), los abruptos flancos aparecen recorridos por los regueros. La primacía morfogenética de la arroyada procede también de su decisiva intervención en la iniciación de los desplazamientos por gravedad (grandes derrumbes), actuando también sobre los derrubios que transitan sobre los taludes (provocan su descenso discontinuo, tras una caída libre consecutiva a su desprendimiento por fragmentación). Las reptaciones (térmica y biológica) pueden contribuir a la mantención de estos desplazamientos, reuniendo en la base el típico material grosero en delgados derrubios de gravedad desprovistos de matriz fina, en forma de conos (de deyección en las desembocaduras de los barrancos) o de taludes (en los interfluvios). La solifluxión, frente a los procesos anteriores, resulta episódica y localizada, afectando sobre todo a las laderas con fuerte pendiente excavadas en arcillas durante lluvias excepcionales. A mayor escala, el mismo predominio morfogenético de las aguas corrientes se vuelve a encontrar en los piedemontes (Abrahams, 1987; Parsons et al., 1992), así como la yuxtaposición de los diversos tipos de escorrentías difusas y concentradas, mostrando una organización hidrográfica definida y estructurada por los relieves en que se apoya. De las gargantas aparecen uadi de lechos más o menos anchos y excavados, mientras que las redes de canales de arroyada difusa se muestran en los interfluvios. Exceptuando los márgenes desérticos litorales (drenan hacia el mar), todos estos sistemas de drenaje convergen hacia depresiones cerradas (bolsones). La casi exclusividad del endorreísmo es uno de los

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rasgos específicos de las regiones áridas. La fragmentación de la hidrografía se acentúa debido a la intensidad de la aridez, llegando incluso a la fragmentación de los propios uadi. En cualquier caso, todos los organismos hidrográficos de estas regiones poseen una actividad espasmódica. Sólo los ríos alógenos constituyen una excepción, debido a la abundante alimentación asegurada en sus cursos superiores por lluvias tropicales (Nilo) o aguas de fusión de glaciares o nivales. El papel morfogenético de las arroyadas y de las restantes formas de escorrentía, consiste en actividades de transporte, erosión y depositación (Abrahams, 1987; Rhoads, 1989; Parsons et al., 1992). Pero la originalidad de las modalidades de esos fenómenos en este medio árido, les confiere rasgos particulares. Si las arroyadas concentradas y difusas de las laderas se limitan a desplazar gravas o arenas finas y limos, las grandes crecidas de los piedemontes tienen una capacidad y una competencia que les permite acarrear grandes masas de aluviones desordenados, entre los que se encuentran enormes bloques, gracias a la turbulencia y a la turbidez elevada de las aguas. La tendencia a la socavación lateral y areolar de todas las aguas corrientes es también notable, reflejando relaciones particulares entre los caudales líquidos y sólidos, y sin duda el efecto paralizante de los recubrimientos superficiales pedregosos sobre la erosión. Incluso en el caso de circulaciones concentradas como los uadi, la incisión lineal aparece complementada por la socavación lateral, responsable de la anchura de sus lechos. Estas condiciones también explican la disposición, en mantos aluviales, que adquieren las cargas transportadas en los sectores de acumulación, especialmente en las llanuras de depositación localizadas aguas abajo de los piedemontes. La acción del viento, comparada con estas manifestaciones de las aguas corrientes, parece más modesta. Aún cuando en estos ambientes encuentra reunidas las condiciones más propicias para su desarrollo. Aunque frecuentes, los vientos no siempre son eficaces, ya que la circulación de los alisios cuenta morfodinámicamente menos que las turbulencias ligadas a la intensidad del calentamiento diurno y, sobre todo, al paso de perturbaciones poligenéticas capaces de desencadenar importantes tormentas de arena y polvo. A estas condiciones dinámicas se añaden la denudación del paisaje y la frecuente existencia de un abundante material eolizable (FAO, 1988). Agente de transporte de las arenas y polvos, el viento ejerce también una acción de deflación sobre ese material y de corrasión sobre las rocas compactas, las que son pulidas, estriadas y facetadas. Pero su actividad de acumulación ha llevado a menudo a subestimar, por el carácter espectacular de las construcciones que levanta localmente, su actividad de ablación en el modelado del desierto (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Coque, 1987; FAO, 1988; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991; Mainguet y Chemin, 1992; Thomas, 1992). Ahora se puede intentar valorar la eficacia de los sistemas morfogenéticos constituidos por combinaciones de estos diversos mecanismos (Abrahams, 1987). Es muy limitada respecto a las rocas coherentes, ya que la falta de agua paraliza los procesos más activos de la meteorización. Por el contrario, su agresividad sobre las rocas deleznables no ofrece dudas, debido a la fortísima intensidad de las intervenciones de los agentes climáticos, así como a la insignificancia de la protección vegetal. Sin embargo, el carácter muy discontinuo de esos ataques limita sus efectos. En suma, la erosión en medio árido trabaja lentamente. Pero, a pesar de ello, genera modelados originales. 1.2.3. Los Modelados del Relieve. Los modelados se distribuyen en cuatro grandes géneros, según la naturaleza de las combinaciones de procesos que los producen (en formas estructurales, piedemontes y llanuras, depresiones cerradas y, eólicos): Modelados de las formas estructurales. El relieve de los ambientes áridos se caracteriza por la notable nitidez de las formas estructurales, debido a una meteorización poco eficaz de las rocas coherentes, mientras para las rocas deleznables los fenómenos erosivos son sólo episódicos (aunque violentos) en laderas afectadas por arroyada difusa y deflación eólica. De esta forma, la trama estructural queda nítidamente evidenciada en las estructuras sedimentarias con alternancia de rocas erosionables (p.e., Sahara septentrional, desiertos iraníes). Así, en las mesetas calizas o con areniscas, se constituyen "hamadas" cubiertas por la grava angulosa de los "regs de disociación" (o autóctonos) debidos a la fragmentación de la roca subyacente, cuyos gruesos clastos no son movilizados sobre superficies horizontales. En estructuras monoclinales, estas mesetas, ligeramente inclinadas, terminan en frentes de

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cuesta con taludes excavados en margas o arcillas. En ambos casos, a menudo se levantan delante de las mesetas cerros testigos casi tabulares ("gara" o "gour" en plural). El mismo vigor caracteriza las formas jurásicas modeladas en las estructuras plegadas. Alineaciones de crestas o barras rocosas, a menudo fragmentadas por boquetes cataclinales regularmente espaciados, enmarcan combas, vals o monts derivados con bóvedas muy nítidas (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Coque, 1987; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991). En las estructuras cristalinas de los escudos desérticos, aparecen las formas más extrañas de las llanuras estepáricas (p.e., Mauritania, Sahara central, desiertos australianos, Kalahari). Corresponden a intrusiones de batolitos o filones y extrusiones de rocas endógenas. Cuando apenas se manifiestan, las primeras constituyen "dorsos de ballena", cuyas lisas convexidades abultan localmente las llanuras arenosas. Cuando aparecen claramente exudadas, unas y otras forman "inselbergs" aislados o agrupados, cuyos modelados son muy variados (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Campbell et al., 1987; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991): formas en cúpula o en domo, asociados a diaclasas curvas de núcleos graníticos con laderas de pendiente convexa y marcados por las cicatrices de una exfoliación en gruesas láminas, tipos ruiniformes presentan una acumulación de bloques y prismas, asociados a una fragmentación dirigida por una red de diaclasas ortogonales. En las zonas de metamorfismo regional, la erosión diferencial puede aislar macizos residuales alargados de varios kilómetros de extensión y varios cientos de metros de altura (p.e., In Tounine, Hoggar); modelados por la erosión árida, constituyen "inselgebirge" o macizos montañosos, subdivididos en unidades por una red de valles jerarquizados, que yuxtaponen generalmente varios tipos de modelados según la diversidad de las condiciones litológicas existentes. Modelados de los piedemontes y de las llanuras. Asociados a todas estas formas estructurales, dominan piedemontes y llanuras de modelado original, que se extienden desde sus bases, formando superficies planas regularmente inclinadas que definen una topografía característica de glacis (Abrahams, 1987; Parsons et al., 1992). Sus perfiles longitudinales, perpendiculares a la orientación de los relieves sobre los que se apoyan, presentan una apreciable concavidad en la parte superior, la que se atenúa rápidamente al descender, tendiendo a hacerse rectilíneos. Simultáneamente, la pendiente que puede alcanzar una decena de grados al comienzo, se reduce al mínimo. También es notable la uniformidad de los perfiles transversales a lo largo de los relieves. En realidad, su perfección depende de la estructura organizacional de la red hidrográfica (en el caso de un drenaje difuso, aparece un perfil rectilíneo, el que es ondulado cuando el glacis procede de la coalescencia de conos aplanados conectados con gargantas que concentran la escorrentía, diferenciación topográfica que se atenúa y acaba por desaparecer al alejarse de los relieves). Aunque morfológicamente comparables, estos planos inclinados corresponden a tipos de modelados diferentes, según sus relaciones con las estructuras geológicas (Campbell et al., 1987). Algunos tienen el carácter de formas de ablación, se denominan "pedimentos" los que truncan las plataformas cristalinas al pie de los inselbergs (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991) o de los inselgebirge, pero también se utiliza el término para las formas similares desarrolladas en rocas sedimentarias coherentes (areniscas, calizas). Cuando estas formas se aproximan entre sí, la yuxtaposición de los pedimentos crea "pedillanuras rocosas" (estrictamente localizadas y generalmente conformadas por inmensas llanuras de ablación o degradación de origen impreciso, jalonadas por escasos inselbergs, como en Mauritania). El término "glacis de ablación" se aplica exclusivamente a las formas del mismo género que cortan rocas sedimentarias deleznables (arcillas, margas, arenas) al pie de relieves estructurales definidos por afloramientos de rocas coherentes. En las estructuras monoclinales y plegadas, estos glacis se denominan de dorso o conformes, si su pendiente está orientada en el sentido del buzamiento de los estratos y, de frente o contrarios, en el caso inverso. Los glacis conformes, al igual que los pedimentos cristalinos, se caracterizan por una clara ruptura de pendiente de origen esencialmente estructural, llamada "knick" (del alemán rodilla), en su contacto con los relieves de cabecera (ver Figura 5).

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Figura 5. Terminología de los Relieves con Pedimentos. (según Demangeot, 1981, página 166).

La topografía de glacis también corresponde a formas de acumulación (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams, 1987; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991; Parsons et al., 1992). Entonces se registra la presencia de "glacis de recubrimiento", cuya potencia enmascara las irregularidades del sustrato rocoso. Según los casos, pueden ubicarse en la parte baja de las formas de ablación, o desarrollarse desde la propia base de los relieves altos, encontrándose entonces parcialmente cubiertos por conos de depositación coalescentes. Es preciso, por tanto, diferenciar los medios áridos en los que dominan las llanuras y los piedemontes rocosos (Sahara, Kalahari, estepas norteafricanas), de los caracterizados por el denominado "enterramiento desértico" (desiertos asiáticos, piedemontes andinos). Todos estos modelados (ablación o acumulación) proceden de las modalidades particulares de la actividad de las aguas corrientes, expresando la primacía de su acción lateral. Los glacis de ablación se desarrollan mediante socavación y ablación areolar de las rocas deleznables por parte de circulaciones difusas e inestables, que proceden de las cuencas cargadas de aluviones groseros provenientes de la fragmentación de los afloramientos de rocas coherentes. En el caso de los pedimentos, estas actividades de aplanamiento suponen la previa transformación en deleznable del material rocoso, motivo por el cual corresponden a un simple modelado superficial, consistente en una desagregación granular seguida del barrido de sus productos finos por las aguas corrientes. Pero la compleja combinación de mecanismos requerida, comprensible en el caso de rocas cristalinas o de areniscas, no resulta adecuada para las calizas, cuyo aplanamiento sigue siendo discutible. De todas maneras, la formación de pedimentos implica procesos suficientemente diferentes de los que generan glacis de ablación, como para justificar el mantenimiento de dos términos que designan sus respectivas resultantes morfológicas (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991). La génesis de los glacis de acumulación plantea menos problemas (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Tricart y Cailleux, 1965; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams, 1987; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991; Parsons et al., 1992). En efecto, es explicable la aparición de un desequilibrio sobre los piedemontes, entre los caudales líquidos y sólidos de aguas corrientes, paulatinamente empobrecidas por evaporación e infiltración. Cuando su extensión es suficiente, se efectúa el paso de una forma de ablación a una de acumulación, edificada por sucesivos mantos de aluviones. La depositación se realiza en la propia base de las montañas, que vierten sobre sus piedemontes aguas cargadas de derrubios groseros abundantemente proporcionados por los pisos periglaciares con gelifracción muy activa. El viento precisa la fisonomía de todas las formas construidas por las aguas corrientes en los intervalos entre las crecidas. Concentra en superficie los elementos gruesos de las edificaciones aluviales, así como los de los finos recubrimientos de aluviones que cubren los glacis de ablación y los pedimentos, mediante el arrastre selectivo de las matrices finas. Estos últimos retoques generan "regs de aluviones" (o

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alóctonos), con elementos rodados y de naturaleza variada, que confieren al paisaje de los piedemontes y de las llanuras desérticas su característico aspecto pedregoso. Cuando esta deflación actúa durante mucho tiempo, los cantos, yuxtapuestos, constituyen un "empedrado" o pavimento protector ("reg- mosaico"), prueba de la extremada escasez de grandes crecidas (Goudie y Wilkinson, 1977). Modelados de las depresiones cerradas. Generalmente, las llanuras y piedemontes convergen hacia depresiones cerradas o grandes uadi colectores que conducen a ellas. Fenómeno que a nivel estructural (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991), afecta tanto a las plataformas cristalinas o sedimentarias (Sahara argelino y egipcio, desiertos australianos y americanos, Asia central), como a las cadenas de plegamiento (desiertos iraníes y andinos, estepas norteafricanas). En estas últimas, las depresiones se sitúan indistintamente en estructuras sinclinales (Chott Chergui, Zahrez Rahrbi y Chergui de las altas llanuras de Argelia, Chotts Djerid y Melrhir del Bajo Sahara) o anticlinales (Chotts Rharsa y Fedjadj del Bajo Sahara). Aunque, localmente, las subsidencias activas pueden facilitar su existencia (sebjas litorales del Sahel tunecino), sin embargo, no constituyen una condición indispensable del endorreísmo. Porque éste está fundamentalmente ligado al carácter deficitario del balance hídrico. Al respecto, pueden consultarse los estudios de erosión existentes en el Sahel nigeriano, elaborados por Morel y Safiri (1987). En primer lugar, las depresiones cerradas se diferencian por su extensión, la que abarca desde unas decenas de kilómetros cuadrados hasta varios miles (Djerid 5000 km2), y por su altitud, que puede situarlas por debajo del nivel del mar (Rharsa -23 metros, Melrhir -26 metros, Mar Muerto -393 metros, Fayum en Egipto -45 metros), incluso junto a las costas o en sus proximidades (Qarttara en Egipto -134 metros, Sechura en Perú -24 metros, Sebja de Tah en el suroeste de Marruecos -55 metros). Pero esta diferenciación se debe principalmente a la variabilidad de las formas del modelado de detalle, de las formaciones superficiales, de los regímenes hidrológicos y de la dinámica actual (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991 y 1992). En cierta medida, se traduce en la multiplicidad de los términos empleados para designarlas (sebja, garaa y ennfida en países árabes, kewir en Irán, takyr en Asia central, playa en América del Norte y Australia, salar y salina en América del Sur). Al margen de todas las posibles variantes, existe una oposición fundamental entre dos grandes géneros de depresiones cerradas: según su grado de salinización, el que expresa tipos de regímenes hidrológicos radicalmente diferentes, con las consiguientes consecuencias morfogenéticas. Se puede adoptar el término de "garaa" para designar un tipo de depresión cerrada poco salada, común en las regiones estepáricas. Su notable planitud las enlaza insensiblemente con las llanuras de recubrimiento próximas, de forma que sólo los cambios de vegetación definen sus límites. En muchos casos se llega a una total denudación, debida menos a la presencia de sales, que a la compacidad de suelos arcillosos. En este caso, el régimen hidrológico depende de la frecuencia y amplitud de las crecidas y escorrentías procedentes de los relieves periféricos (Rhoads, 1989). A las inundaciones estaciónales o episódicas que originan, suceden períodos de desecamiento provocados por la infiltración y, sobre todo, la evaporación, al tiempo que se realiza la sedimentación de arena fina, limo y arcilla. La desecación posterior produce grietas de retracción, organizadas en redes poligonales con mallas de dimensiones variables. Estas losas compactas no sufren los efectos de la deflación. Por eso, los aportes de las sucesivas crecidas se suman, y los garaas (formas de acumulación) presentan la perfecta uniformidad de todas las construcciones aluviales. A medida que se van levantando, se solapan y favorecen la edificación de glacis de acumulación en los piedemontes (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991). Un completo análisis de frecuencias regionales de inundación en ambientes áridos y semiáridos del noroeste de África, Irán, Jordania, Arabia Saudita, Botswana y Sudáfrica, en comparación con los registros tomados de Australia, sudoeste de Estados Unidos y Rusia, ha sido realizado por Farquharson, Meigh y Sutcliff (1992), para el cual se plantean interacciones regionales de carácter estadístico-hidrológico sobre la base de una numerosa cantidad de estaciones de aforo, asociando los resultados con las condiciones de la intensidad de las precipitaciones e infiltración del suelo para tormentas comparables en estas regiones diferentes. El término "sebja" (tomado también del árabe) se aplica a depresiones muy saladas, completamente diferentes por sus recubrimientos superficiales, hidrología y dinámica (Hills et al., 1964; Sparks, 1972;

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Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991 y 1992). Notablemente planas, su rasgo específico estriba en la presencia de eflorescencias salinas (cloruros y sulfatos) en su superficie. Estos suelos halomorfos suprimen toda vegetación. Las distintas especies arbustivas de las estepas halófilas y psamófilas se concentran en sus márgenes (denominados "chott", denominación que no necesariamente corresponde con la utilizada en muchas localidades) menos salados y alimentados por aportaciones eólicas. Entre la variada gama de figuras salinas de las sebjas, destacan las costras de sal (ClNa), translúcidas, fragmentadas en losas poligonales con bordes levantados que organizan su superficie en crestas y surcos (kewirs iraníes). En otros lugares, las arcillas se abultan formando una película que cruje al pisarla, al estar endurecidas por el cemento salino y salpicadas por un polvo blanco de microcristales. A veces aparecen jalonadas en zigzag por fisuras gigantes de varios metros de profundidad (playas americanas). Pero existen también sectores impracticables, constituidos por un lodo delicuescente de sales y de fétidos barros negros saturados de salmuera incluso en pleno verano (FAO, 1988). En efecto, en todas las sebjas aparecen mantos de aguas muy saladas que impregnan la totalidad de sus rellenos detríticos. Su presencia se debe a la alimentación por potentes aparatos artesianos subyacentes. En estas condiciones, la hidrología superficial depende del balance hídrico del momento, entre estas llegadas continuas y las pérdidas por evaporación. Durante la estación fría, la preponderancia de las primeras desencadena un ascenso de la capa superior del manto, hasta su contacto con la superficie, asegurando una sumersión prácticamente total. Su regresión, debida a la inversión del balance durante la estación seca, en la que predomina la evaporación, provoca la desecación y el desarrollo de las eflorescencias salinas. Esta estricta dependencia del régimen térmico explica la regularidad del ritmo hidrológico, apenas perturbado por las aportaciones ocasionales de las lluvias y de las crecidas consecutivas. Auténticas "máquinas evaporadoras" (Coque, 1987), poco a poco, las sebjas concentran las sales disueltas en los mantos artesianos (Figura 6). Su salinización se mitiga por la captación de una parte de ese material por el viento. Pero la masiva intervención de las sales desempeña, de hecho, un papel decisivo en su morfogénesis (FAO, 1988).

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Figura 6. Mecanismos de la hidrología superficial de una sebja. Donde: (1) Fase estival, (2) Fase de transición, (3) Fase invernal.

(según Coque, 1987, página 233)

Por lo expuesto, son las sales las que posibilitan la acción del viento. En ciertos casos, la

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formación de las eflorescencias se acompaña de una floculación de las arcillas y limos en pequeños agregados microcristalinos que aprisionan sus partículas. A veces, el viento barre este horizonte de "pseudoarena", de varios centímetros de espesor, hasta la orilla opuesta, donde queda retenido por la estepa del chott. La defloculación, por disolución de las sales durante las lluvias, estabiliza las partículas detríticas. La suma de estos aportes, acaba por crear una orla de arcilla y limo a lo largo de la orilla de la sebja. El término "lunette" (del inglés que designa una construcción fortificada en forma de media luna) se refiere a estas dunas originales, en forma de media luna, que pueden alcanzar varias decenas de metros de altura (sebjas de la región de Kairuán, desiertos australianos). Por lo tanto y contrariamente a las garaas, las sebjas son formas de ablación hidroeólicas. A su alrededor, las terrazas testimonian su excavación. Sin embargo, no todas tienen lunettes. En ciertos medios áridos, parece que los productos insolubles de la deflación son llevados más lejos, mientras que las sales, decantadas en los bordes, tras su recristalización forman aureolas de costras yesosas, volviendo las más solubles (ClNa) a las sebjas por lavado (Chotts del Bajo Sahara). Finalmente, entre las garaas y las sebjas así definidas, existen numerosos tipos de transición, según las condiciones bioclimáticas, hidrogeológicas y topográficas del medio (Hills et al., 1964; Tricart y Cailleux, 1965; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Coque, 1987; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991 y 1992). Modelados eólicos. La participación del viento en el modelado del relieve de las regiones áridas, se manifiesta de diversos modos y, en primer lugar, en la corrasión ejercida por los vientos cargados de arena, creadora de típicos modelados de ablación. Los más clásicos son los "yardangs" (turco-mongol), cerros de perfil longitudinal disimétrico, de varios met ros de altura, afilados a sotavento y alineados paralelamente a la dirección del viento. Esculpidos generalmente en arcillas o limos (Asia central, Lut iraní), estas formas aerodinámicas se desarrollan también en rocas no deleznables de estructura granular, como las areniscas, en sectores de vientos violentos cuya dirección corresponde a la de las diaclasas mayores (Bembeche, Chad). En este roquerío también aparecen rocas en forma de hongo, cuando la abrasión resulta favorecida por la pérdida de coherencia debida a una meteorización particularmente activa de la parte inferior de los pitones rocosos. Finalmente, hay que incluir en la familia de las formas de corrasión, aunque en su elaboración la acción eólica se combina con la de las aguas corrientes y la solifluxión, los "kaluts" modelados en las arcillas y limos muy salinos de la cubeta del Lut (Irán). En este caso, se trata de bandas de colinas con una altura de unas decenas de metros, estrictamente paralelas entre sí y con longitudes de varios kilómetros, entre pasillos más o menos amplios barridos por el viento (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; FAO, 1988; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991; Mainguet y Chemin, 1992; Thomas, 1992). En las rocas muy compactas, el desgaste eólico se limita a un pulido capaz de tallar facetas en los elementos de los regs. Los de tres facetas (llamados "dreikanters") son particularmente frecuentes en los viejos regs con canto de cuarzo ("serirs" del desierto libio). Sin embargo, por la extensión de los espacios afectados, por la diversidad de sus tipos y por sus dimensiones a veces considerables, son las construcciones dunares las que expresan más frecuentemente la actuación del viento en la morfogénesis de las regiones áridas (Hills et al., 1964; Tricart y Cailleux, 1965; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Goossens, 1991; Thomas, 1991; Mainguet y Chemin, 1992; Thomas, 1992). Las pequeñas dunas edificadas aprovechando un obstáculo, roca o vegetación, constituyen un tipo muy extendido. Se llaman "nebjas" las fijadas por la vegetación, gracias a las matas de la estepa, los arbustos o los árboles (azufaifo, tamariz), que actúan como elementos de captación para la arena y el polvo. A estos cerros, a veces de varios metros de altura (Fezzán, Lut), frecuentemente se une una "flecha" dunar móvil, cuyas dimensiones son proporcionales a las del abrigo bajo el que se extiende, siguiendo la dirección de los vientos de arena dominantes. Todas estas construcciones elementales se reúnen en campos de densidad variable, según la tasa de cobertura de la vegetación y la abundancia de las aportaciones eólicas (FAO, 1988). Sobre el conjunto de las superficies de los regs o de las hamadas desérticas, la acumulación se realiza en forma de "barjanes" (turco- mongol). Estas dunas, más o menos móviles, presentan forma de media luna con convexidad a barlovento (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; FAO, 1988). Su perfil transversal, disimétrico, opone una vertiente de transporte con pendiente suave, ondulada por ripple-marks (Goossens, 1991), a un escarpe de caída, por medio de una aguda cresta dunar curvilínea. De tamaños muy variables, algunas pueden alcanzar varias decenas de metros de altura (Lut iraní, desierto

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chileno-peruano). A estos barjanes gigantes, aislados, se contraponen las más modestas, agrupadas en enjambres o reunidas en importantes conjuntos (Bajo Sahara). Así, estas asociaciones presentan tipos compuestos. Barjanes soldados por sus cuernos determinan "cordones transversales". Estiradas a lo largo de una de ellas, en el sentido de un viento secundario activo, se transforman en "cordones longitudinales". Se da el nombre sahariano de "sif" (plural siouf) a dunas sinuosas con crestas afiladas. Cuando estas olas de arena se aprietan entre sí, hasta cabalgarse, originan macizos compactos difíciles de penetrar (Nefzaoua del Sur tunecino). Pero el viento forma complejos de dunas mucho más grandiosos (erg y edeyen del Sahara, nefud de Arabia o kum de Asia central). El término erg resulta adecuado para designar los macizos arenosos, de forma y extensión muy variables, que combinan diversos tipos de dunas más o menos sistemáticamente organizadas (Goudie y Wilkinson, 1977). Algunos cubren varias decenas de miles de kilómetros cuadrados, como los Grandes Ergs saharianos (Gran Erg occidental: 80.000 km2), modestos comparados con el Roub al Khali de Arabia, tan grande como Francia. La diversidad de los ergs se manifiesta con toda claridad en las fotografías aéreas. Se distinguen "tipos laxos" con elementos ordenados de manera casi geométrica. Muestran una alternancia de cadenas paralelas y amplios pasillos enarenados. En el Sahara argelino, las cadenas se llaman "draa", y los pasillos "gassi" o "feidj", según aparezca el sustrato rocoso del erg o permanezcan cubiertos. La morfología de las cadenas longitudinales permite distinguir numerosas variantes. A veces constituyen orlas de varias decenas de metros de altura, con flancos accidentados por siouf oblicuos respecto a su eje (ergs de Teneré y de Bilma). Otras veces, se disponen en rosarios de dunas macizas, con cimas redondeadas, llamadas "demghas", unidas por finos cordones (ergs del Norte del Sahara). Finalmente, la estructura de los ergs puede aparecer definida por "ghourds", dunas piramidales con siouf divergentes entre cavidades denominadas calderos, frecuentemente de más de 200 metros de altura, y dispuestas en alineamientos de sorprendente regularidad (Erg oriental). A estos tipos laxos o abiertos se oponen los tipos compactos, debidos al cierre de las gassis o de los feidjs por brazos dunares apoyados en las construcciones longitudinales. Esta compartimentación acaba por reducir los pasillos a profundos alvéolos de vertientes abruptas (Goudie y Wilkinson, 1977). Cuando las mallas de la cuadrícula se densifican, se llega al "aklé" macizo, accidentado por dunas poco elevadas con predominio de elementos transversales (Sahara mauritano). La génesis de complejos dunares tan amplios y diversos plantea problemas delicados (Hills et al., 1964; Tricart y Cailleux, 1965; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Coque, 1987; Abrahams et al., 1990; Goossens, 1991; Thomas, 1991; Mainguet y Chemin, 1992; Thomas, 1992). Numerosos autores consideran que el viento se limita a modelar, casi in situ, potentes acumulaciones arenosas concentradas previamente por grandes cursos de agua, en las cubetas donde se localizan los ergs. Las controversias se refieren a las modalidades de la actuación eólica. Hace tiempo se pensó que el viento dominante cavaba surcos longitudinales en la masa arenosa, concentrando así lateralmente la arena en cadenas modeladas de diversas maneras por los vientos secundarios. Más recientemente, se ha afirmado que todos los complejos dunares derivan de los barjanes, explicándose por la diversidad de las combinaciones dinámicas realizadas entre vientos de fuerza y dirección diferentes. En realidad (Tricart y Cailleux, 1965; Coque, 1987), la génesis de los ergs no puede explicarse en el marco demasiado rígido de una teoría. Contrariamente a las dunas elementales, representan construcciones con una historia muy dilatada en el tiempo. Los vientos actuales no hacen más que modificar las superestructuras de una construcción esencialmente estable que conserva testimonios (costras, formaciones lacustres) de las vicisitudes de esa historia. 1.2.4. Los Tipos de Dominios Áridos. A pesar de la evidente similitud de las modalidades erosivas y de los modelados de todas las regiones áridas, las diferencias son suficientes para justificar la distinción de tipos. En una perspectiva a la vez morfodinámica y morfoclimática, esta diferenciación debe basarse en los caracteres del régimen hídrico, pudiendo la temperatura introducir variantes. Por tanto, hay que diferenciar los dominios hiperárido, árido y semiárido (Tricart y Cailleux, 1965; Coque, 1987). El dominio hiperárido. Este dominio engloba alrededor del 4% de la superficie de las tierras

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emergidas, y de esa extensión, más del 70% corresponde al Sahara central y oriental. La extrema sequedad, debida a la ausencia de lluvia durante varios años consecutivos, impide todas las acciones meteóricas, salvo una eventual termoclastía favorecida por amplitudes térmicas muy fuertes. Sólo en las variedades costeras (Namib, desierto chileno-peruano) aparece una modesta meteorización hídrica, gracias a sus nieblas y rocíos activados por la presencia de sales. Pero la arroyada es, en todas partes, un fenómeno excepcional y se localiza al pie de los relieves, siendo apenas capaz de producir ocasionalmente algunos abarrancamientos. Debido a esta paralización de los procesos hídricos, se reafirma el papel del viento en la morfogénesis. La corrasión asegura un notable pulido de los afloramientos rocosos. Con la deflación, favorecida por la contracción de la vegetación en los escasos talwegs esporádicamente activos, desarrolla regs-mosaicos ricos en dreikanters, en grandes interfluvios (serirs libios). Son sobre todo la abundancia y la movilidad de las construcciones dunares, en los sectores en que existe arena disponible, las que indican mejor esa primacía de la acción eólica (Goossens, 1991). Los grandes ergs, remodelados constantemente por el viento, constituyen su expresión más antigua y espectacular (Edeyen de Murzuq y de Oubari, desierto del Oeste egipcio, Roub al Khali, Takla Makan). Al margen de estas limitadas manifestaciones erosivas, no se altera lo esencial del relieve. El dominio árido. Se extiende aproximadamente sobre el 14,5% de la superficie de las tierras emergidas, y el 70% de ese total se sitúa en África (Sahara septentrional y meridional, Kalahari, Somalia) y en Asia (Nefud de Arabia, desiertos de Irán y de Asia central y media). El aumento de las cantidades de agua proporcionadas a la erosión por las lluvias anuales, desencadena todos los fenómenos hídricos. Las condiciones térmicas existentes durante los períodos de lluvias, diferencian las combinaciones de acciones meteóricas. Las más eficaces son las fragmentaciones, en particular la gelifracción que se manifiesta en los desiertos con inviernos marcados y relativamente húmedos (Sahara septentrional, Gran desierto de Victoria en Australia), sobre todo cuando el frío se intensifica debido a la continentalidad (desiertos de Irán) y, a veces, a la altura (desiertos de Mohave -Abrahams, 1987- y de Sonora, de Patagonia). La disolución se manifiesta mediante la aparición de formas vermiculares y la elaboración de pátinas y barnices. En los desiertos con lluvias estivales (Sahara meridional, Kalahari septentrional, desiertos de Asia central y media, Gran Cuenca de los Estados Unidos), la alteración química puede provocar una lenta desagregación de las rocas cristalinas con fuerte porosidad. Paralelamente a esta moderada meteorización, las aguas corrientes desarrollan una actividad episódica, en forma de arroyadas difusas o concentradas sobre las vertientes, y de crecidas a lo largo de los grandes ejes hidrográficos. Sin embargo, el viento conserva un papel no desdeñable en paisajes todavía poco protegidos por estepas muy abiertas. Las huellas de la corrasión, la extensión de los regs, los grandes campos de nebjas y los conjuntos de barjanes son prueba de ello, así como los retoques sufridos por los ergs (Kizil Kum y Kara Kum, Great Sandy Desert australiano). El dominio semiárido. Esa relativa movilidad del relieve se acentúa en este dominio, que se localiza en los márgenes del dominio precedente, constituyendo la transición a los conjuntos morfoclimáticos adyacentes, tropicales húmedos y templados. Así definida, la semiaridez afecta al 12,5% de la superficie de las tierras emergidas, encontrándose el 70% de ese porcentaje total en África (márgenes sahariana y del Kalahari) y en Asia (Kazakstan, márgenes del Gobi, desiertos mongoles). La acción erosiva, aquí encuentra óptimas condiciones compatibles con la aridez, ya que resulta favorecida, por una parte, por volúmenes de agua acrecentados y, por otra, por la insuficiente protección del relieve aportada a través de una vegetación que sigue siendo esteparia. En estas condiciones, todas las acciones meteóricas precedentemente señaladas adquieren mayor eficacia. Una disolución intensificada puede producir costras y encostramientos calizos. Las actividades de transporte, ablación lateral y acumulación de las aguas corrientes, adquieren también valores máximos en estas regiones. En los piedemontes, en particular, elaboran glacis de ablación y pedimentos, o glacis de acumulación cuando se encuentran dominados por altas montañas (Hills et al., 1964; Sparks, 1972; Goudie y Wilkinson, 1977; Abrahams et al., 1990; Thomas, 1991). Por el contrario, el viento se encuentra relegado a un segundo plano de acción morfodinámica. Su accionar, fundamentalmente por deflación, se concentra en los fondos denudados de las sebjas, cuyas lunettes indican la acumulación correlativa.

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Pero la agresividad de estos sistemas morfogenéticos puede ser notablemente incrementada por el hombre. En estas regiones relativamente pobladas, las roturaciones imprudentes para el cultivo o el sobrepastoreo del ganado, desencadenan abarrancamientos y ablaciones eólicas catastróficas (estepas norteafricanas, Pampa seca, Gran llanura de los Estados Unidos). Esta erosión acelera y subraya la fragilidad de los equilibrios característicos de estos medios.

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2. LAS BIOCENOSIS DESERTICAS Por lo expuesto, la ecología desértica es una de las peores que existen para el desarrollo de las biocenosis. Es evidente que la falta de agua inhibe el desarrollo de organismos vivientes, que la biomasa vegetal y, por consiguiente, la biomasa animal es reducida y, que la fuerza de los elementos amenaza constantemente su supervivencia. 2.1. El Ecosistema Árido. Existen una serie de términos acuñados para definir los ambientes áridos y semiáridos del mundo, desde el punto de vista vegetacional, los cuales varían de una localidad a otra (Dick-Peddie, 1991). La literatura contiene detalladas descripciones de las principales regiones áridas y semiáridas del mundo, incluyendo su vegetación (Specht, 1979; di Castri et al., 1981; Bourliere, 1983; West, 1983; Evenari et al., 1985, 1986). Todos los desiertos han tenido en el Cuaternario períodos más húmedos y, por consiguiente, un tapiz vegetal más rico; los relictos de esta riqueza pasada, aún se mezclan con las plantas específicamente desérticas (p.e., Sahara y Fray Jorge). Las plantas sobreviven gracias a su adaptación a las nuevas condiciones climáticas que reinan a ras del suelo (en un principio a la falta de agua y al calor, bien por suculencia y xerofilia en la aridez moderada, bien por xerofilia solamente en el árido intenso). En las xerófitas, las raíces son largas porque son atraídas por la humedad y el frescor del subsuelo, pudiendo constituir hasta el 80% de la biomasa. Las hojas son pequeñas, coriáceas; las ramas, nudosas y espinosas. El viento esculpe las matas en bolas aerodinámicas, une su base o la descalza. Los suelos salinos, resultado del endorreísmo, hacen que la savia sea más densa. En el espectro biológico, los fanerófitos son siempre minoritarios, los hemicriptófitos y más aún los caméfitos los superan ampliamente. En relación con las semillas de los terófitos, son capaces de permanecer en estado latente ("dormir") muchos años, en espera de un aguacero abundante (si éste se produce, aparecen bellas y efímeras praderas floridas, muy apreciadas por la fauna salvaje y domesticada, p.e., el llamado "desierto florido" chileno). Las formaciones vegetacionales se caracterizan por su escasa altura, ya que las plantas crecen lentamente como consecuencia de la competencia entre las raíces para bombear el agua disponible y su reducida tasa de recubrimiento. Además, las condiciones de humedad del suelo, salinidad, exposición al viento y al sol, son extremadamente variadas (el "tapiz" vegetal, denso aquí está ausente más allá, configurando un verdadero mosaico). No obstante, pueden encontrarse tres formaciones básicas: una estepa arbustiva o herbácea (más o menos densa, con una tasa de recubrimiento que va desde un 10 a un 50% en las arenas fijadas, las arenas móviles están desnudas, campos de derrubios, regs, chotts, hamadas), un matorral espinoso claro (sobre los inselbergs, con tasas de 50%), y un bosque de pequeños árboles a lo largo de los uadi (hasta 80%). En la montaña, las precipitaciones aumentan hasta un óptimo, marcado por un piso forestal claro; por debajo, bosques bajos, por encima estepas de altitud. La clasificación de la vegetación en los ambientes áridos y semiáridos es compleja, debido a la gran cantidad de denominaciones descriptivas que se le otorga (Dick-Peddie, 1991). La fauna ha sufrido los mismos avatares que la flora en el Cuaternario. Pero el animal dispone de alternativas contra la aridez, más diversificadas que las plantas. O bien, como la flora, sufre y se acomoda (talla más bien pequeña, pelaje raso, color blanco, fisiología de previsión como la giba del camello, o fisiología "antidespilfarro" como las deyecciones ultrasecas, fabricación de agua de metabolismo a partir de grasas, etc.), o bien viven en los refugios (lagartos, serpientes, roedores que se esconden bajo tierra durante el día y sólo salen por la noche) o, gracias a una morfología ligera y nerviosa, gozan de una gran aptitud para correr y saltar (p.e., las gacelas que son capaces de cubrir grandes distancias a fin de alcanzar pastos y abrevaderos naturales). Esta fauna admirable, ya rara en estado natural, es diezmada por el hombre moderno. La ecología desértica, perjudicial para plantas y animales, no es mejor para los microorganismos descomponedores. Las arenas móviles, sin vegetación, no tienen suelo, pues, como no hay presencia de humus, la absorción y lixiviación están desfavorecidas (la remonta del agua ocasionada por la evaporación,

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es mayor a la de percolación). Por consiguiente, el agua de los desiertos es rica en sales de todo tipo como consecuencia del endorreísmo (los suelos poseen un horizonte concrecionado, carbonatado y/o salino, que se aproxima tanto más a la superficie, cuanto mayor sea la aridez). En los márgenes se encuentran los suelos pardos de estepa con costra caliza enterrada, y en el corazón de los desiertos, suelos grises desérticos denominados "serozem" con costra aflorante. En las depresiones se expanden las eflorescencias alcalinas salinas (suelos denominados "solonetz") si la aridez es moderada y eflorescencias salinas blanquecinas (suelos denominados "solontchak") si la aridez es intensa. Inversamente, si el agua dulce es abundante se encuentran suelos moderadamente fértiles, los gleys y suelos negros muy fértiles (los "tirs"). La existencia de oasis prueba que los desiertos no son necesariamente estériles (Richter y Schmiedecken, 1987). En relación con los tipos de suelos, puede buscarse mayor información en cualquier manual de geografía física, edafología o de pedología. Para profundizar en esta problemática puede consultarse a Dregne (1991), Singer (1991) y Knight (1991). En relación con el manejo de este recurso, pueden consultarse los trabajos de Dancette y Hall (1979), Henderson (1979) y, Cannell y Weeks (1979). A continuación se presentan algunas de las características principales de los suelos áridos y semiáridos. Al abordar los horizontes superficiales, destaca en estas regiones la presencia del pavimento desértico y los encostramientos. El pavimento desértico no corresponde estrictamente a un horizonte de suelo, pero es único de los ambientes desérticos, su génesis se asocia con fenómenos de deflación, mediante el cual las partículas finas son removidas de la superficie, dejando a la vista sólo restos fragmentados de la roca del lugar, transformándose en un elemento protector contra la erosión eólica, por lo que su remoción puede dar origen a un nuevo proceso de erosión eólica (deflación) de las partículas finas que se encuentran bajo el pavimento desértico (Springer, 1958; Singer, 1991). Por su parte, los encostramientos superficiales involucran aspectos de carácter biológico y químico, desarrollados por medio de incrustaciones de sal en los suelos superficiales, su análisis ha sido abordado por diversos autores, entre los que se cuentan Gillette et al. (1982), Nickling (1984) y Singer (1991). Debido a la estabilidad que presentan estos encostramientos, este proceso ha sido reconocido más bien como parte de la erosión eólica, pero diferente a las tradicionales ecuaciones elaboradas para este tipo de dinámica erosiva (Woodruff y Siddoway, 1965). En relación con los horizontes subsuperficiales, en estos ambientes áridos y semiáridos, la dirección del flujo de agua es ascendente a causa de la evapotranspiración que se encuentra ampliamente excedida por sobre la precipitación. Tal situación permite explicar la presencia de acumulaciones de sales en la superficie del suelo o en el subsuelo. Curiosamente, en ambientes que no son secos, también se presentan endurecimientos y cementaciones en el subsuelo. Esto es curioso ya que el estado inicial del flujo de humedad es generalmente desde la parte superior a la inferior del horizonte. La presencia de estas zonas puede ser interpretada como la resultante de la elevación de las sales, posterior a la precipitación y disecación de la parte superior o del ingreso de sales al perfil, a partir de episodios de precipitación extraordinaria seguidos de la disecación. Por su parte, la génesis de horizontes cementados, de diverso tipo, se distinguen por el componente de cementación, común de este tipo de ambientes áridos o semiáridos, que se traduce en horizontes petrocálcicos (caliche con dominancia de CaCO3), petroyesosos (agente de cementación con yeso CaSO4) y, duripans cementados con sílice o silicatos. La cementación por hierro es menos frecuente en estos ambientes. Las cementaciones por sílice, carbonatos y hierro (sesquióxidos) han sido revisados por Flach et al. (1969). 2.2. El Ecosistema Semiárido. Estos ecosistemas se insertan en niveles xéricos que van desde los 110 a 290 y que, por ello, tiene características y ubicaciones intermedias entre el espacio árido y el subhúmedo. Este carácter transicional es el que les otorga su originalidad. Las precipitaciones de los climas semiáridos son, en general, superiores a los 200 mm anuales. Pero el límite superior es muy incierto (se admiten 350 mm en África boreal, al menos 500 mm en Australia y hasta 700 mm en América del Sur). Dado que la degradación es menos acentuada en el territorio semiárido que en el árido, los regímenes pluviométricos y termométricos tienen más consistencia (una estación de lluvias tiene mayor efecto con 200 mm que con 25 mm). Las herencias paleoclimáticas, igualmente son menos

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equívocas que en el árido (las formas del terreno heredadas, el "stock" florístico y faunístico, son más nítidas que los del margen subhúmedo vecino). Al respecto, Ochsenius (1985) ha realizado un interesante trabajo de investigación biogeográfica, en el cual plantea problemas de desertificación naturales de carácter pleistocénico, proceso que habría afectado la cantidad de especies faunísticas mayores en Sudamérica, provocando su desplazamiento y disminución cuantitativa. Las consecuencias de esta menor aridez son numerosas. Las capas de agua subterránea se hallan más cargadas (Margat y Saad, 1985; Margat, 1990). Por consiguiente la vegetación es menos pobre. Es ciertamente xerófita y suculenta pero más alta y densa (bosquecillos, matorrales, a veces bosques-parques claros). La biomasa se duplica, el humus es menos raro de encontrar y la costra permanece en profundidad, de ahí que sea posible encontrar suelos pardos de estepa y suelos castaños con humus dulce, donde la costra se halla profundamente enterrada. Mejor nutrida, la fauna es más abundante (herbívoros y carnívoros de gran talla y tanto más en función de su capacidad de migración hacia el sector subhúmedo vecino). La hidrología es más permanente. Cuando se produce un fuerte aguacero, la onda de crecida recorre prácticamente todo el talweg, con frecuencia hasta el mar (el exorreísmo reemplaza al endorreísmo, al menos estacionalmente). Los bosques ribereños son más densos. Si el ritmo anual es más nítido en los desiertos, la irregularidad interanual es apenas inferior. Irregularidad que posee efectos más acentuados que en el ámbito árido. En efecto, las crisis lluviosas son claramente más intensas. (p.e., en el Sahara, aguaceros de hasta 100 mm caen sobre los márgenes semiáridos, en los núcleos hiperáridos sólo alcanzan a 25 mm). Obviamente las consecuencias son tremendas. Sobre los interfluvios no montañosos, la arroyada en manto erosiona glacis y pedimentos heredados, hasta el punto que sería posible preguntarse si verdaderamente los crea o si son heredados o, si lo son, en qué magnitud (Paskoff, 1993). En montaña la arroyada concentrada es violenta. Las crecidas recorren los talwegs hasta el mar, causando inundaciones en las cuencas. A la vez, las laderas sufren erosión vertical, puesto que tiene agua abundante, y corrimientos de tierra ya que hay presencia de suelos. La degradación específica del sector semiárido es casi diez veces la del sistema árido (Demangeot, 1989). Las crisis de sequía son más prolongadas, podrían ser consideradas como procesos de transgresión desértica pasajeras sobre el semidesierto. Las hierbas mueren en primer lugar. Los árboles y arbustos se desecan pero mantienen su capacidad de recuperación posterior. La fauna se marcha o es diezmada. El suelo se agrieta, el viento arranca torbellinos de polvo o lo recubre de arena (Figura 7). La termoclastía funciona al máximo. La sequía es más impresionante en estos paisajes, que poseen la capacidad de ser muy productivos agrícolamente, que en las dunas estériles del desierto. Menos difíciles para la vida que los medios áridos, los sistemas semiáridos han sido más densamente habitados por el hombre a través del curso de la historia. Dada la potencialidad de desarrollo de los recursos agropecuarios, en estos espacios han crecido algunas civilizaciones, e incluso se han fundado ciudades. Actualmente viven en estas áreas 600 millones de habitantes. Es decir, los rigores climáticos, inundaciones o desertificaciones, deben ser soportadas aportando, normalmente, un bajo nivel de calidad de vida. Por ello, la tendencia es hacia la emigración. Inversamente, se debe reconocer que el hombre ha devastado las biocenosis a lo largo del tiempo. Las formaciones boscosas han sido sustituidas por estepas y las faunas locales casi han desaparecido. El biotopo ha sufrido el empobrecimiento de las capas freáticas, la progresión de la erosión y las tempestades de polvo (p.e., Australia en 1983). A partir de este momento el adjetivo "natural" unido a la palabra "medio" realmente exige escribirse entre comillas.

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Figura 7. Procesos en el Sistema Semiárido. (Según Demangeot, 1989, página 108).

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3. TIPOLOGIA DE LOS CLIMAS ARIDOS Y SEMIARIDOS La aridez corresponde a una degradación climática y no un clima en sí misma (Bailey, 1979; Henning, 1989). Por tanto, tal degradación permite estructurar una cierta variedad de tipos genéticos y dinámicos, aspectos que a continuación se abordan. De esta forma, es posible distinguir un desierto absoluto con invierno muy frío, poco frío o cálido, con índice xerotérmico entre 350 y 365 (Gobi en China, Namib en Africa del SW y Teneré en el Sahara, respectivamente); un desierto con invierno muy frío, poco frío o cálido, con un rango del índice xerotérmico entre 290 y 350 (Patagonia en Argentina, Sur de Marruecos y Mesopotamia en Irak, respectivamente); y, un semidesierto con invierno muy frío, poco frío o cálido, con un rango del índice que va desde los 100 a 290 (Gran Lago Salado en Estados Unidos, Kalahari en Botswana y Tombuctú en Mali, respectivamente). Los Desiertos Zonales. La expresión designa la banda o el rosario de desiertos (y semidesiertos) que, en ambos hemisferios, son provocados por una subsidencia anticiclónica originada por los jet streams (25 a 35 grados de latitud). Las modalidades de la aridez son diferentes según las circunstancias geográficas específicas de cada uno de ellos (Rutllant, 1990). Los desiertos soleados corresponden bastante bien al ecosistema descrito con anterioridad. La nubosidad es escasa y, fuera de los períodos de viento arenoso, el sol brilla con frecuencia. Corresponde a este tipo, en América del Norte, el desierto de Chihuahua (norte de México) y en el antiguo mundo, la notable alineación Sahara-Arabia-Sind. En África austral, el Kalahari y el Karroo, semiáridos. En Australia, el Gran Desierto árido pero acusadamente perturbado por la paradójica intrusión de ciclones tropicales. En general, los márgenes de estos desiertos tienen regímenes pluviométricos variados. Aunque contiguos, el Kalahari tienen precipitaciones de verano y el Karroo lluvias de invierno. En la fachada occidental de los continentes, la ecología desértica zonal se halla alterada por la proximidad de corrientes marinas frías. Por tanto, el clima es, a la vez, marítimo y brumoso. Apenas marcado en Mauritania, en Australia occidental y en Baja California, el fenómeno es acusado en Namibia y, más aún en el desierto chileno-peruano por un efecto de bloqueo debido al relieve vecino (Cordillera de los Andes, en el caso de Chile y Perú) (Figura 8). Los Desiertos de Abrigo. Corresponden a las regiones que se encuentran protegidas de los vientos portadores de lluvia por un obstáculo montañoso. Se encuentran prácticamente en todas las latitudes (la latitud regula la orientación del abrigo con vientos dominantes del oeste o del este, la insolación y temperatura). Existen desiertos de abrigo ecuatoriales (el fondo del Rift africano en Kenia), tropicales (sureste de Madagascar), subtropicales (desierto de Mohave y Sonora en América del Norte, Lout en Irán) y también templados (Patagonia Argentina). Los primeros son cálidos, pero la Patagonia en invierno es glacial. La variedad de los desiertos y semidesiertos de abrigo es muy amplia. Los Desiertos Interiores (continentales). La situación en el interior de los continentes tiene el mismo efecto que un obstáculo orográfico. Es evidente que sólo pueden existir en los continentes anchos y macizos, con lo que queda descartada la posibilidad de ocurrencia en América del Sur. Eurasia, por el contrario, presenta la más variada gama de desiertos continentales del mundo y, hecho notable, todos a media latitud. Esta presencia se inicia cerca del mar Caspio (desiertos del Touran), continúa en Asia Central (Takla Makan, Tsaïdim y Gobi) y alcanza Hoang Ho (desierto de Ordos). Los inviernos son tanto más fríos y la estación de las lluvias más desplazada hacia el verano en la medida que se penetre hacia el interior del continente. Ningún sector, aparte de los Polos, es tan crudo como estos desiertos de Asia Central.

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Figura 8. Medios Naturales Teóricos: América del Sur. Donde: 1: forestal ecuatorial (y sabana). 2: forestal de monzón (y sabana). 3: forestal tropical seco (y

sabana). 4: semiárido cálido. 5: desértico cálido (ausente en América del Sur). 6: desértico frío. 7: desértico brumoso. 8: mediterráneo forestal. 9: mediterráneo semiárido. 10: forestal subtropical húmedo

o chino (y sabana). 11: templado forestal. 12: templado hiperhúmedo. 13: templado continental (estepárico). (Según Demangeot, 1989, página 139).

Los Desiertos Complejos. En la práctica, ninguno de los desiertos y semidesiertos considerados, responde a tan sólo un origen. De esta forma, es posible hablar de desiertos poligénicos y desiertos de

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altitud. Se pueden designar como desiertos poligénicos a las regiones que presentan aridez motivada por múltiples causas. Por ejemplo, los desiertos de Asia Central son sobre todo continentales, pero la forma bien cerrada de los alveolos Tsaïdim, Takla Makan, los hace también desiertos de abrigo. El Sahara es, ciertamente, zonal, pero en el Borkou es seguramente también un desierto continental. En cuanto al de Sonora, es tanto un desierto zonal como un desierto del interior. Los desiertos de altitud son desiertos mixtos, en los que la aridez, sea cual sea la causa, se combina con los efectos de la altitud y difieren según la latitud. Pero son desiertos de meseta o de cuencas altas más que de montaña propiamente dicha (la montaña mitiga la aridez en lugar de reforzarla, excepto en la zona intertropical). La insolación y el régimen de las precipitaciones son tropicales en Bolivia, subtropicales en el Tíbet y templadas en la Gran Cuenca (Estados Unidos).

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4. EJEMPLOS DE MEDIOS DESERTICOS 4.1. Medios Desérticos. Un Desierto Cálido: el Sahara. Por sus dimensiones, más de 5000 km de oeste a este, y por su variedad, el Sahara es realmente el "rey" de los desiertos. Es un desierto instalado sobre una antigua plataforma y recubierta en discordancia por diferentes capas de arenisca. Los rebordes abruptos de estas coberturas o "tassilis", son el elemento mayor de los paisajes saharianos. Pocas montañas, solamente algunos bloques graníticos tales como el Hoggar y algunos macizos volcánicos, como el Tibesti. El Sahara es un verdadero "museo" de paleoformas a causa de su antigüedad. Aunque sea debido básicamente a las altas presiones zonales, el clima sahariano está lejos de ser uniforme. Se puede distinguir: Un desierto litoral a lo largo del Atlántico, bastante fresco y brumoso a causa de la corriente de las Canarias, la amplitud térmica diaria y anual están relativamente atenuadas, la vegetación corresponde a una estepa de euforbias. Un desierto hipercálido al centro, cuyo ecosistema se asocia a las escasez de precipitaciones (menos de 100 mm), presentando tres núcleos hiperáridos con menos de 5 mm que se suceden y ensanchan de oeste a este (signo inequívoco de continentalidad creciente: el Tanezrouft occidental, el Ténéré, el desierto egipcio-libio). Por otra parte, las señales de escorrentía cuaternaria se hacen más débiles hacia el este, toda gama de formas de arroyada y de eolización se encuentran representadas en el Sahara junto al mar Rojo (mantiene las medias térmicas, atenúa los extremos y origina brumas) y en las montañas (llueve de 200 a 300 mm hacia los 2000 m de altitud, óptimo pluviométrico que mantiene un piso de árboles espinosos, altitud por encima de la cual incluso puede nevar). Un Desierto Brumoso: el Desierto Chile-Peruano. Este desierto se extiende sobre una estrecha y larga franja de 2700 km, dispuesta de norte a sur. La insolación es muy variable, del norte Subecuatorial al sur subtropical, situación que, desde ya, le otorga una gran originalidad. Un acabado análisis de la dinámica de funcionamiento de este desierto puede encontrarse en Rutllant (1990). Desde el punto de vista climático y de la biocenosis, corresponde a un desierto anticiclónico zonal, hiperárido tanto por la escasa precipitación anual (10 a 30 mm), como por la irregularidad interanual de la pluviometría. Pero es un desierto fresco y brumoso por acción de la corriente de Humboldt que lo bordea (el agua del Océano se encuentra a alrededor de 15 grados Celsius, el litoral tiene una media anual de 18 a 20 grados y una amplitud anual de 5 a 7 grados solamente). Diariamente la bruma se condensa sobre las partículas de polvo en suspensión y se transforma en rocío o "garúa". La vegetación se reduce a placas de tillandsia, plantas sin raíces que viven del rocío. Pero algunos cientos de metros más arriba, al pie de los Andes, corre una segunda banda desértica, soleada, cubierta de una estepa arbustiva y jalonada por depresiones salinas (salares). Sube hasta unos 1000 m de altitud, límite de las "tierras calientes". Por encima se encuentra el piso semiárido de las "tierras templadas", cubierto por un matorral de plantas suculentas. Los ríos que descienden de las tierras frías de la Cordillera, atraviesan esta triple banda seca y están acompañados de bosquecillos muy densos. El relieve, originado sobre el pie de monte de una cordillera de edad terciaria, no puede conservar las formas más antiguas, por lo que es un desierto joven. El sistema morfogenético actual, también se encuentra simplificado. Termoclastía reducida, ausencia de crioclastía y gran cantidad de haloclastía. Además, como el pie de los Andes está resquebrajado por la endodinámica sísmica, la formación de derrubios es enorme. Las laderas están pulidas oblicuamente por los derrubios de las partes más altas, mientras que su base se encuentra sepultada por estos mismos derrubios, ya que la ausencia de aguaceros importantes excluye toda posibilidad de transporte. El viento lo completa, extendiendo un velo de arena y empujando algunos barjanes. A diferencia del Sahara, el desierto chileno-peruano es claramente un desierto de subsidencia. Un Desierto Continental: el Touran. Es el más occidental de los desiertos asiáticos, siendo a la vez un desierto joven y de rigor particularmente severo. Corresponde a una inmensa cubeta estructural al sur de la plataforma ruso-siberiana. Su endorreísmo ("mar" Caspio, "mar" de Aral) no es solamente climático, sino que se encuentra situado al pie de un conjunto orográfico reciente coronado por glaciares (Pamir, 7495 m). Los derrubios arrancados por los ríos torrenciales, procedentes de la montaña lo han inundado, de donde

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deriva una topografía más bien plana y desprovista de paleoformas que no sean lacustres, tanto más monótona cuanto que se encuentra cubierta de limos y otros productos eólicos comprendidos de sales. Por su ubicación, el Touran se encuentra afectado por el aire anticiclónico subtropical y en invierno por el aire anticiclónico siberiano con vientos del nordeste. Las raras precipitaciones son aportadas por eventuales ciclones atlánticos procedentes del oeste. No obstante, el océano Atlántico se encuentra a 5000 km: su aridez es pues, fundamentalmente, producto de la lejanía continental, agravada por el abrigo de los obstáculos montañosos próximos (Cáucaso, Armenia, Elburs). Las temperaturas expresan fielmente esta continentalidad de un sector "templado" árido. Por consiguiente, los veranos son sofocantes de calor, con tempestades de polvo (particularmente al sur), los inviernos son helados, ventosos, con tempestades de nieve sobre todo en el norte, lo que hace bajar el calor acumulado. Las costras salinas en el suelo son frecuentes. Las plantas deben tener la resistencia de las plantas saharianas en verano y de las siberianas en invierno. La vegetación es, o bien una estepa herbácea rasa y clara en los llanos arcillosos, o una estepa arbustiva sobre los "koums" (ergs fijados), o bien grupos de arbustos sin hojas (los "saxaouls") a lo largo de los ríos, o nada en absoluto sobre los barjanes móviles. La fauna es rica en roedores, pájaros y reptiles, pero los camellos con dos gibas y caballos salvajes han desaparecido. En este medio araliano extremadamente riguroso, los hombres son más bien sedentarios. 4.2. Medios Semidesérticos. Un Semidesierto Tropical: el Sahel Africano. El Sahel corresponde a una banda de 200 a 600 Km. de ancho pero de 5500 km de longitud, que se extiende desde la desembocadura del río Senegal hasta el Djezireh sudanés, en el alto Nilo, pasando por el lago Chad. El clima tropical húmedo se degrada en tropical árido, conformando el "borde" del África húmeda que enfrenta al Sahara, de donde viene su nombre "Sahel" (borde, orilla). No debe ser confundido con los "sahels" del Magreb. Para el delta del río Senegal y su valle existen numerosos estudios del impacto de la sequía (p.e., la de 1970) sobre su morfodinámica (Michel, 1985; Morel y Safiri, 1987). Presenta un clima muy cálido, caracterizado por precipitaciones originadas por la penetración del frente intertropical, luego de haber cruzado el África húmeda. Al encontrarse al final del camino, su consistencia en contenido de humedad es pobre, provocando precipitaciones que no superan los 300 a 400 mm al año. Tales condiciones, combinadas con elevadas temperaturas permanentes, impiden la mantención de la capa freática en forma permanente. Durante la extensa estación seca (noviembre a abril), agravada por la presencia de un viento cargado de polvo procedente del desierto (harmattan), sólo puede resistir una vegetación xerofítica. El tapiz vegetal corresponde a una estepa de plantas espinosas o con baobabs, o un matorral claro de plantas espinosas. La fauna contaba antaño con numerosos herbívoros, seguido por predadores mayores; igual que la flora, ha sido amenazada por las sociedades pastoriles y caravaneras. Los suelos, con exclusión de los encostramientos de manganeso o de las eflorescencias salinas, son más bien buenos si son regados, encontrándose suelos subáridos pardo-rojizos, suelos de gley y buenos suelos negros con cultivos de algodón en los valles o en las cuencas (Morel y Safiri, 1987). En resumen, es un medio natural totalmente utilizable en años de condiciones medias (pero experimenta fuertes disturbios) y si se maneja con precaución (los antecedentes existentes demuestran que esta realidad no es tan ideal, producto de un mal aprovechamiento de los recursos, por sobreexplotación y sobrepastoreo). Al respecto, puede servir de ejemplo la gran crisis de sequía del Sahel a princ ipios de los años setenta, la que presentó como resultante una disminución de más de un 50% de la precipitaciones, afectando al hombre y la naturaleza, secándose el río Senegal, con lo que disminuyó un 22% el número de cabezas de ganado caprino y un 84% del bovino. Situación que sólo pudo verse revertida hacia 1985, con lo que ha quedado demostrado que la desertificación natural podría ser un mito, pero la desertificación antrópica es una realidad (Mabbutt, 1979; Demangeot, 1981; Michel, 1985; Demangeot, 1989). Un Semidesierto Subecuatorial: el Sertao del Nordeste. El semidesierto del nordeste brasileño es uno de los más célebres del mundo desde el punto de vista humano, aunque tiene muchos problemas de orden ecológico. Al caracterizar sus condiciones, presenta una costa oriental con más de 2 m de precipitación debida al alisio atlántico. No obstante, la isoyeta de los 650 mm aparece a sólo 200 km de la

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costa y una amplia región árida aparece inmediatamente al interior, en sentido meridiano, desde San Francisco hasta Fortaleza, en cuyo centro precipitan menos de 300 mm, con un índice xerotérmico de 300. Es el "sertao", es decir, el país salvaje del nordeste. El relieve está formado por pequeñas mesetas de arenisca, cubierta por un matorral espinoso a veces muy denso, la "caatinga" o bosque transparente. El suelo es un pardo-rojizo delgado y discontinuo. Sus orígenes son complejos, a diferencia del Sahel africano, el Sertao nordestino es árido por varias razones. En primer lugar, es un desierto de interior o de abrigo, que no recibe el alisio atlántico porque un reborde orográfico, aunque modesto (la Borborema de 1000 m), se lo impide. El abrigo se halla reforzado localmente por el encajamiento de pequeñas cuencas tectónicas (p.e., los Cariris). Es también un semidesierto anticiclonal: el alisio se divide en dos y esta divergencia crea una subsidencia del aire. Todo lo cual incide en una disminución de las precipitaciones, ya que el frente intertropical procedente del norte en verano y los ciclones templados que alcanzan a remontar el litoral brasileño por el sur en invierno, se reducen simultáneamente reinando la sequía de abrigo y la sequía de subsidencia, para gran desgracia de más de 30 millones de personas. Cuando la lluvia vuelve, devasta las tierras demasiado secas y causa inundaciones. En conclusión, los semidesiertos sólo son habitables al precio de un equipamiento costoso, de una presión demográfica moderada y de una organización socioeconómica bien adaptada. Condiciones que, lamentablemente, distan de ocurrir en la realidad de estas vastas regiones del mundo (Demangeot, 1981; Dresch, 1982; Planhol y Rognon, 1970).

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5. CAUSAS DE LA DESERTIFICACION Siguiendo las ideas planteadas por Mabbutt (1979), para lograr el reconocimiento de los rápidos cambios en las condiciones ambientales y humanas acaecidos en el mundo de las zonas áridas, debe preguntarse si las características de su clima se han visto deterioradas recientemente. Muchas de las regiones afectadas por desertificación se encuentran en zonas de un marcado gradiente anual de precipitación (del orden de 1 mm por Km.), donde una pequeña variación adversa en tales patrones de precipitación, puede ser crítica para el uso del suelo y el establecimiento de los límites climáticos. En tales condiciones, posee una importancia radical la presencia de testimonios geomorfológicos y arqueológicos (p.e., de acuerdo con Grove y Warren, 1968, la estabilización dunaria del Sahel marca las condiciones saharianas por más de 500 km desde fines del Pleistoceno. Además se puede consultar los resultados para el análisis de la dinámica erosiva del área, efectuados por Morel y Safiri, 1987). Se ha planteado una disminución de las temperaturas superficiales en altas latitudes del Hemisferio Norte hacia 1950, con un incremento del componente meridional de la circulación global de la atmósfera y la extensión e intensidad de las células del anticiclón tropical, restringiendo la migración estacional de la convergencia intertropical y con ello, una disminución de las precipitaciones a lo largo de los márgenes ecuatoriales de la zona árida (Lamb, 1975; Culbertson, 1990). Además se ha llamado la atención sobre el efecto de la penetración meridional de los monzones de verano en el noroeste de la India, provocando una disminución en las precipitaciones hacia su límite norte. Este nuevo régimen climático, como se ha sugerido, contrasta con las condiciones de sequedad asociadas a las tendencias de calentamiento global determinadas para fines del presente siglo (Culbertson, 1990; Balling, 1991). Por su parte, Ochsenius (1985) ha demostrado la existencia de un cambio climático pleistocénico para América del Sur que ha redundado en una fuerte desertificación natural, manifestada en la evidencia megafaunística del área. Actualmente no existe un acuerdo generalizado sobre la evidencia de un aumento tendencial de la aridez en los márgenes desérticos. El período de cambio postulado es breve debido a la variabilidad de las precipitaciones característico de estas regiones y, por ende, el problema se mantiene aún vigente. Entre otros, Landsberg (1975) ha concluido que el reciente período seco en el Sahel se encuentra entre las posibilidades asociadas al clima actual de la región, ante el análisis estadístico de los últimos 70 años. Siguiendo las ideas planteadas por Balling (1991), en relación con el impacto de la desertificación sobre el calentamiento global y regional, se ha comprobado que los registros climáticos tomados en diversas partes del mundo, especialmente en relación con las temperaturas asociadas con la urbanización y los efectos microclimáticos, muestran que la desertificación está provocando un calentamiento estadístico adicional (sobre la base de los registros de los últimos cien años) para sectores afectados por desertificación severa, con tendencia claramente apreciable a escalas anuales. Cualquiera sean las predicciones, se reconoce que para estas regiones, y sobre todo en las más áridas, el clima no es estacionario sino fluctuante, con múltiples ciclos de diferente periodicidad, amplitud y patrones geográficos, y que el concepto de un "standar climático" es ilusorio. De esta forma, los ciclos de precipitación con periodicidades de una década pueden interactuar con otras fluctuaciones asociadas a los sistemas de vida, donde declina la capacidad de soporte natural del espacio y su capacidad de recuperación, o ciclos en los precios de los productos agrícolas, magnificando los efectos desastrosos para la población. Situación que se verá más agravada en regiones que presenten una mayor extensión de ecosistemas áridos y semiáridos (Mabbutt, 1979). Otros postulados respecto de las causas del deterioro climático en las regiones secas, relacionan respuestas locales positivas del sistema sobre la precipitación (no regionales), frente a lo cual pueden haber disminuido los problemas de desertificación a escala local. Respecto de los efectos negativos, se presentan situaciones relacionadas con el incremento del albedo (Charney, 1975), disminución de la evapotranspiración en sectores parciales (Walker y Rowntree, 1976), falencias en el proceso formador de precipitaciones asociadas a materia orgánica en suspensión y la configuración de núcleos de hielo atmosférico (Schnell, 1975) y, el incremento de polvo en la troposfera y baja estratosfera (Bryson y Baerreis, 1967; Kemp, 1989). También el ser humano puede haber contribuido en el incremento de la severidad y persistencia de la sequía, al producir alteraciones en la superficie de los suelos. La realidad de estos procesos sobre la disminución de las precipitaciones puede ser fácilmente demostrado, a veces

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mediante análisis teóricos consistentes, pero toda esta evidencia en función de las fluctuaciones encontradas a escala regional, debe ser correlacionada con mecanismos de escala global (Mabbutt, 1979). La evidencia es fuerte en relación con las acciones emprendidas por el ser humano. En primer lugar, el impacto antrópico sobre los periódicos stress climáticos varía de acuerdo con las condiciones que prevalezcan en los ámbitos social, económico y físico de las comunidades afectadas. Conforme a Mabbutt (1979), muchas de las áreas que recientemente han experimentado desertificación, están sufriendo una rápida pérdida y/o cambio demográfico, económico, tecnológico y político. Bajo estas condiciones, fluctuaciones sucesivas en la precipitación de magnitud comparable, se pueden producir consecuencias muy disímiles (Winstanley, 1976). Por otra parte, sólo por razones físicas también continúa la degradación de la cobertura vegetacional y de los suelos, ya que la explotación irracional del suelo puede reducir la efectividad de las precipitaciones en los procesos productivos. La erosión (runoff) tiende a verse acelerada y la infiltración reducida, provocando una reducción de los almacenamientos de agua disponibles para las plantas (Hills et al., 1964; Nir, 1974; Goudie y Wilkinson, 1977; Yair y Shachak, 1984; Yair, 1990), la remoción del suelo se manifiesta en una pérdida de los nutrientes minerales y en su estructura física y contenido de materia orgánica, con la generación de encostramientos que se traducen en superficies hostiles para la germinación de las plantas. Frente a tales situaciones, el ambiente deteriorado se traduce en un incremento de la evapotranspiración con vientos que aumentan su papel erosivo y una mayor exposición de la superficie a la radiación solar. De esta forma, es probable que la degradación de la superficie de los suelos, pueda también ser una causa de la intensificación de la sequía, a la vez que constituye un deterioro efectivo sobre el microclima, generando un mayor deterioro de la respuesta biológica que ha sido postulada con consecuencias macroclimáticas (Mabbutt, 1979). Un buen ejemplo metodológico del análisis de las interrelaciones morfodinámicas existentes entre precipitación y escorrentía, asociada a espacios semiáridos puede verse en De Boer (1992) y Rhoads (1989), quienes abordan el rol específico de los escurrimientos efímeros propios de este tipo de ambientes naturales y, en Delhoume (1987) quien asocia esta dinámica con la cobertura vegetal para un caso de estudio experimental en tunisia central. Por lo expuesto, se aprecia la necesidad de considerar el cambio climático secular como la principal causa de los recientes aumentos y aceleraciones de la desertificación en los zonas áridas y semiáridas. Pero, los stress provocados por las sequías que pueden ser aceptados como una causa de la desertificación, los patrones y su avance (Hare, 1977), tanto en ambientes naturales como antropizados, indican la existencia de otros factores. Por ejemplo, mediante la utilización de sensores remotos (Frank, 1984; Mann et al., 1984; Ustin et al., 1986; Sultan et al., 1987; Pilon et al., 1988; Tueller y Oleson, 1989; Smith et al., 1990a; Smith et al., 1990b; Kaushalya, 1992; Rivard et al., 1993), se pueden determinar sectores con degradación evidente durante la sequía y recuperados sólo parcialmente durante el siguiente período de precipitaciones, dinámica que puede permitir apreciar el grado de avance general. Este patrón de funcionamiento muestra la interacción de dos factores que se suman a los periódicos stress provocados por la sequía, asociables a diferencias locales en el grado de vulnerabilidad de las tierras, determinados por los suelos, la topografía y la cobertura vegetacional, y localmente las variaciones de presión humana sobre el uso del suelo como reflejo de las concentraciones de los recursos naturales, la intensidad de los cultivos y la densidad de población. Cuadro que entrega antecedentes importantes para el diseño apropiado de estrategias contra la desertificación. De esta forma, en el cuadro antes señalado, el ser humano, con el uso que hace del espacio, se constituye en el primer agente de desertificación y, asimismo, en una víctima pasiva del cambio climático (Mabbutt, 1979).

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6. DINAMICA FISICA Y ANTROPICA DE LOS AMBIENTES ARIDOS Y SEMIARIDOS El análisis de la dinámica física y antrópica de las ambientes áridos y semiáridos requiere de la comprensión de los procesos involucrados en la desertificación. Según FAO (1984), existen los llamados procesos determinativos, que poseen efectos más extendidos y tienen mayor repercusión en la productividad (degradación de la cubierta vegetal, erosión hídrica, erosión eólica y salinización) y, los procesos subordinados (encostramiento y compactación del suelo, disminución de la materia orgánica del suelo y, exceso de sustancias tóxicas). La degradación de la cobertura vegetal corresponde a su remoción o destrucción por diversos agentes, en su mayoría catalizados por acciones antrópicas sobre el equilibrio ecológico natural, tales como la tala de árboles, sobrecultivos, quema de arbustos y pastoreo excesivos (FAO, 1984). La erosión hídrica se relaciona con la remoción del suelo de los terrenos en pendiente, remoción general de suelo arable por salpicadura de la lluvia (erosión laminar), formación de surcos y cárcavas y, movimiento masivo de tierras como los deslizamientos (Dregne, 1991; FAO, 1984). Por su parte, la erosión eólica (FAO, 1984) corresponde a la remoción de depósitos de arena o de material edáfico; viéndose favorecida por la presencia de suelo seco, suelto y fino, con poca o ninguna cubierta vegetal, superficie más bien llana, velocidad del viento suficiente y una extensión de terreno abierto (FAO, 1960). Por tanto, interesa el daño ocasionado por el paso de la tierra-arena en suspensión a través del tapiz vegetal y su depositación sobre éste, y la pérdida de suelo en el lugar de origen; erosión que puede visualizarse por la presencia de formaciones dunarias de arena en tierras antes productivas (Dregne, 1991). El acceso a los recursos de agua fresca y tierras arables del mundo se encuentra muy limitado y desigualmente distribuido. Estos recursos se encuentran en un estado de continuo desarrollo producto del incremento poblacional, presión que ha dado por resultado su degradación, producto de la variedad de procesos que incluye la salinización (Ghassemi et al., 1991; Skogerboe, 1991; Löffler, 1992). Las estimaciones realizadas por Buringh (1979) y Kovda (1983) permiten señalar la velocidad y magnitud del problema asociado a la salinización de suelos, llegando a superar la pérdida de 10 hectáreas de tierra arable por minuto. Gran parte de estas pérdidas transforman fértiles suelos en tierras agrícolas irrigadas con un elevado número de sectores improductivos. La salinización inducida por el ser humano (también llamada salinización secundaria) normalmente es causada por actividades agrícolas y de irrigación asociadas con un ineficiente uso del agua. Generalmente el agua ha sido considerada como un recurso de libre disponibilidad, lo que ha llevado a su uso excesivo e ineficiente en irrigación, superando el 70% del total de agua consumida a nive l mundial. La salinización secundaria es el principal problema en regiones áridas y semiáridas. En las otras regiones, los niveles de precipitación permiten eliminar las sustancias procedentes del suelo y previenen la salinización. Entre los países predominantemente afectados por este problema se encuentran incluidos: Argentina, Australia, China, Egipto, Estados Unidos, India, Irak, Irán, Pakistán, Rusia y Tailandia (Dregne, 1991; Ghassemi et al., 1991; Skogerboe, 1991; Löffler, 1992). Por lo expuesto, conceptualmente, la salinización corresponde (FAO, 1984; Löffler, 1992) a una acumulación de sales solubles sobre el suelo, o a diversas profundidades de éste, aumento del contenido de minerales en el agua y afloramiento de rocas salinas. Tales condiciones provocan disminución de la capacidad productiva de la tierra, aparición de vegetación salina y paulatinamente, desaparición definitiva de la vegetación. Entre los problemas de salinización, por norma internacional, se incluye la concentración de sodio cambiable, así como de boro en la capa superior del suelo. En las regiones áridas y semiáridas, numerosos procesos son causales de salinización. Entre ellos es posible destacar (Nir, 1974; Ghassemi et al., 1991; Skogerboe, 1991; Löffler, 1992): (a) la adición de sales al suelo y su incorporación al perfil por irrigación en proporción al contenido de sales solubles y el monto de agua usado en el riego (p.e., la irrigación con buena calidad de agua, contiene 200 a 500 mg por litro -1 de sales solub les, con lo que se agrega de 2 a 5 mg de sales por año por hectárea, para un total de irrigación requerida en 10.000 m3 por año). Si el drenaje natural o artificial es inadecuado, la percolación del agua alcanza gradualmente de 2 a 3 m bajo la superficie. El agua subterránea (Margat y Saad, 1985; Margat, 1990) se comienza a evaporar, concentrando el contenido de sal del suelo y afectando

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su calidad, con lo que se produce una salinización catastrófica de los suelos irrigados). (b) uso de napas freáticas de acuíferos salinos, incrementando el contenido de sales del agua subterránea a través de los ríos y aumentando su salinización. (c) raleos de tierras y remoción de las raíces profundas de la vegetación nativa, causando salinización en ríos y suelos. (d) construcción de represas, tranques y depósitos de agua en ríos que presentan aguas subterráneas salinas, creando concentraciones de sales en la parte superior del perfil de agua, lo cual es una causa del aumento de sales en las napas subterráneas en movimiento hacia ríos y luego tierras. (e) descarga de aguas salinas desde actividades mineras e industriales hacia redes de drenaje, también puede ser una causa de salinización. La salinización provoca una serie de impactos negativos sobre el medio ambiente, la sociedad y la economía. De acuerdo con el grado de concentración, al reducir la productividad del suelo. En estados de concentración avanzados, afecta a la vegetación y transforma suelos fértiles y productivos en tierras baldías, con la consiguiente pérdida de hábitat y reducción de biodiversidad. Los impactos sociales de la salinización, se relacionan con la dislocación de las poblaciones campesinas. Económicamente, la salinización causa decenas a cientos de millones de dólares de pérdidas por año en los países afectados, en mermas a la producción y otros daños como los asociados a fenómenos de corrosión de los sistemas de distribución de aguas (Ghassemi et al., 1991; Skogerboe, 1991; Löffler, 1992). El encostramiento y la compactación del suelo, corresponden a procesos que se asocian con la impermeabilización de la superficie del terreno, que generan mayor escorrentía superficial, disminución de la cantidad de agua disponible en el suelo y deterioro en la brotación de las plantas jóvenes y en la penetración de las raíces. Se origina por acumulaciones calcáreas, de yeso, de hierro o de sílice. O bien por el peso de maquinaria agrícola e instrumentos de labranza (Dancette y Hall, 1979; Henderson, 1979; Cannell y Weeks, 1979; Dregne, 1991; FAO, 1984). La disminución de la materia orgánica del suelo, corresponde a un proceso que aumenta la mineralización del humus en el suelo, fenómeno asociado a una reducción del manto vegetal, cultivo excesivo y remoción de partículas finas de la capa arable del terreno (Dancette y Hall, 1979; Henderson, 1979; Cannell y Weeks, 1979; FAO, 1984; Dregne, 1991). Finalmente, en relación con el exceso de sustancias tóxicas, la FAO (1984) considera toxicidades distintas de la salinización. De esta forma, es posible distinguir la contaminación industrial (liberación de materias residuales) que tiene efectos sobre los seres humanos, vegetación, el agua y el suelo (transportados por el aire o el agua). Asimismo, involucra a los metales pesados, aerosoles ácidos, plaguicidas y residuos derivados del petróleo, como algunas de las sustancias tóxicas que pueden disminuir o destruir la productividad del suelo. Los efectos de esta degradación pueden ser rápidos y de larga duración (Dregne, 1991).

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7. EL NORTE CHILENO Y LA PATAGONIA. SU INSERCION EN LOS SISTEMAS ARIDOS Y SEMIARIDOS GLOBALES 7.1. Características Geosistémicas Desérticas de América del Sur. En América del Sur, las áreas que se encuentran bajo los efectos de la aridez y/o semiaridez, ocupan alrededor del 20% de la superficie total, concentrándose mayoritariamente en una gran diagonal que se extiende entre el extremo noroccidental de Perú y la Patagonia sudoriental de Argentina (Garleff et al., 1991). Otra región semiárida importante se localiza en el noreste de Brasil, mientras que algunas unidades menores se presentan en las costas atlánticas de Colombia y Venezuela (Peña y Schneider, 1982; Guevara et al., 1990). Nuestro país posee una superficie del 51% de su territorio que se podría catalogar como zona árida (Etienne et al., 1983), correspondiendo la mayor parte de éste al clima mediterráneo (Di Castri, 1968; Azócar y Laihacar, 1990; Gastó et al., 1990). Tanto por las características como por la distribución de los espacios áridos y semiáridos de América del Sur y África, se han realizado una serie de análisis comparativos (Le Houerou, 1990), donde, haciéndose las debidas diferenciaciones relacionadas con los usos del suelo y culturas que las habitan, han analizado los parámetros bioclimáticos. Para ello se han considerado criterios de clasificación de los bioclimas, mediante la caracterización del stress hídrico para la estación seca (Cochemé y Franquin, 1967; Doorenbos y Pruitt, 1975; Le Houerou y Popov, 1981), la distribución estacional de las precipitaciones y temperatura (Brown y Cochemé, 1969; Akman y Daget, 1971; Le Houerou, 1971; Barry et al., 1976; Daget, 1977; Bailey, 1979; Le Houerou, 1982 y 1984), la variabilidad de la pluviosidad (Hargreaves 1973, 1974, 1977; Austin y Nix, 1978; Bailey, 1979; Dancette, 1979; Virmani et al., 1980; Le Houerou y Norwine, 1985; Le Houerou, 1986a y 1988; Le Houerou et al., 1988), antecedentes con los cuales se alcanzó la síntesis bioclimática, con el uso de los cuocientes P/ETPp, es decir, utilizando la precipitación y la evapotranspiración potencial, también usados para la carta mundial de la distribución de las zonas áridas de UNESCO (1979), permitiendo la justificación de los límites zonales de aridez entre los bioclimas subhúmedos-semiáridos, árido- semiárido y árido-hiperárido. Además, se ha utilizado el criterio de los promedios de mínimas diarias del mes más frío, lo que ha permitido calibrar los índices antes definidos (Emberger, 1930, 1955; Long 1954, 1957) para la zona mediterránea e intertropical; en este análisis, el uso de las curvas ombrotérmicas propuestas por Bagnouls y Gaussen (1953) y ampliamente difundidas por Walter y Lieth (1960), permitieron distinguir las grandes familias de climas, de gran utilidad para su comparación con los climas chilenos y californianos (Di Castri, 1973), o para estudiar las variaciones sistémicas de un tipo de bioclima en función de la latitud y de la altitud (Di Castri y Hajek, 1976). A continuación se aborda una caracterización de las variables físico ambientales de Sudamérica, sobre la base de los antecedentes aportados por FAO-UNESCO (1971), considerándose las condiciones desérticas para las variables climáticas, vegetacionales y pedológicas. 7.1.1. Características Climáticas Desérticas de Sudamérica. Como puede apreciarse en la Figura 9, la región muestra 16 unidades taxonómicas asociadas a las condiciones desérticas, señaladas con la denominación (Papadakis, 1961 y 1966): Seco semicálido tropical (1.3) con régimen de temperaturas "Eq" (suficientemente cálido para cultivos ecuatoriales) y humedad "HI 0.44-1" (húmedo isohídrico), típico del área seca del Noreste y de la costa noroeste; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 1.31, para la localidad de Campiña Grande (Brasil), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Tp" (cálido sin heladas favorable para cultivos tipo cryophilus) y el tipo de verano "g" (suficientemente cálido para cultivos de algodón, con verano sin días muy calurosos), régimen de humedad "Mo" (monzónico seco), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 727, precipitación anual en milímetros de 1164, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 129, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 566, período húmedo (un mes es húmedo cuando la

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precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 3-7 y, finalmente, período seco de 10-1 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Semiárido tropical (1.5) con régimen de temperaturas "Eq" (suficientemente cálido para cultivos ecuatoriales) y humedad "mo" (semiárido), típico de la caatinga brasilera, Venezuela y Ecuador; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 1.5, para la localidad de Iguatú (Brasil), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Ec" (ecuatorial sin heladas) y el tipo de verano "G" (suficientemente cálido para cultivos de algodón, verano con días muy calurosos), régimen de humedad "mo" (semiárido), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 1953, precipitación anual en milímetros de 827, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 165, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 1291, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 2-4 y, finalmente, período seco de 7-12 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Seco de tierra templada (1.8) con régimen de temperaturas "Tt-tt" (cálido pero la estación libre de heladas es corta) y humedad "MO-Mo" (frío pero suficientemente cálido para cultivos de maíz y trigo-monzónico seco), típico del planalto seco brasilero y regiones del noroeste; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 1.83, para la localidad de Monte Santo (Brasil), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Tp" (cálido sin heladas favorable para cultivos tipo cryophilus) y el tipo de verano "c" (suficientemente cálido para cultivos de maíz y algodón, verano con días calurosos, noches frías pero sin heladas a lo largo de todo el año), régimen de humedad "mo" (semiárido), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 645, precipitación anual en milímetros de 1502, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 857, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 8-3 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero).

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Figura 9. Mapa Climático de Sudamérica. (según FAO-UNESCO, 1971, página 17)

Desierto tropical cálido (3.1) con régimen de temperaturas "TR" (cálido sin heladas) y humedad "do" (desértico monzónico), típico del norte del Perú y Venezuela; caracterizado por Papadakis (1966) como un

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clima con código 3.14, para la localidad de Piura (Perú), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Tp" (cálido sin heladas favorable para cultivos tipo cryophilus) y el tipo de verano "G" (suficientemente cálido para cultivos de algodón, verano con días muy calurosos), régimen de humedad "do" (desértico monzónico), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 1970, precipitación anual en milímetros de 118, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 1852, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 3-2 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Desierto subtropical cálido (3.2) con régimen de temperaturas "SU" (Papadakis, 1966) y humedad "da-do" (desierto absoluto-desértico monzónico), típico de Argentina; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 3.26, para la localidad de La Rioja (Argentina), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Ci" (sin heladas pero suficientemente cálido para cultivos tipo cryophilous) y el tipo de verano "G" (suficientemente cálido para cultivos de algodón, verano con días muy calurosos), régimen de humedad "do" (desértico monzónico), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 1740, precipitación anual en milímetros de 331, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 1409, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 4-3 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Desierto tropical frío apropiado para cultivos de algodón (3.34) con régimen de temperaturas "tr" (cálido sin heladas) y humedad "da" (desierto absoluto), típico de la costa peruana; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 3.34, para la localidad de La Molina (Perú), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "tp" (cálido sin heladas y sin exclusión de cultivos) y el tipo de verano "c" (suficientemente cálido para cultivos de maíz y algodón, verano con días calurosos, noches frías pero sin heladas a lo largo de todo el año), régimen de humedad "da" (desierto absoluto), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 920, precipitación anual en milímetros de 18, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 902, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 9-8 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Desierto tropical frío apropiado para cultivos de arroz (3.36) con régimen de temperaturas "tr" (cálido sin heladas) y humedad "da" (desierto absoluto), típico de la costa nortina chilena; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 3.36, para la localidad de Antofagasta (Chile), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "tp" (cálido sin heladas y sin exclusión de cultivos) y el tipo de verano "O" (frío pero suficientemente cálido para cultivos de arroz), régimen de humedad "da" (desierto absoluto), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 590, precipitación anual en milímetros de 10, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 580, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre

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estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 2-1 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Desierto andino (3.5) con régimen de temperaturas "tf-AN" (frío con estaciones libres de heladas corta-muy frío pero suficientemente cálido para empastadas) y humedad "do" (desértico monzónico), típico de Perú, Bolivia y Chile; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 3.56, para la localidad de Uyuni (bolivia), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Tv" (cálido con inviernos moderados) y el tipo de verano "A" (muy frío pero suficientemente cálido para empastadas), régimen de humedad "do" (desértico monzónico), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 1160, precipitación anual en milímetros de 190, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 970, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 2-1 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Desierto pampeano (3.8) con régimen de temperaturas "PA-TE" (frío suficientemente cálido para actividades forestales a muy frío pero suficientemente cálido para empastadas -frío pero suficientemente cálido para cultivos) y humedad "da-de-di-do" (desierto absoluto-desértico mediterráneo-desierto isohídrico-desértico monzónico), típico de Argentina; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 3.82, para la localidad de Mendoza (Argentina), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Tv" (cálido con inviernos moderados) y el tipo de verano "M" (frío pero suficientemente cálido para el cultivo de maíz), régimen de humedad "do" (desértico monzónico), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 1320, precipitación anual en milímetros de 195, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 1125, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 4-3 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Desierto patagónico (3.9) con régimen de temperaturas "Pa-pa" (frío suficientemente cálido para actividades forestales-cálido a frío sin heladas) y humedad "de" (desértico mediterráneo), típico de Argentina; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 3.92, para la localidad de Colonia Sarmiento (Argentina), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Tv" (cálido con inviernos moderados) y el tipo de verano "t" (frío con estaciones libres de heladas corta), régimen de humedad "de" (desértico mediterráneo), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 890, precipitación anual en milímetros de 143, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 747, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 8-5 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Semiárido cál ido semitropical (4.3a) con régimen de temperaturas "Ts" (frío pero suficientemente cálido para cultivos) y humedad "mo" (semiárido), típico de Bolivia, Paraguay y norte de Argentina; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 4.31, para la localidad de Rivadavia (Argentina), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Ct" (con heladas, pero suficientemente moderadas para cultivos de cítricos, cultivos marginales para tipo cryophulous) y el tipo de verano "G"

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(suficientemente cálido para cultivos de algodón, verano con días muy calurosos), régimen de humedad "mo" (semiárido), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 2160, precipitación anual en milímetros de 540, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 1620, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 4-3 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Semiárido cálido seco y monzónico (4.3b) con régimen de temperaturas "Ts" (frío pero suficientemente cálido para cultivos) y humedad "Mo-MO" (monzónico seco-frío pero suficientemente cálido para cultivos de maíz y trigo), típico de Paraguay y norte de Argentina; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 4.35, para la localidad de Asunción (Paraguay), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Ct" (con heladas, pero suficientemente moderadas para cultivos de cítricos, cultivos marginales para tipo cryophulous) y el tipo de verano "G" (suficientemente cálido para cultivos de algodón, verano con días muy calurosos), régimen de humedad "Mo" (monzónico seco), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 1520, precipitación anual en milímetros de 1320, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 70, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 270, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 10-7 y, finalmente, período seco de 0 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Semiárido pampeano (5.7) con régimen de temperaturas "PA" (frío suficientemente cálido para actividades forestales a muy frío pero suficientemente cálido para empastadas) y humedad "si" (semiárido isohídrico), típico de Argentina; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 5.71, para la localidad de Victoria (Argentina), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Av" (cálido pero suficientemente moderado para el desarrollo de cultivos invernales) y el tipo de verano "M" (frío pero suficientemente cálido para el cultivo de maíz), régimen de humedad "si" (semiárido isohídrico), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 1420, precipitación anual en milímetros de 526, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 894, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 11-9 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Semiárido patagónico (5.9) con régimen de temperaturas "Pa-pa-Ma-TE" (frío suficientemente cálido para actividades forestales-cálido a frío sin heladas -frío pero suficientemente cálido para cultivos de maíz-frío pero suficientemente cálido para cultivos) y humedad "me-si" (semiárido mediterráneo-semiárido isohídrico), típico del sur argentino; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 5.952, para la localidad de San Julián (Argentina), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "av" (cálido pero suficientemente moderado para el desarrollo de cultivos invernales, con algunos días de invierno fríos) y el tipo de verano "t" (frío con estaciones libres de heladas corta), régimen de humedad "me" (semiárido mediterráneo), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 700, precipitación anual en milímetros de 182, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 0, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 518, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia,

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siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 0 y, finalmente, período seco de 9-4 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Semiárido subtropical mediterráneo (6.8) con régimen de temperaturas "MA" (frío pero suficientemente cálido para cultivos de maíz, a muy frío pero suficientemente cálido para empastadas) y humedad "me" (semiárido mediterráneo), típico de Chile central; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 6.885, para la localidad de La Serena (Chile), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Ci" (sin heladas pero suficientemente cálido para cultivos tipo cryophilous) y el tipo de verano "O" (frío pero suficientemente cálido para cultivos de arroz), régimen de humedad "me" (semiárido mediterráneo), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 535, precipitación anual en milímetros de 118, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 2, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 419, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 6 y, finalmente, período seco de 9-4 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). Semiárido cálido mediterráneo (6.9) con régimen de temperaturas "te" (frío pero con estación con heladas breve) y humedad "me" (semiárido mediterráneo), típico de Chile central y Argentina; caracterizado por Papadakis (1966) como un clima con código 6.95, para la localidad de Puente del Inca (Argentina), el tipo de invierno que lo caracteriza corresponde a "Tv" (cálido con inviernos moderados) y el tipo de verano "P" (frío pero suficientemente cálido para actividades forestales), régimen de humedad "me" (semiárido mediterráneo), evapotranspiración potencial anual computada mensualmente sobre la base del déficit de saturación (Papadakis, 1961) de 830, precipitación anual en milímetros de 266, precipitación efectiva (precipitación menos la evapotranspiración potencial durante la estación húmeda) de 40, stress de sequedad (evapotranspiración potencial menos la precipitación durante la estación lluviosa o no seca) de 604, período húmedo (un mes es húmedo cuando la precipitación excede la evapotranspiración potencial, siendo seco cuando la precipitación supera la capacidad de agua almacenada en el suelo antes de producirse la lluvia, siendo la mitad cuando la evapotranspiración potencial es menor, e intermedia cuando se presenta entre estos casos) de 6-8 y, finalmente, período seco de 10-4 (los valores señalados corresponden al "número" del mes que actúa como inicio y final del período, p.e., 10 correspondería a Octubre y, 1 a Enero). 7.1.2. Características Vegetacionales Desérticas de Sudamérica. Como puede apreciarse en la Figura 10, la región muestra dos grandes unidades taxonómicas asociadas a las condiciones desérticas, señaladas con la denominación (FAO-UNESCO, 1971) de formaciones semiáridas (código 8) y formaciones áridas (código 9):

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Figura 10. Mapa Vegetacional de Sudamérica. (según FAO-UNESCO, 1971, página 23)

La clasificación utilizada se fundamenta en las grandes unidades ecológicas sudamericanas, cuya

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ocurrencia puede ser relacionada con su hábitat (características climáticas o edáficas), fisonomía y estructura. Determinadas en forma independiente de la composición de las especies florísticas. 7.1.2.1 Formaciones Semiáridas. La característica común a todas estas formaciones xerofíticas es la presencia de un intenso y prolongado período estacional seco, durante el cual el hábitat sufre un considerable déficit de agua. Muestra 8 tipologías específicas: (a) Seca agreste de bosque deciduo, (b) Foresta seca decidua del oeste de Ecuador, (c) Caatinga (noreste de Brasil), (d) Bosque caribeño con cactáceas, (e) Parque chaqueño (Gran Chaco), (f) Bosque peripampeano (bosque pampeano), (g) Bosque peritaganónico y, (h) Formación de Puna del altiplano andino. Formaciones que a continuación se caracterizan: Seca Agreste de Bosque Deciduo (8a): esta área posee una precipitación anual que fluctúa entre los 700 y 1000 milímetros, asociándose a una vegetación natural abierta de foresta decidua compuesta por bosques xerófitos cuya predominancia se presenta entre las familias Leguminoseae, Combretaceae y Myrtaceae; entre las palmeras se encuentran las especies Cocos comosa, Copernicia cerifera (carnaúba) y Acrocomia, con cactus entremezclados. Foresta Seca Decidua del Oeste de Ecuador (8b): en esta región al oeste de Guayaquil la precipitación anual es cercana a los 1000 mm (Guayaquil se encuentra a 12 msnm, 976 mm, estación seca entre Junio y Diciembre); la vegetación xerofítica se desarrolla desde el norte desértico de la costa pacífica y consiste en una foresta luminosa xerofítica intercalada con sabana seca. Caatinga (Noreste de Brasil) (8c): esta formación vegetacional se encuentra bien definida fitogeográficamente en la parte noreste de Brasil, con precipitaciones muy variables que entregan en promedio unos 800 mm al año, el invierno es seco, mientras la estación lluviosa se encuentra distribuida entre los meses de Enero a Mayo; en la caatinga se incluye la caatinga actual, foresta en galería, foresta de palmares carnaúba en las depresiones húmedas con una elevada napa subterránea, la foresta agreste bajo condiciones de humedad mayores y, la sabana (campo cerrado y campo limpio) en los sectores planos. La caatinga consiste en la presencia de cactus y un bosque bajo abierto; caracterizan el paisaje los cactus candelabros, tales como Cereus jamacaru y Cereus squamosus (faxeiro) que pueden alcanzar alturas de 10 metros; menos altas son las especies Pilocereus gounelli (xique-xique), Cereus squamosus, Melanocactus y Opuntia; el bosque abierto y bajo se caracteriza por la presencia de un bosque deciduo (carrasco) para el cual el período de lluvia es severamente restrictivo por la transpiración que sufre a mediodía. por ejemplo se encuentran las especies Caesalpinia pyramidalis, Cavanillesia arborea (barrigudo), Amburana, Piptadenia, y Pithecolobium; sólo con algunos árboles siempre-verdes como los Zizyphus joazeiro; para los períodos secos, las galerías retienen el agua y reflejan la presencia de agua subterránea captada por sus raíces, tales como Tabebuia caraiba, Licania rigida, Caparis (Dias Almeyda et al., 1962; Hueck, 1966); varias plantas de esta región de caatinga poseen valor como productos de uso doméstico e industrial (p.e., Licania rigida para alimentación, Cocos coronata para aceite bronceador, Neoglaziovia variegata para fibras de buena calidad). Bosque Caribeño con Cactáceas (8d): permite distinguir dos tipos de formaciones a su interior, los espinales y los cardonales y sus posibles transiciones; la primera se desarrolla en áreas húmedas y consiste de espinos deciduos que perduran cerca de seis meses al año, mientras los cardonales son más xerofíticos; el paisaje es dominado por cactus candelabro que alcanzan los 8 metros de altura, tales como las especies Cephalocereus moritzianus y Lemaireocereus gruseus y otras más bajas como Opuntia, Cereus, Echinocereus, Melocactus y Mammillaria; algunos sectores de la península de Guajira y Paraguana tienen presencia de dunas activas (Cabrera, 1955; Hueck 1961, 1966; Cabrera y Willink, 1980). Parque Chaqueño (Gran Chaco) (8e): esta extensa región se ubica al sur de Bolivia (Arce, 1963), oeste de Paraguay y norte de Argentina; el paisaje es prácticamente plano, con leves pendientes hacia el este, por lo que las inundaciones cubren amplias áreas durante la estación lluviosa; los veranos son cálidos y húmedos, los inviernos templados y secos; la parte central del Chaco posee una baja cantidad de precipitaciones (p.e., Rivadavia con 495 mm); la precipitación aumenta desde el oeste hacia el este; gran

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parte del Chaco posee una cobertura xerofítica con bosque claro. Los sectores más desfavorables de esta área muestran foresta de algarrobo caracterizada por especies de Prosopis alba y Prosopis nigra, estas especies se encuentran acompañadas por tres tipos de cactus; la foresta de algarrobo puede desarrollarse en ambientes salinos; sin embargo, la foresta de quebracho requiere de condiciones más favorables, mostrando especies de Apidosperma y Schinopsis en los sectores de árboles más abiertos; en los sectores más altos se tienen especies de Zizyphus mistol, Caesalpinia paraguariensis, Cercidium australe y Bulnesia sarmientoi intercaladas; en los sectores altos vive una gran variedad de cactus y otros espinos xerófitos como Acacia cavena, Acacia Riparia, Acacia aroma y Mimosa; hacia la parte este del Chaco la foresta de quebracho se encuentra dominada por Schinopsis balansae, y aquí la foresta se encuentra intercalada con pastizales y palmares de sabana. Hacia el oeste se da una zona transicional entre la vegetación de foresta y las pendientes húmedas andinas; los árboles poseen una menor condición xerofítica, asociaciones que se presentan en áreas deprimidas, afectadas por presencia de sales como en el sector de Bañados en Bolivia y también se encuentra la presencia de dunas complejas activas; la extracción de quebracho posee valor económico, ya que de estas plantas se extrae ácido tánico; en Paraguay y Bolivia se encuentran algunos sectores que han mantenido su condición prístina debido a su inaccesibilidad (Kanter, 1936; Hueck, 1966). Bosque Peripampeano (Bosque Pampeano) (8f): se encuentra situado inmediatamente el oeste de la pampa, donde el clima comienza a ser notablemente seco; el promedio de precipitación anual varía entre los 300 y 500 mm en el este; hacia el oeste la vegetación pasa gradualmente a una estepa de monte, denominada hacia el norte como Parque Chaqueño; aparentemente el clima ha sido muy seco como para soportar una cobertura de pastos continua, ya que la cobertura de plantas es abierta con localizaciones puntuales de especies Prosopia algarrobilla (Nandubay), Prosopia caldinia (Caldén), Prosopia alba, además de especies de Acacia y Mimosa; usualmente, los árboles y arbustos están caracterizados por sus numerosas ramificaciones; también son características plantas Aphyllous (Papadakis, 1952; Cabrera, 1955; Hueck, 1966; Cabrera y Willink, 1980). Bosque Peripatagónico (8g): esta región se desarrolla paralela a los pies de los Andes y formas que delimitan la estepa patagónica; la precipitación anual aumenta hacia el oeste desde unos 200 a unos 500 mm anuales, donde ya se pueden encontrar especies de Nothofagus; son características las especies de Festuca monticola, Agrostis pyrogea, Deschampsia elegantula y Poa ligularia; mientras que entre los arbustos más comunes se encuentran especies de Mulinum spinosum, Nassauria aculeata y Berberis cuneata (Cabrera, 1955; Cabrera y Willink, 1980). Formación de Puna del Altiplano Andino (8h): el altiplano ocupa las planicies elevadas y montañosas de una pequeña parte del sur de Perú, sudoeste de Bolivia, noroeste de Argentina y norte de Chile, con altitudes que van desde los 3500 a 4500 msnm; la precipitación anual es muy baja en el sur (62 mm en Ollague) y se incrementa hasta los 500 mm en las vecindades del lago Titicaca; las lluvias se encuentran prácticamente confinadas a los meses de verano; la amplitud diaria de la temperatura es elevada, llegando a superar los 20 grados Celsius, y los fríos intensos pueden darse durante la noche en todo el año; cerca de los 4500 msnm el clima se vuelve frío, propio de los climas de montaña de altura; característica de estas elevaciones son la Llaretia (llaretales); el tipo de vegetación predominante en el altiplano es el arbusto estepárico aislado con especies como Lepidophyllum y Baccharis tola que alcanzan cerca de un metro de altura, además de la Stipa jehu ; los cactus son menos frecuentes; otra formación característica son los bofedales, que se desarrollan cuando las disponibilidades de agua son buenas, apareciendo especies como la Ephedra andina y Atriplex retusa, en los cuales pastan rebaños de llamas y alpacas (Cabrera, 1955; Wright, 1961; Cabrera y Willink, 1980). 7.1.2.2 Formaciones Áridas. La presencia y configuración de la cordillera andina provoca una distribución de las formaciones vegetacionales áridas circunscrita a una zona estrecha, que comienza en las costas de Perú y Chile y cruza los Andes hacia las estepas de la Patagonia. Presenta 3 formaciones características: (9a) Desierto Costero Pacífico, (9b) Desierto Montañoso Andino y, (9c) Estepa Patagónica y del Oeste de Argentina. Formaciones que a continuación se caracterizan:

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Desierto Costero Pacífico (9a): es un área de sólo 75 a 150 Km. de ancho que se extiende desde el norte de Perú (cerca de los 4 grados de latitud sur) hasta las inmediaciones del sur de Coquimbo (31 grados de latitud sur); la precipitación es muy baja y se ve incrementada en alguna medida en las montañas costeras; la media de temperatura decrece regularmente hacia el sur; la corriente marina fría de Humboldt provoca temperaturas destacablemente bajas; el litoral pacífico sudamericano corresponde a un desierto, donde la vegetación se desarrolla sólo a lo largo de los fondos de valles que cruzan el desierto y en las laderas que retienen humedad durante el invierno; la vegetación de las "Lomas" es alimentada por la humedad de condensación de neblina, asociada genéticamente a la presencia de la corriente de Humboldt adyacente, afectando alturas que fluctúan entre los 150 y 1000 msnm en la laderas con pendiente hacia el oeste; motivo por el cual la composición varía de un lugar a otro pero siempre consiste en especies anuales con un ciclo vegetativo efímero (Euphemerophytes) y plantas con órganos subterráneos perennes (Geophytes). Plantas con desarrollo superficial perennes son escasas; el desarrollo de la vegetación depende completamente de la presencia o ausencia de neblinas; un fenómeno destacable es la presencia de forestas realmente de Lomas xerófitas en lugares que alcanzan los 500 a 700 msnm en Perú central (p.e., Lachay, Casma, Atocongo y Lurín); a estas altitudes la neblina persiste en invierno durante todo el día, de manera que los árboles pueden condensar un máximo de humedad atmosférica; con lo cual los árboles pueden alcanzar alturas de 6 a 7 metros; la foresta incluye especies de Carica candens, Caesalpinia tinctoria, Acacia macracantha y Eugenia; dado su poder como combustible, las Lomas prácticamente han sido deforestadas (Cabrera, 1955; Hueck, 1966; Cabrera y Willink, 1980). Desierto Montañoso Andino (9b): esta región comprende todos los desiertos montañosos con laderas orientadas hacia el oeste en Perú y Chile y, en las cadenas montañosas desérticas argentinas que dan hacia el este; actualmente, en esta sección central de la cordillera, la zona árida atraviesa los Andes; la precipitación es escasa y se distribuye en forma incierta; los promedios de precipitación se encuentran entre los 0 y 250 mm anuales, la amplitud térmica diaria es elevada; la vegetación varía desde plantas solamente efímeras que aparecen luego de las lluvias, a la presencia de formaciones cactáceas (especies de Opuntia) con arbustos de tola (especies de Lepidophyllum), aumentando la cobertura xerofítica de arbustos con pequeños árboles de Prosopis, Acacia cavena, Schinus molle; gran parte de esta área muestra el desarrollo la ausencia de plantas perennes. Estepa Patagónica y del Oeste de Argentina (9c): esta vasta región se extiende en forma estrecha desde La Rioja y Catamarca en el oeste argentino hasta aproximadamente los 50 grados sur en la Patagonia; las precipitaciones se encuentran entre los 100 y 200 mm anuales; la media de temperaturas figura disminuida en la medida que se avanza hacia el sur; especialmente destacables son la ocurrencia de fuertes vientos, especialmente a comienzos de primavera; la vegetación está formada por una destacable estepa uniforme consistente de pastos con especies de Stipa y Festuca y arbustos bajos como son Larrea divaricata, Larrea cuneifolia, Larrea cuneata, Larrea nitida, Monthea aphylla, Cassia aphylla, Cercidium australe, Verbena lugistrina; localmente se encuentran especies arbóreas dominantes de Prosopis; a lo largo de los cursos de agua se encuentran especies de Salix humboldtiana (Cabrera, 1955; Hueck, 1966; Cabrera y Willink, 1980). 7.1.3. Características Pedológicas Desérticas de Sudamérica. Como puede apreciarse en la Figura 11, la región muestra tres elementos estructurales mayores para el análisis de las unidades pedológicas sudamericanas, en todas las cuales pueden encontrarse ambientes asociados a las condiciones desérticas (FAO-UNESCO, 1971): tierras bajas, tierras altas y los Andes, mostrando 27 regiones en cada una de las cuales se encuentran patrones de distribución de suelos, caracterizándose por sus condiciones ecológicas en función de la interrelación producida por los patrones de clima, vegetación y suelo. Las tierras bajas (A) se refieren a los sistemas de drenaje principales (cuencas del Amazonas, Orinoco y Paraguay), condiciones de drenaje significativas por las diferencias climáticas asociables. Las tierras altas (B) involucran a los antiguos macizos de la Guayana, brasilero y patagónico, en los cuales, además del clima, pueden distinguirse por su fisiografía y litología. La montaña andina (C) incluye todo el sistema de montañas y laderas que dominan la sección oeste del continente, conformando una situación de suyo bastante compleja, ya que, además de su fisiografía, presenta contrastadas situaciones climáticas impuestas por su ámbito de acción latitudinal, la corriente fría de

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Humboldt y la cercanía de las cuencas cálidas ecuatoriales del Amazonas-Orinoco, por lo que presenta grandes diferencias litológicas (particularmente en los sectores volcánicos), todos los cuales afectan los patrones de distribución de suelos. A continuación se desarrolla una breve caracterización de las unidades que involucran, exclusivamente, ambientes de carácter desértico (árido y semiárido). Regiones Pedológicas Desérticas de las Tierras Bajas (A). Las tierras bajas de Bolivia (A2) presentan en su sección sur climas con una estación seca, con suelos Orthic Acrisols en algunos de los cuales se encuentran concreciones ferruginosas a los que se asocian suelos Ferralsols, Dystric Gleysols y Plinthic Acrisols. En la cuenca del Orinoco (A3), existen sectores aluviales que ocupan parte de Venezuela con extensas áreas de suelos Vertisols. En la cuenca de Maracaibo (A5) y bajo condiciones semiáridas, se encuentran unidades de depósitos cuaternarios (no han desarrollado suelo propiamente tal) en las planicies y en su parte central (dunas); mientras en las proximidades de los Andes (sector norte) se dan suelos salinos y Xerosols. En las tierras bajas de la costa pacífica (A6), se encuentran áreas secas al norte del istmo de Panamá, con suelos Orthic Luvisols asociados a Planosols. Hacia el extremo suroeste de la cuenca de Paraná-Paraguay (A7), se encuentran algunos sectores muy secos con asociaciones de suelos Planosols y suelos salinos. En el sector oeste de la Pampa argentina (A9), los sedimentos reflejan las condiciones secas de área, presentando Phaeozems sin horizonte argílico en asociación con Regosols y, localmente, se aprecian dunas activas, dominando suelos Gleyic Solonchaks en asociación con Planosols en las depresiones. En la región del Chaco (A10) el clima es semiárido cálido, lo que genera minerales primarios (pedológicamente hablando) y abundantes sales solubles, las que durante la estación seca son dispersadas por las tormentas de viento, provocando el desarrollo de un horizonte B mediante argiluviación, proceso predominante en la región y atribuido a la dispersión de arcilla bajo la influencia de las sales, la textura dura del subsuelo provoca susceptibilidades a las inundaciones durante el verano; en ésta los suelos Kastanozems rojos se presentan asociados con Planosols y Solonetz, mientras los sectores más secos muestran suelos Haplic Xerosols, de manera que estos suelos desarrollan una fase salina; hacia el desierto patagónico los contenidos de materia orgánica decrece y el carbonato de calcio se presenta en forma de concreciones en el subsuelo, apareciendo suelos Xerosols en asociación con Regosols y Fluvisols asociados con Solonetz, mientras la presencia de Solonchaks se da en los valles. Regiones Pedológicas Desérticas de las Tierras Altas (B). En esta región merecen especial atención los procesos de erosión recientes en las superficies terciarias, afectadas por los ambientes semiáridos del noreste brasilero, destrucción que ha sido particularmente activa durante y después del Plio-pleistoceno, tiempo durante el cual se desarrollan las formas estructurales recientes y las cuencas y valles de control tectónico, generando una topografía altamente disectada e intemperizada, cuyos sedimentos se relacionan con depósitos coluviales y aluviales, como el valle del Paraíba (respecto de estos procesos en otras partes del mundo se puede consultar a Campbell et al., -1987- quienes desarrollan un completo análisis para los ambientes semiáridos sudaneses).

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Figura 11. Mapa Regiones Pedológicas de Sudamérica. (según FAO-UNESCO, 1971, página 91)

Las tierras altas del noreste brasilero (B6) se encuentran dominadas por la formación vegetacional de

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caatinga semiárida (compleja interrelación de cactus y arbustos); en la Sierra de Araripe se encuentran suelos Xanthic Ferralsols con un escaso grado evolutivo y desarrollados sobre arenas ferruginosas cretácicas; hacia el sur de Piaui, los Ferralsols se encuentran sobre rocas sedimentarias paleozoicas y triásicas, los que aparecen cartografiados como Orthic Ferralsols en los mapas estandarizados de suelos; en otros sectores elevados de la región (estado de Bahía), a la presencia de antiguas rocas sedimentarias cretácicas, subyacen a suelos Regosols asociados con Vertisols (derivados de los más antiguos sedimentos), Solonetz y Lithosols; los pediplanos cuaternarios del oeste de esta región muestran un aumento de sedimentos silicios y concreciones ferruginosas asociadas a suelos Ferric Luvisols; cuando la capa sedimentaria es potente, se encuentran Orthic Ferralsols con saturaciones qwue superan el 50% en el horizonte B y que han sido descritas localmente como caatinga Latosols, asociados a Regosols; donde la cobertura sedimentaria ha sido erosionada y las antiguas rocas metamórficas precámbricas han quedado expuestas, se encuentran suelos Chromic Luvisols y Lithosols, mientras que las fases intermedias de erosión se encuentran asociadas a suelos alcalinos moderadamente profundos del tipo Solodic Planosols; al norte de Bahía (localidad de Juazeiro) las formaciones superficiales silúricas se relacionan con suelos Vertisols y Rendzinas. En las tierras altas del oeste y sur de Argentina (B11) se encuentra la estepa de Argentina central y patagónica, cuyos suelos no han alcanzado una gran evolución, producto de las condiciones desérticas del clima, en el norte se han formado producto de las acumulaciones más recientes de sedimento, encontrándose comúnmente dunas de arena, presentando suelos Regosols de arena no calcárea sin horizontes B arcillosos, mientras las depresiones se caracterizan por la presencia de suelos Solonchaks y Solonetz; cerca de los Andes los suelos característicos son los Lithosols, hacia el sur los suelos se presentan cubiertos por el pavimento desértico, con antiguos suelos Yermosols rojos de textura fina y una pequeña evidencia de movimiento de arcillas, pudiendo en ocasiones presentar cementaciones de calcio en las asociaciones de Regosols y Lithosols sobre laderas poco inclinadas, los valles presentan Fluvisols (conocidos localmente como "Mallinsoils"), Gleysols e Histosols se encuentran en los valles más australes del área, el extremo austral de Patagonia y Tierra del Fuego muestra la presencia de Histosols en lugares deprimidos, además de suelos Phaeozemlike, Rendzinas, Vertisols, Gleysols y Planosols. Regiones Pedológicas Desérticas Asociadas a los Andes (C). Dadas las condiciones de juventud del macizo andino, los procesos de formación de suelos son inestables, producto de un paisaje dominado por una intensa erosión y depositación, interrumpida localmente por ajustes de carácter sísmico y actividad volcánica. De esta manera, los suelos no alcanzan a desarrollar buenos perfiles, siendo comunes la truncación y acumulación de materiales coluviales, presentándose bandas horizontales de perfiles de suelos en alternancia con materiales parentales estratificados; por tanto, la clasificación pedológica es extremadamente dificultosa. En las montañas y laderas del oeste (C3), la cordillera andina colinda con la región extremadamente desértica y salina de la costa pacífica, con altitudes que superan los 3500 msnm, la aridez se encuentra directamente asociada con los efectos de deshidratación de la corriente fría de Humboldt, pudiéndose distinguir el desierto bajo chileno con elevaciones que superan los 1000 metros y suelos regosólicos y litosólicos Yermosols y Solonchaks en las partes más bajas, donde las napas de agua salina se encuentran cerca de la superficie; el desierto bajo peruano con suelos derivados de depósitos volcánicos tipo Vitric Andosols y ante la presencia de dunas de arena suelos Eutric Regosols, mientras en el sector de "Lomas" se encuentran suelos Regosols y Lithosols con una menor ocurrencia de Yermosols, Fluvisols y Solonchaks; en las montañas desérticas del oeste que se extienden desde el norte de Perú hasta Chile central, con altitudes que fluctúan entre los 1000 y 5500 metros, se encuentran Lithosols y Regosols, mientras los terrenos más estables muestran suelos Yermosols (Calcic Yermosols); hacia el este se da un incremento de arcillas, generando suelos Luvic Yermosols y, en el sur del Perú, donde el material parental es de origen volcánico, se encuentran asociados Lithosols y Vitric Andosols. El altiplano andino (C4) se encuentra con elevaciones que superan los 3500 metros con carácter semiárido y árido; en el ambiente semiárido asociados, a depósitos salinos y cristalinos, se distinguen suelos Vitric Andosols y Lithosols; Xerosols ocurren hacia el oeste, donde no se encuentra la presencia de material volcánico, dominando procesos lacustres y sedimentos eólico-fluviales; por su parte, el altiplano árido, se presenta hacia el suroeste, donde dominan acciones de carácter volcánico que han generado

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suelos Vitric Andosols, Luvic Yermosols y Regosols. 7.2. Características Geosistémicas Desérticas de Chile. Dada la enorme diversidad de ambientes naturales (geosistemas) que es posible encontrar en los espacios áridos y semiáridos nacionales (Schneider, 1969), se ha optado por subdividir su descripción conforme a los planteamientos de Toledo y Zapater (1991). Desde un punto de vista climático, las macroregiones áridas y semiáridas se encuentran condicionadas por tres agentes sobre el clima. En primer lugar, la orografía (tanto la Cordillera de los Andes como la Cordillera de la Costa, constituyen un verdadero biombo climático) que impide la influencia marítima sobre sus laderas orientales y en la depresión intermedia, como consecuencia del sistema orográfico costero; debido a su altitud, las laderas de ambos cordones y especialmente el andino, originan movimientos convectivos, generadores de lluvias; de igual forma, el sistema de laderas, contribuye a caracterizar climas locales de solana-umbría y barlovento-sotavento. En segundo lugar, la ubicación del país en la vertiente occidental del continente sudamericano, se traduce en una proximidad oceánica y polar, por lo que el aporte constante de corrientes marítimas y aéreas se hacen sentir en todo el país, al trasladar aguas antárticas y subantárticas a lo largo de la costa y masas de aire antártico y polar. Por último, y en tercer lugar, la circulación general de la atmósfera, a través de presiones, masas de aire, frentes y vientos, se traduce, entre los 20 a 40 grados de latitud sur y teniendo como eje meridiano los 100 grados de longitud oeste, en la presencia del centro de la zona de altas presiones subtropicales o anticiclón del océano Pacífico Sur, cuyo desplazamiento anual (de más menos 10 grados en sentido latitudinal) genera diferencias meteorológicas marcadas, al determinar las modalidades de precipitación y temperatura (Rutllant, 1990). El anticiclón del Pacífico y su área de influencia (Rutllant, 1990), implica el descenso constante de aire seco y cálido desde los altos niveles de la atmósfera, siendo responsable de los cielos despejados que se observan en el interior del país, desde el valle del Lluta hasta el de Copiapó y, prioritariamente, asociado al buen tiempo entre Copiapó y el Estrecho de Magallanes. La subsidencia atmosférica explica, de este modo, los elevados índices de radiación solar (Romero, 1985). Escapan a estas características las áreas costeras bajo nublados estratiformes, y las zonas bajo la acción permanente o estacional (invernal) del Frente Polar, responsable del mal tiempo. De esta forma, el área de predominio permanente anticiclonal corresponde al desierto árido, sólo aminorado en la costa por perturbaciones que provocan lluvias, explica el semiárido. Hacia el extremo sur el ambiente patagónico, se encuentra afectado por fenómenos de carácter ciclonal (lluvioso y ventoso), pero al encontrarse influenciado por la orografía andina asume su condición semiárida, cediendo el paso a los anticiclones fríos antárticos. Los vientos regionales, dominantes en la mayor parte del país, muestran una componente sur y suroeste (anticiclón) y, en la zona austral, los del oeste, norte y suroeste (depresiones frontales). Junto a ellos, los vientos marítimos y continentales inciden sobre todo el litoral, alcanzando su mayor dinámica donde la amplitud térmica entre la tierra y el mar es más intensa. De la misma forma, las condiciones orográficas locales generan significativas diferencias de insolación y temperaturas y, consecuentemente, vientos locales entre las laderas y los fondos de los valles. En esta caracterización general, otro de los elementos que se manifiesta como producto o síntesis del paisaje y que condiciona su utilización es el factor hidrológico. La similitud en los caudales y regímenes de escurrimiento derivados de la situación climática, del tipo de red de drenaje y situación de las cuencas con respecto a las unidades morfológicas fundamentales o de su base de equilibrio, permiten agrupar o definir zonas hidrológicas relativamente homogéneas (Niemeyer y Cereceda, 1984). El norte árido muestra ríos de régimen esporádico (comprende las regiones de Tarapacá, Antofagasta y la parte norte y nororiental de Atacama) cuyo rasgo característico es la extrema aridez, zona en la cual las cuencas condicionadas por el relieve y por la exigua precipitación, permite definir sistemas exorreicos con escurrimientos permanentes o esporádicos (p.e., ríos Lluta y Loa), sistemas endorreicos (p.e., laguna de Chungará, río Lauca, salares) y, como en ninguna otra parte del país, un sistema de cuencas arreicas (p.e., en el desierto de Atacama). Al sur del río Salado y aproximadamente hasta el río Aconcagua, se encuentra la zona semiárida, caracterizada por escasas e irregulares precipitaciones concentradas en los meses de invierno, característica que le otorga a los ríos un régimen fluvial mixto (crecidas invernales

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asociadas a las precipitaciones y crecidas estivales relacionadas con los deshielos), por ello, los escurrimientos se hacen más estables y de mayor magnitud a medida que aumentan las precipitaciones con la latitud. La existencia de napas de aguas subterráneas (Margat y Saad, 1985; Margat, 1990) en los lechos de los ríos, permite mantener las condiciones de productividad económica durante los períodos de sequía. Por su parte la subregión semiárida patagónica se caracteriza por la presencia de glaciares que alimentan los ríos interiores y que desembocan directamente al mar. Otra variable del paisaje es el factor pedológico. Cada tipo de suelo posee una región característica de presencia, ya que constituye una resultante de las condiciones ambientales de un determinado lugar, correspondiendo esta resultante a zonas geográficas o geosistemas distintos, especialmente si el clima también es diferente (Rovira, 1984). De esta forma y en general, el medio ambiente desértico debería presentar aridisoles (suelos áridos prácticamente secos y desprovistos de vegetación); sin embargo, la variedad de elementos que interactúan en este medio, otorga características relacionadas con la menor o mayor humedad disponible, tal como en el altiplano, donde las lluvias de verano favorecen el desarrollo de molisoles (suelos de gran cantidad de materia orgánica propios de sectores subhúmedos o semiáridos). En cambio, donde la aridez es absoluta se presentan entisoles (suelos esqueléticos, sin evolución de horizontes, con alto contenido de sales y prácticamente sin materia orgánica). Los aridisoles de la zona árida, se desarrollan en la ladera occidental de la Cordillera de la Costa, favorecidos por la presencia de la "camanchaca", y en los planos inclinados y precordillera andina, por las lluvias de verano. En la zona de transición entre el medio árido y semiárido (entre los ríos Copiapó y Elqui) se encuentran aridisoles más evolucionados que los anteriores, cuyo desarrollo se debe a la presencia de las escasas e irregulares precipitaciones invernales. En el semiárido propiamente tal (entre los ríos Elqui y Aconcagua), la mayor humedad proveniente de las crecientes lluvias invernales, permite una modesta actividad pedogenética asociada a la recurrencia de una mayor imtemperización de orden químico y a un aumento relativo del ciclo orgánico, situación que se encuentra manifestada en el cambio de suelos aridisoles a alfisoles y molisoles (el manto vegetal estepárico que reemplaza a la vegetación xérica, asegura un mayor contenido de materia orgánica, otorgándoles a estos suelos un mayor grado de evolución). Finalmente, el región semiárida patagónica, caracterizada por un clima de aridez fría, sólo permite la existencia de suelos molisoles (alto contenido de materia orgánica aportada en gran parte por la vegetación estepárica). Finalmente, el factor biogeográfico, al igual que en el caso de los suelos, permite plantear patrones espaciales de distribución vegetal y faunística, caracterizados bajo condiciones de geosistemas, al conformar una suerte de síntesis integrada de las particularidades del medio. En el ambiente árido o zona xeromórfica, la vegetación es de tipo xerófita (tienen como principal condicionador a la sequedad). Su distribución depende de la interacción de otros elementos (p.e., la influencia oceánica de la franja litoral y el régimen de precipitaciones). Entre los ríos Copiapó y Aconcagua, la irregularidad pluviométrica favorece el crecimiento de una vegetación aún caracterizada por un constante estado de tolerancia y latencia, además de un desarrollo irregular y de importantes adaptaciones a las condiciones xerófitas de determinados hábitat. Mientras para la zona patagónica (vertiente oriental andina), expuesta a las condiciones climáticas de carácter atlántico y con marcados rasgos de continentalidad, se desarrolla la vegetación de estepa fría, compuesta de pequeños árboles achaparrados, hierbas y plantas bajas, formaciones que manifiestan la aridez de la región (Quintanilla, 1983). 7.2.1. El Norte Chileno. En general, las regiones xéricas de Perú y Chile muestran para Sudamérica las unidades con mayor aridez, en una banda de norte a sur entre el océano y las máximas elevaciones de la vertiente oeste de los Andes. Cuando las masas de aire penetran desde el océano, contienen algún porcentaje de humedad, mientras los vientos procedentes del este pierden su contenido de humedad en la barrera orográfica andina, de manera tal que esta región se encuentra sujeta al aporte de las masas de aire frío y las precipitaciones por efecto de sombra (Rauh, 1985). La media anual de precipitación no supera los 50 mm. Desde el punto de vista vegetacional, presenta variedades de tipo herbáceo, estepárico y de sabana, distribuidas de acuerdo a condiciones específicas de la orografía local. Así, los valles presentan géneros de Acacia, Caesalpinia y Carica. En las laderas géneros de Eugenia, Trichocereus y Capparis, acompañados de una gran variedad de cactáceas "candelabro" y "columnares" en las partes superiores de las laderas, además

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del género Capparis; mientras en los suelos más arenosos se encuentra Prosopis juliflora, para el sector costero se presenta un dominio de los géneros Salix, Cordia y Valesia y, entre las halófitas, géneros como Salicornia y Batis en complemento con Distichlis y Sporobolus (Dick-Peddie, 1991). 7.2.1.1 El Ambiente Árido. Este geosistema comprende regiones y áreas condicionadas por la aridez climática. Se localiza entre los 17 y 27 grados de latitud sur (Norte Grande), involucrando las regiones administrativas de Tarapacá, Antofagasta y la parte septentrional de Atacama, hasta el valle del río Copiapó. Está sometido a las influencias anticiclonales cálidas permanentes, que eliminan cualquier condición de mal tiempo asociada a la perturbación del Frente Polar (Romero, 1985), y por tanto, permiten el registro de máximos valores de radiación solar, causados entre otros factores, por su localización en la zona intertropical, donde el sol alcanza su mayor altura y por más largo período de tiempo en el país. Los seres vivos habitan en permanente lucha contra las condiciones del medio hostil, incluyendo la acción antrópica sobre ellos, razón por la cual, plantas y animales nativos existen y se desarrollan en número reducido. El gran problema del medio árido es el agua. Sometido al constante efecto de bloqueo (sombra) y a las perturbaciones atmosféricas por parte de las células anticiclonales, el desierto prácticamente no registra precipitaciones y la humedad es muy baja. En estas condiciones, no sería posible esperar escurrimientos superficiales desarrollados. Sin embargo, la funcionalidad de estos ambientes permite la llegada de cursos de agua permanentes que, no obstante su enorme evaporación y salinidad, constituyen un rasgo geográfico único, al dotar de agua a un área de enorme energía solar, todo gracias a la presencia en su borde oriental de una meseta de alturas superiores a los 4000 metros que recibe lluvias paramazónicas de verano y acumulaciones de nieve en las cumbres más elevadas (Niemeyer y Cereceda, 1984). De acuerdo con su nivel de base, sus cuencas se dividen en exorreicas, endorreicas y arreicas. Para el desarrollo agrícola y el establecimiento de los asentamientos humanos, son las cuencas exorreicas las de mayor significado (quebradas de Escrito y Concordia, río Lluta, quebradas San José o Azapa, Codpa o Vítor, Camarones, Tana o Camiña). El hecho que las vertientes se ubiquen en la precordillera o en la cordillera, es un importante factor que interviene en la permanencia y calidad de las aguas. La extensión de estas cuencas fluctúa entre los 1660 km2 (río Codpa) y 4760 km2 (río Camarones), y 167 km2 (río Lluta), considerando los tributarios de menor desarrollo (Niemeyer y Cereceda, 1984). Como es fácil establecer, la escasez del agua ha obligado al diseño de esquemas que permitan el uso combinado del recurso por sus requerimientos en agricultura, urbanización e industrialización. La mayoría de estos ríos presenta una calidad de agua que no es óptima, debido al elevado contenido de sales, limitando la variedad y calidad de los cultivos (p.e., alfalfa Medicag sativa en Camarones, y alfalfa y maíz Tea maiz en Lluta). Por otra parte, en la mayoría de los valles, la agricultura está limitada por la falta de seguridad del agua de regadío y por la escasa superficie cultivable. Las cuencas endorreicas de origen tectónico o volcánico tienen normalmente su nivel de base en un salar (p.e., río Lauca respecto del gran salar de Coipasa, el que también desembocan los ríos Isluga, Cariquima y Cancosa). Sus posibilidades de manejo racional pueden verse afectadas por su emplazamiento multinacional (p.e., cuenca del salar de Tara, cuyo principal afluente es el río Zapaleri, que nace en Bolivia y atraviesa territorio argentino). Aún así, la mayoría de las cuencas se encuentran íntegramente en territorio nacional (en la Primera Región: cuencas de Chungará, salares de Surire y Coposa; en la de Antofagasta: salares de Ascotán, San Martín, Aguas Calientes, Incahuasi, Los Infieles, La Isla, Las Parinas, Azufrera, Wheelwright, Pedernales, Maricunga y Atacama; en la Tercera Región: cuenca del Negro Francisco). Aunque de menor importancia para el abastecimiento de agua, estas cuencas endorreicas han constituido un elemento fundamental para la subsistencia de la flora y fauna, así como para el establecimiento de pueblos primitivos. Además, presentan algunas obras de regadío que normalmente generan nuevos conflictos, al desarrollar complejos sistemas de interconexión entre diferentes cuencas hidrográficas, en la búsqueda de nuevas soluciones a la problemática hídrica, en particular los asociados a las mayores concentraciones de población (Niemeyer y Cereceda, 1984). Por último, las acumulaciones de sal han favorecido las actividades de extracción del caliche o salitre y la instalación de plantas procesadoras de sales y litio (p.e., Salar de Atacama). Bajo una caracterización geosistémica, en este ambiente árido es posible distinguir algunas regiones relativamente homogéneas: desierto costero, desierto absoluto o perárido tropical, valles y oasis xéricos,

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bosque tropical xerófito y altiplánica andina (Toledo y Zapater, 1991). Región del Desierto Costero. Corresponde a una franja estrecha y continua que se origina en la intercepción del farellón costero (Borgel, 1983) con el límite de subsidencia atmosférica (Romero, 1985). El clima, bajo influencias anticiclonales cálidas permanentes y de las aguas frías de la corriente de Humboldt (Rutllant, 1990), recibe también la denominación de tropical desértico o de desierto costero. Su principal característica la constituye la influencia oceánica ("camanchacas") que se hace sentir en la vertiente occidental de la cordillera de la Costa (1000 a 1500 msnm), la que, a su vez, impide su acceso a la depresión intermedia, sólo logrando penetrar a través de los valles fluviales o quebradas secas por algunas decenas de kilómetros, llegando incluso al límite de la pampa (Borgel, 1983) y generando pequeñas modificaciones en el ambiente árido interior. Esta situación se presenta hasta la quebrada de Camiña o Tana por el sur, y hacia el interior hasta la depresión intermedia o "pampitas" (Borgel, 1983), contrastando de este modo con las condiciones de aridez que asumen las pampas ubicadas algo más al sur (Romero, 1985). Estas condiciones de humedad favorecen la existencia de suelos pardo-rojizos costeros o aridisoles y de una limitada capa herbácea de carácter efímero, tipo lomas (Rovira, 1984; Quintanilla, 1983). La fauna también es escasa, destacando por su valor económico, las aves marinas responsables de grandes guaneras (Quintanilla, 1983). Por estas condiciones climáticas, más moderadas que las del interior, a la desembocadura de ríos y quebradas y, al rol de los puertos en la economía minera, el asentamiento humano se ha concentrado privilegiando la franja litoral (Arica, Iquique, Tocopilla, Antofagasta, Taltal, Chañaral y algunos puertos y caletas menores). Esta región ha sido intensamente afectada por el hombre en el siglo pasado, la cobertura vegetal ha sido explotada como forraje para mulas, leña y madera (cercanías de Cobija) para abastecer los requerimientos de la explotación calichera. Similar depredación afectó a la fauna marina, especialmente a los lobos de un pelo. En la actualidad, la crisis del salitre ha llevado al hombre, a concentrar sus actividades en la explotación de los recursos marinos pelágicos. Región de Desierto Absoluto o Perárido Tropical. Esta área se sitúa al oriente de la cordillera costera y se extiende hasta los pies de la cordillera andina. Corresponde al núcleo del desierto árido (desierto de Atacama), hacia el cual no existe penetración de influencias atmosféricas costeras (Romero, 1985). Los suelos desérticos rojos o entisoles son pobres, esqueléticos, casi desprovistos de sustancias orgánicas (Rovira, 1984). En algunos sectores específicos se desarrollan algunas plantas adaptadas a este inhóspito medio, mediante la captación de humedad a través de sus espinas, la cual, condensada en gotas, se precipita al suelo donde la absorben las raíces, mientras los tejidos de los tallos están capacitados para acumular agua, permitiéndoles soportar épocas de extrema sequedad (Quintanilla, 1983). La ausencia de precipitaciones explica el carácter arreico del escurrimiento superficial, aún cuando la presencia de agua subterránea en la Pampa del Tamarugal, ha sido ampliamente demostrada (Niemeyer y Cereceda, 1984). También la fauna es pobrísima, pues sólo se reduce a insectos asociados a algunos pequeños arbustos, hormigas y arañas, y a algunos lagartos que suplen las necesidades de agua con reservas en el abdomen, especialmente adaptados para estas condiciones (Quintanilla, 1983). En esta región, sólo una fuerte motivación económica pudo incentivar el poblamiento. Así, el siglo XIX muestra la presencia de oficinas salitreras y campamentos para sus empleados, las caletas se transformaron en pequeños puertos. Producida la crisis del caliche, primero declina la economía de estos poblados, para luego desaparecer en su gran mayoría, concentrándose la población en la franja litoral. Región de los Valles y Oasis Xéricos. Corresponde a un área prácticamente lineal con elementos puntuales específicos, asociados a los cursos de agua (p.e., Azapa, Lluta, Camarones, Camiña, Tana) y oasis (p.e., Pica, Matilla) y algunas terrazas o andenes artificiales, en todos los cuales se encuentra una fertilidad en suelos desérticos cultivados bajo riego, ricos en materia orgánica y sales, con agua superficial y subterránea. Características que, sumadas a las condiciones de radiación solar, permiten el desarrollo de vegetación (arboledas de plátanos, olivos, higueras, cítricos, pastos artificiales y una variada explotación agrícola). Entre la vegetación natural se encuentran algunas herbáceas y arbustos autóctonos como la brea (Tassaria absinthioides), chilca (Baccharis glutinosa), cola de zorro (Hordeum comosum), y árboles como el chañar (Gourliea chilensis), algarrobo (Prosopis juliflora) y pimiento (Schinus poligamus). Además de una fauna abundante con presencia de reptiles, lagartos, zorros y el tucutucu del desierto (Estenomis

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magallanicus), entre otros (Quintanilla, 1983). En este medio, extraordinario en recursos naturales, la acción humana se traduce en un aprovechamiento intensivo de los recursos agrícolas. Las explotaciones más comunes son: trigo (Triticum), maíz (Tea maiz), cebada (Hordeum vulgare), alfalfa (Medicago sativa), algodón fibra y algodón semilla (Crossypium herbaceum), papas (Solanum tuberosum), tomates (Lycopersicum esculentum), ajos (Allium sativum), zapallos (Cucurbila maxima) y olivos (Olea europea). Así como la conjunción de la altísima energía solar con el agua garantizan una abultada productividad biológica, estos cultivos, lamentablemente, se ven atacados por plagas e insectos como la mosca azul, cuncunillas, hongos y especialmente gusanos fitófagos, cuya permanencia es difícil de eliminar debido a que el medio árido le otorga garantías para su supervivencia (Quintanilla, 1983). Región del Bosque Tropical Xerófito. Se encuentra al interior de la región de desierto absoluto. Su originalidad radica en la presencia de abundantes recursos de aguas subterráneas. La formación de este bosque se encuentra definido en forma monoespecífica por el tamarugo (Prosopis tamarugo), un árbol espinoso que alcanza los 25 metros de altura, del cual sólo quedan los restos de las antiguas comunidades boscosas que le permitieron a esta área la denominación de Pampa del Tamarugal. Su fruto es comestible por el ganado ovino y bovino, otorgándole un elevado interés económico para el futuro ganadero regional. Entre las causas de su actual desarrollo mermado, se encuentra su utilización como leña y carbón, el beneficio de los minerales de plata de Huantajaya y Santa Rosa, y luego, para la industria del nitrato y para satisfacer las necesidades de los habitantes de las guaneras litorales. Actualmente es posible encontrar tamarugos nativos en las orillas de algunos salares de la Región de Tarapacá como el Salar de Pintados, con algunas pocas especies de gran tamaño cerca de La Tirana (Quintanilla, 1983). Región Altiplánica Andina. Esta región se encuentra influenciada por las masas de aire amazónico y abarca desde los 23 grados de latitud al norte. Las condiciones de predominio anticiclonal se ven interrumpidas por las precipitaciones de verano ("invierno altiplánico boliviano"), que aportan cerca de 200 mm en promedio anual, constituyendo la única fuente de recursos hídricos de todo el geosistema árido. Sin embargo, por tratarse de una zona marginal, los montos pluviométricos muestran una gran irregularidad, situación que afecta a la disponibilidad de pastos, aspecto fundamental para un área ganadera. Por otra parte, la gran altura provee al escurrimiento superficial de una formidable energía potencial que, transformada en cinética, es responsable de avalanchas, aluviones y crecidas de los ríos que aquí se originan. El paisaje de la Puna corresponde al de un clima frío y seco, salvo en verano. El viento es variable y violento, la nubosidad escasa y la humedad muy baja (alrededor de 50%). El aire es diáfano y la radiación solar muy elevada. A ello contribuye la altura y el consiguiente enrarecimiento del aire, además de una amplitud térmica elevada (Borgel, 1983; Niemeyer y Cereceda, 1984; Romero, 1985). Los suelos (Rovira, 1984) del Altiplano son desérticos grises o molisoles con escasa materia orgánica, con predominio de minerales (las bajas temperaturas impiden su oxidación). Estas peculiares condiciones ecológicas de altura permiten que sólo una flora y fauna especializada sobreviva en este medio. La vegetación aparece claramente estratificada como consecuencia de los distintos ambientes del macizo andino. Entre los 3000 y 3500 msnm se localiza el tolar del desierto marginal de altura con predominio de arbustos con hojas espinosas (p.e., tola Baccharis tola, tolilla Fabiana sp.), mezclados con herbáceas acojinadas. Entre 3500 y 4000 msnm aparece la vegetación rastrera (p.e., chachacoma Senecio eriophyton). Desde los 3900 msnm se desarrolla la estepa andina con la pradera andina (formada por gramíneas xerófitas agrupadas en champas y asociadas a arbustos enanos o hierbas perennes como la paja brava) y el bofedal (humedales que se encuentran a lo largo de arroyos y esteros, formados por cojines de hierbas enanas anuales y perennes como las juncáceas), correspondiendo al medio donde pastan los auquénidos altiplánicos (llama Lama glama, vicuña Vicugna vicugna y alpaca Lama pacos). Los otros herbívoros de esta fauna (guanaco Lama guanicoe y huemul Hippocamelus bisulcus) habitan en los alrededores de la alta cordillera. Entre la avifauna se encuentra el flamenco chileno o parina grande Phoenicopterus chilensis, ñandú Pterocnemis pennata, tagua gigante Fulica gigantea, águila fúlica Geranoetus melanoleucos, aguilucho Buteo polysoma y cóndor Vultur gryphus. Entre los 4500 y 5000 msnm reinan el pajonal (estepa abierta de gramíneas xerófitas), las llaretas Laretia acaulis y la quínoa. La acción antrópica se ha hecho sentir sobre la fauna y la flora, ya que las especies leñosas han sido utilizadas como combustible y madera. La vegetación arbustiva prácticamente ha sido

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destruida, dejando el suelo desnudo, al grado de haber arrancado las raíces de las llaretas y de los cuernos de cabra Adesmia caespitosa (Quintanilla, 1983). 7.2.1.2 El Ambiente Semiárido. Los rasgos que tipifican al desierto árido van siendo modificados a partir de la Región de Atacama, desde donde se aprecia una suerte de transición climática, orográfica, biogeográfica, pedológica e hidrológica. De esta forma, esta región alcanza a percibir los efectos de las precipitaciones de verano y comienza a recibir lluvias invernales (debidas al avance esporádico de las perturbaciones frontales que afectan normalmente a Chile central), cuya carencia provoca el fenómeno de sequía, situación que obliga a desarrollar un manejo de los recursos bajo una dominancia de condiciones áridas (Núñez y Zachmann, 1982; Fernández y Velásquez, 1987; Fernández, 1989; Azócar y Laihacar, 1990; Gastó et al., 1990). No obstante, como consecuencia de la presencia de lluvias y nieve (alta cordillera), esta región comienza a presentar un régimen hídrico exorreico. Los principales sistemas hidrográficos de esta zona transicional, que en conjunto puede ser denominada como Norte Chico, pueden ser agrupados en cuencas andinas (alimentación pluvio-nival con caudal superficial constante y subsuperficial abundante como los ríos Salado, Copiapó, Huasco, Elqui, Limarí, Choapa, Petorca y La Ligua) y cuencas preandinas (nacen de los cordones anteriores al macizo andino, asociadas a descargas más esporádicas y torrentosas, comprendiendo las quebradas Algarrobal, Chañaral, Aceitunas y Los Choros y, los esteros Lagunillas, Conchalí y Quilimarí). Estos recursos hídricos son sometidos a un intenso aprovechamiento agrícola, minero y urbano, situación que ha sido medianamente manejada mediante la construcción de embalses para prevenir los efectos de la sequía y asegurar el riego (Lautaro en el valle del Copiapó, La Laguna en el Elqui; Recoleta, Cogotí y Paloma en el Limarí) e incluso la construcción de la central hidroeléctrica en el río Los Molles (Schneider, 1969; Niemeyer y Cereceda, 1984; Fernández y Velásquez, 1987; Fernández, 1989; Paskoff, 1993). Asociada a estas condiciones climáticas e hídricas, la vegetación se caracteriza por un constante estado de tolerancia y latencia, además de un desarrollo irregular y de grandes adaptaciones a las condiciones xerófitas de determinados hábitat. De forma que un año seco asemeja las condiciones ecosistémicas al desierto y uno lluvioso permite prolongar las condiciones mediterráneas y desarrollar el desierto florido (Quintanilla, 1983). La variación espacial de las condiciones climáticas presenta un incremento de las precipitaciones de norte a sur y un máximo de humedad litoral que penetra hacia el interior bajo condiciones específicas del relieve. Entre la franja litoral y los ejes de penetración de influencias marítimas (valles transversales), se sitúa una extensa área longitudinal de extraordinaria luminosidad y altas temperaturas, condiciones que permiten, en los valles que la cruzan, el desarrollo de importantes actividades agrícolas de "primores" y productos de exportación. Bajo una caracterización geosistémica, en este ambiente semiárido es posible distinguir algunas regiones relativamente homogéneas: semiárida costera, bosques de neblina, semiárida interior y estepa desértica de higrófitas primaverales (Toledo y Zapater, 1991). Región semiárida costera. En esta área, el clima semiárido transicional se extiende por la planicies litorales con abundantes nublados a las llanuras de sedimentación fluvial (ríos Copiapó, Huasco, Elqui, Limarí, Choapa, La Ligua, Aconcagua y, quebradas Totoral y Los Choros), valles que cortan la cordillera costera, permitiendo el ingreso (cerca de 50 Km.) de las condiciones climáticas oceánicas (Borgel, 1983; Romero, 1985). El suelo es de praderas costeras o molisoles de coloración parda, como consecuencia de la mayor humedad, de textura franco-arenosa fina, granular y de reacción neutra, en el cual se desarrolla una vegetación de estepa costera de arbustos y hierbas mesófitas, adaptadas a la salinidad (debida al acceso de aguas sometidas a gran evaporación como a la naturaleza de los sedimentos marinos que conforman el suelo) y sequedad imperante (Rovira, 1984). Entre los árboles se encuentran colliguay Colliguaya orodifera, peumo Crytocaya alba, molle Schinus latifolius, litre Lithraea caustica, especialmente ubicados en los fondos de quebradas y bosques de neblinas, los cuales presentan un achaparrado, que responde a las condiciones áridas aún predominantes y al fuerte viento litoral. Las herbáceas más comunes son chamicilla Bahia ambrosioides, salvia Lepechinia salviae, suspiro del campo Nolana paradoxa, en playas y requerios. La fauna está principalmente representada por aves marinas playeras como zarapito Numenius phaeopus, gaviota Larus dominicanus y

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pollitos de mar Steganopus tricolor (Quintanilla, 1983). Región de bosques de neblina. Interrumpen puntualmente la aridez del medio y, para algunos, son una muy clara demostración de los cambios ambientales que tienen lugar cuando los factores geográficos se combinan de manera específica en el espacio. Se localizan donde las planicies litorales son reemplazadas por el farellón costero (El Tofo, Altos de Talinay), lugares donde se desarrollan condiciones microclimáticas producidas por la intercepción brusca del nivel de inversión térmica con el acantilado costero, lo que se traduce en la condensación de la neblina a través del efecto de atrapanieblas que posee el follaje (Romero, 1985), de lo cual resulta una similitud con la humedad relativa y específica austral. Este proceso origina bosques "relictos" de carácter hidrófito sobre suelos pardo-forestales -pantanosos, abundantes en materia orgánica (Rovira, 1984). Presenta precipitaciones del orden de los 130 mm anuales, insuficientes para mantener la vegetación. Por tanto, el agua proviene de la condensación de la neblina costera en el follaje, escurriendo en forma de gotas hacia el suelo donde es aprovechada por las plantas. La neblina aporta, mediante este mecanismo, los 1000 mm que faltan para asimilar las condiciones del bosque valdiviano. La presencia de estos bosques se produce en Fray Jorge, Talinay, Huentelauquén y Palo Colorado en la Región de Coquimbo; quebrada del Tigre, Córdoba, El Roble, Mantagua, cerro Mauco y Peñuelas en la Región de Valparaíso. El más maduro e interesante es el de Fray Jorge y Talinay (Parque Nacional), por ser el más septentrional del país, con vegetación caracterizada como bosque mixto, conformado por especies que son propias de la región valdiviana, presenta una estratificación relacionada con los mayores aportes de humedad que se incrementan con la altura: entre los 100 y 200 metros existe una estepa semidesértica con dominio de pichana Baccharis spartioides, huañil Proustia pungeus y algunas cactáceas; entre los 200 y 300 metros aparece el matorral espinoso con presencia de algunos guayacanes Porlieria chilensis y varilla brava Adesmia bedwelli; sobre los 300 metros predomina el matorral de cactáceas y puyas Puya sp.; sobre los 420 metros surge el matorral xerófito con vautro Baccharis concava, alcaparra Cassia stipulacea, chagual Puya berteroniana; sobre los 500 metros se desarrolla el bosque hidrófito templado, apareciendo primero manchas de olivillo Aextoxicon punctatum y arrayán Myrceugenella apiculata, separados por matorral xerófito, mientras en los lugares más expuestos a las neblinas se encuentran árboles como el canelo Drymys winteri sobremaduro, con sus cortezas recubiertas por una gruesa capa de musgo, conformando un follaje tupido que conforma la "malla de condensación" para la neblina; entrelazadas con los musgos hay plantas, helechos y enredaderas (Quintanilla, 1983). Región semiárida interior. Se distribuye por las laderas de sotavento de la cordillera costera y por el margen occidental de los Andes, asociado a los interfluvios y quebradas menores del relieve, conformada por una franja dispersa de vegetación con especies espinosas y plantas perennes. Además, está constituido por valles transversales y, fundamentalmente, por sistemas montañosos que vinculan los relieves andinos con los costeros, resaltando los rasgos de aridez en sus cuencas y lomas de altura. La disposición transversal de los valles, ejerce sus efectos de sombra, provocando laderas de umbría y solana, que determinan los grados de insolación de las áreas expuestas. A lo que se suma el efecto de sombra provocado por la altura de las montañas respecto del fondo de los valles (Romero, 1985; Paskoff, 1993). Las precarias condiciones de humedad y alta insolación, determinan la presencia de estepa arbustiva con cactáceas asociadas a plantas xerófitas como el cuerno de cabra Adesmia caespitosa y alfilerillo Erodius moschatum. La fauna está conformada por pequeños roedores como la comadreja Rhyncholestes raphanurus y chinchilla Chinchilla lanigera, y aves como la golondrina Tachycineta leucopyga, siete colores Tachuris rubrigastra y el fiofio Elaenia albiceps entre otros (Quintanilla, 1983). Los suelos son pardo cálcicos o alfisoles, neutros o ligeramente alcalinos, de color pardo-amarillento cuando están secos. En el primer horizonte, como consecuencia de la mayor humedad, presentan acumulación de materias orgánicas, permitiendo su incorporación al cultivo mediante riego artificial (Rovira, 1984). Esta favorable condición del suelo, la gran insolación, presencia de cursos de agua permanente y, la posición de las cuencas y valles interiores, presentan óptimos climáticos aptos para la fruticultura como sucede en Hornitos-Amolana, por estar aún bajo el límite de la inversión térmica pero lejos del alcance de la nubosidad litoral (Romero, 1985). Región de la estepa desértica de higrófitas primaverales. Corresponde a una espacio latente,

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dinámico y efímero que se localiza en la depresión intermedia entre los 27 y 29 grados de latitud sur (entre Inca de Oro y Vallenar). Es el paisaje cuya vegetación se desarrolla después de un período de lluvias invernales por sobre los 100 mm anuales. Consiste en un tapiz herbáceo de rica y diversificada comunidad de plantas de hermoso colorido que cubre las áridas planicies y laderas durante el "desierto florido". La particularidad de estas plantas radica en la presencia de tallos subterráneos, en los cuales se acumulan reservas alimenticias, protegidas de los efectos del viento y de los cambios de temperatura, manteniéndose en estado latente durante la estación seca de verano-otoño. Su fauna la constituyen principalmente abejas y avispas que facilitan la polinización (Quintanilla, 1983). 7.2.2. Región Austral Chilena. Generalidades de la Macroregión Patagónica. La Región Patagónica ocupa el extremo austral del continente. Soriano (1983) la describe bajo la denominación de "desiertos y semi-desiertos de la Patagonia", igualando los ambientes áridos con los semi-desiertos. De acuerdo con este autor, virtualmente toda la región habría sido afectada por un pastoreo intensivo, y al igual que en América del Norte, sería prácticamente imposible encontrar grandes espacios con vegetación prístina (clímax). La región semidesértica patagónica fue subdividida en tres grandes unidades (Soriano, 1983): occidental, central y, el golfo de San Jorge. Una cuarta unidad (Payunia) se encuentra en el sector noroeste de la Patagonia y es considerada por los autores (Dick-Peddie, 1991) como transicional con hábitat semitropical (el llamado "monte"). Tal como en los desiertos de América del Norte, las unidades semidesérticas patagónicas se encuentran basadas en diferentes conjuntos interrelacionados de arbustivos dominantes. La unidad occidental presenta un predominio de características estepáricas, con coberturas perennes de 20 a 60% de pastizales y arbustos con predominancia de Stipa y Poa. Entre las herbáceas dominan Senecio, Adesmia, Acaena y Mulinum, con géneros subdominantes de Verbena, Berberis y Prosopis, así como algunas especies de cactáceas. La unidad central es la más alargada de las tres y ocupa el centro de la Patagonia desde norte a sur, con arbustos dominantes de Nassauvia, mientras en sectores altos (planicies, mesetas y colinas) dominan los géneros Chuquiraga, Nassauvia, Stipa y Poa, con una cobertura inferior al 35%; al igual que en la unidad occidental, en determinados lugares dominan plantas como la Verbena, Berberis, Lycium y Prosopis. La tercera unidad (golfo de San Jorge) muestra una topografía caracterizada por plataformas o mesetas con numerosos arroyos de disección; las mesetas presentan una "estepa" con pastos como la Festuca, Poa y Stipa, mientras que los arbustos típicos son Adesmia, Senecio y Nardophyllum; las laderas muestran una densa cobertura de pastos bajos con densidades que superan el 60%, dominando géneros como Trevoa y Colliguaya; los valles con sus cuencas cerradas y las plataformas costeras se caracterizan por plantas halófitas, siendo comunes los géneros Prosopis, Atriplex, Distichlis, Suaeda, Lycium y Lepidophyllum (Dick-Peddie, 1991). Caracterización Geosistémica de la Región Patagónica Nacional. Bajo una caracterización geosistémica, específica para el ámbito nacional, se puede distinguir en la zona austral, la región de la vertiente oriental o de Patagonia. En esta región se localizan dos áreas geográficas distintas. Una de ellas se encuentra en los sectores orientales andinos de la región de Chiloé y de Aisén; la otra, de mayor extensión y variedad florística, en el sector de la región de Magallanes (Toledo y Zapater, 1991). Las condiciones pluviométricas reaccionan claramente ante los ordenamientos cordilleranos, de tal forma que entre las laderas expuestas al oeste y aquellas ubicadas en la vertiente oriental, se registra un significativo gradiente en las lluvias. Por ejemplo, en Puerto Aisén las lluvias anuales alcanzan los 3000 mm, en tanto que en Coihaique llegan sólo a 1350 mm y en Balmaceda a 611 mm, estando todos estos lugares prácticamente a una misma latitud (cercana a los 45 grados sur). Estas condiciones físicas posibilitan el desarrollo de praderas y estepas frías subandinas hacia el oriente, interrumpidas por campos de hielos, macizos englaciados y grandes cubetas lacustres de origen glacial (Borgel, 1983; Quintanilla, 1983; Romero, 1985). En sectores planos, como los de la provincia de Coihaique, la vegetación está compuesta principalmente de hierbas, pues la disminución de las precipitaciones impide una formación vegetacional más alta. Algunas de ellas son juncáceas, ciperáceas y varias gramíneas que sirven de alimento al ganado y que reciben el nombre de mallines. Desde el río Palena al lago Cochrane, la estepa

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fría de la vertiente oriental es muy similar a la de Argentina a esa misma latitud. La especie representativa es el coirón (Quintanilla, 1983). La sección austral de Magallanes es la zona menos húmeda y más fría de la región fueguino-patagónica, con precipitaciones que fluctúan entre 200 y 400 mm anuales. Este menor aporte de lluvias le otorga a la vegetación un carácter árido y xérico de herbáceas fundamentalmente, salvo en los sectores preandinos donde una mayor precipitación permite la existencia de un matorral arbustivo formado por el calafate Berberis buxifolia y el romerillo Baccharis bycioides. En la fauna de esta ecorregión todavía es posible encontrar algunos roedores, la chilla Dusicyon griseus y los pudú Pudu pudu que en estas latitudes comienzan a desaparecer (Quintanilla, 1983).

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8. TECNICAS Y METODOS DE ANALISIS DE LA DESERTIFICACION Cuando se pretende abordar los métodos de análisis de la desertificación, debe hacerse la distinción en función de los problemas específicos que presenta el lugar, área, región o zona que se analiza. Por ello, existen una innumerable tipología de métodos y técnicas a los que se puede recurrir. A continuación, se plantea a nivel metodológico, la más difundida y desarrollada, aplicada bajo las directrices de la FAO (1984) en diversas partes del mundo. 8.1. Método General de Análisis e Indicadores Específicos. Para evaluar la desertificación es preciso describir, cuantificar y codificar los diferentes aspectos para cada uno de los procesos descritos. Se deben considerar: (a) el Estado o situación actual comparada con la anterior, (b) la Velocidad a que se produce, (c) el Riesgo Inherente, tales como los suelos muy erosionables y, (d) los Peligros de desertificación, en función de las 3 anteriores. El Estado debe evaluarse mediante una estimación de la condición original del terreno; por ejemplo, en el caso de una parcela que experimenta desertificación por salinización, se supone que ella originalmente no era salina y que el estado de desertificación es débil o fuerte según sea el grado actual de salinidad. La Velocidad requiere conocer el período de tiempo en que han ocurrido los procesos de desertificación, o los cambios que se han producido por unidad de tiempo. El Riesgo Inherente depende de la vulnerabilidad de las formas del terreno a los procesos de desertificación, así como de las condiciones naturales (p.e., clima, fisiografía, erosionabilidad, calidad del agua y profundidad de la napa freática). Se puede averiguar para el proceso determinativo (p.e., los suelos de textura arenosa suelta, tienen un elevado riesgo inherente en cuanto a la erosión eólica, pero pueden tener un riesgo de salinización ligero). Para la evaluación del Peligro se debe considerar el estado, velocidad y riesgo inherente de desertificación para cada uno de los procesos determinativos dominantes, y ello en función de las presiones humana y ganadera sobre el medio ambiente. A este propósito se han establecido índices de evaluación. La evaluación de los efectos de los procesos de desertificación debe combinarse y codificarse en clases que denoten la gravedad de los factores de evaluación por procesos y por aspectos: ligera, moderada, grave y muy grave. La última fase de desertificación es el desierto, el que corresponde al punto de referencia final. La determinación de las clases de desertificación se debe hacer separadamente por procesos y por aspectos como se expone más adelante. Los factores de evaluación para el Estado corresponden a: (a) superficie afectada por sales solubles, (b) presencia de mantos, montículos, lomas ("nebjas") o dunas de arena, (c) efecto de la salpicadura de la lluvia (erosión laminar), surcos (regueras) y cárcavas, (d) reducción de cubierta vegetal de plantas perennes, (e) exposición al encostramiento y a la compactación, (f) porcentaje de materia orgánica respecto al nivel natural óptimo. De esta forma, la comparación entre el estado de 2 áreas diferentes en un mismo momento puede servir para determinar las clases de desertificación. Los factores de evaluación para la Velocidad: (a) aumento de la superficie afectada por sales, (b) cantidad de arena transportada (m3/año), (c) pérdida de suelo (tons/há/año), (d) velocidad de expansión de áreas afectadas por erosión eólica en % del total de tierra productiva, (e) aumento de áreas donde el subsuelo queda al descubierto o de la superficie afectada por cárcavas, (f) sedimentos y depósitos en embalses, (g) disminución del porcentaje de biomasa, (h) disminución de superficie de tierras arboladas y de cubierta de pastizales y, tendencia del estado de esta cobertura.

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Figura 12. Procedimiento para clasificar la "velocidad actual" de desertificación por procesos (según FAO, 1984, página 29).

Para el Riesgo Inherente, factores de evaluación son: (a) número de meses secos, (b) profundidad media de la napa freática, (c) contenido de sales del agua de riego, (d) fisiografía, (e) drenaje, (f) prácticas de ordenación del suelo, (g) pérdida posible de suelo. Finalmente, el Peligro de Desertificación se evalúa sumando los índices establecidos para cada clase (ligero, moderado, grave o muy grave) para cada proceso determinativo por el aspecto. Para las presiones de los animales y del hombre se ha establecido un índice especial que se debe agregar a los índices anteriores, con el fin de obtener una evaluac ión general de la vulnerabilidad de la tierra. 8.1.1 Indicadores Específicos. FAO (1984) en colaboración con el Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente (PNUMA) y la UNESCO, ha fijado los indicadores específicos que se pueden utilizar para realizar los estudios. Estos indicadores se caracterizan por ser cuantitativos, sensibles a pequeños cambios en el factor medido, fáciles de medir y, reducidos en número:

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Degradación de la Cubierta Vegetal. Estado: cubierta vegetal de plantas perennes (%), biomasa (Kg. de masa seca/há/año), producción de forraje (unidad/há/año), productividad potencial (%), biomasa (Kg. de m.s./mm de lluvia). Velocidad: aumento de la degradación (% por año), tendencia de los pastizales (10 últimos años sin sequía), tendencia de tierra arboladas/año, tendencia de los rendimientos de cereales/año. Riesgo Inherente: aumento de tierras de cultivo se secano, aumento de producción ganadera (% anual), pastoreo excesivo (Nº de animales/año), unidades de animales [UA] (aumento en %/año), población humana (aumento en %/año), capacidad de carga (UA/há), capacidad de carga demográfica (densidad actual), duración del período de crecimiento (menos de 180 días), índice climático para degradación biológica, índice de humedad, quema de matorral (efectos perjudiciales), potencial de rehabilitación. Erosión Hídrica. Estado: densidad de drenes (surcos) y cárcavas por Km., estado superficial, tipo de erosión, pérdida de capa arable y de subsuelo (%), superficie afectada por cárcavas (%), depositación de suelo (cm), secuencia de horizontes, espesor del suelo [A+B] (% del espesor primitivo), pérdida de rendimiento en comparación con suelos sin erosionar (%), disminución del contenido de materia orgánica respecto de suelos sin erosionar (%). Velocidad: remoción o depositación superior a lo normal (ton/há/año), remoción o depositación superior a lo normal (mm/año), depositación de sedimentos en embalses (% de retención anual). Riesgo Inherente: pendiente, precipitación (mm), peso de suelo perdido (ton/há/año), factor lluvia, erosionabilidad del suelo, factor topográfico, índice de erosividad de la lluvia por tipo de clima, sequía estival (2 temporadas lluviosas y precipitación invernal), sequía invernal (2 temporadas lluviosas y precipitación estival), regímenes de transición. Erosión Eólica . Estado: pérdida de capa arable (%), forma de las formaciones eólicas, superficie total cubierta por formaciones eólicas (%), superficie cubierta por capas de depósitos eólicos, superficie cubierta por montículos (% por encima de lo normal), superficie cubierta por dunas movedizas (%), concentración de gravas y piedras (%). Velocidad: remoción superior a la velocidad geológica , (ton/há/año), depositación superior a la velocidad geológica (ton/há/año), ráfagas arenosas de material fino, espesor de suelo removido al año (cm), velocidad de expansión del área invadida por arena (% del área afectada), espesor del suelo transportado por el viento (cm/año). Riesgo Inherente: índice de erosividad del viento, frecuencia de tormentas de arena (Nº/10 años), días de tormenta de viento (Nº/año), horas de tormenta de viento (Nº/año), días de tormenta en otoño marzo-abril (Nº/año), velocidad máxima del viento a 2 m de altura (m/seg). Salinización. Estado: ECe x 103 máxima en los 75 cms superiores del suelo (mmhos/cm), ESP máxima en los 75 cms superiores del suelo, rendimiento de las plantas (% de rendimiento en suelos semejantes no desertizados), formaciones nuevas, observación morfológica, sales (ton/há/1,5 m), sales (ton/há/0,75 m). Velocidad: aumento de EC en los 75 cms superiores de suelo (mmhos/cm/año), aumento del ESP en los 75 cms superiores del suelo (% anual), rendimiento (% anual), superficie afectada por sales solubles (%). Riesgo Inherente: índice climático para salinización, meses secos bajo la profundidad crítica de la napa freática (Nº), profundidad media del agua subterránea (cm), concentración de sales del agua de riego, residuo seco (gr/litro), residuo seco de EC (mmhos/cm). Encostramiento y Compactación del Suelo. Estado: espesor de la acumulación cálcica y forma de cementación (cm), espesor de la acumulación de yeso y forma de cementación (cm), espesor de la acumulación de hierro y forma de la cementación (cm). Disminución de la Materia Orgánica del Suelo. Estado: situación actual (% del nivel natural óptimo). Velocidad: disminución en la capa superficial (% anual últimos 3 años). Exceso de Sustancias Tóxicas. Estado: plomo, zinc, cobre. 8.1.2 Recomendaciones de Ensayos Metodológicos. Algunas recomendaciones de carácter general, elaboradas a partir de la experiencia alcanzada en la aplicación de esta metodología, pueden consultarse a continuación: Sudán: La velocidad crítica del viento capaz de ocasionar deflexión de la arena húmeda está comprendida entre los 10,5 m/seg y los 17,5 m/seg, con un promedio de 14,0 m/seg. Túnez: Utilizar la relación superficies aradas / superficie sin arar, en lugar de superficies arenosas / superficie total que propone FAO-PNUMA. Introducir la relación profundidad de la erosión / profundidad total. Evaluar el grado de riesgo según la interacción entre la velocidad de pérdida de suelo superficial y la

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formación de cárcavas y la densidad de población humana y el tipo de afloramiento, o en función de la interacción entre la velocidad de los procesos eólicos y la frecuencia de vientos violentos. Siria: Estimó que el aspecto socioeconómico era la parte más importante del proceso de desertificación. Confirma a este proceso como resultado de la acción del hombre. Australia: Se hace necesario establecer una clase de desertificación cero nula, al menos para el estado y la velocidad. Pakistán: Se pueden utilizar imágenes satelíticas para análisis 1/1.000.000 (carácter regional), permitiendo señalar las áreas con problemas. Asimismo, a continuación pueden consultarse algunas recomendaciones para los procesos determinativos: Para calcular la velocidad actual de desertificación se recomienda utilizar un período de al menos 10 años, un período más corto es útil para tierras regadas (la variación climática es menos importante). Los planteamientos de Floret et al. (1990) son importantes de considerar como método y técnica de evaluación de los procesos erosivos hídricos en zonas áridas y semiáridas, los cuales son completamente compatibles con esta proposición metodológica de la FAO (1984). Degradación de la Cubierta Vegetal: se recomienda el uso de fotografías aéreas (2 vuelos al menos), combinadas con estudios de terreno (estado y velocidad), imágenes satelitales son por el momento menos satisfactorias (escala). Erosión Hídrica: se recomienda combinar la fotografía aérea con terreno, la evaluación de la erosión laminar es más difícil, a menos que los subsuelos posean reflectanc ias diferentes, la erosión laminar se puede calcular sobre el terreno observando las diferencias de coloración -en ciertos suelos- debidas a la pérdida de suelo superficial, los criterios de pérdida de suelo propuestos son distintos cuando el espesor efec tivo del suelo se refiere al espesor que descansa sobre una capa que impide o limita considerablemente el desarrollo de las raíces de las plantas (capa inhibidora de las raíces). Erosión Eólica: las dunas móviles serían generalmente prueba de desertización en las zonas de climas áridos, semiáridos y subhúmedos. Salinización: la acumulación de sales solubles se asocia por lo general con el anegamiento de las tierras regadas y con la infiltración lateral de agua de lluvia en las áreas de tierras secas, en lo que la desertización se refiere, sólo interesa la salinidad antropogénica, es difícil de identificar con imágenes satelíticas, la salinización antropogénica afecta por lo general a áreas reducidas (planicies inferiores a 1 há), llanuras aluviales y oasis, para la toma de muestras se sugiere el empleo de la capa de 15 cms, comprendida dentro de los primeros 75 cms de suelo a contar desde la superficie. 8.2. Criterios de Evaluación del Estado, Velocidad y del Riesgo Inherente de la Desertificación. A continuación, se exponen los criterios de evaluación del estado, velocidad y riesgo inherente de la desertificación, de acuerdo con los planteamientos y recomendaciones metodológicas de la FAO (1984), mediante cuadros resumidos en relación con: * Degradación de la cubierta vegetal * Erosión hídrica * Erosión eólica * Salinización * Encostramiento y compactación del suelo * Disminución de materia orgánica Y mediante la caracterización para: * Sustancias tóxicas

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Donde (1) Las clases/unidades para la cubierta vegetal variarán para las diferentes asociaciones vegetales. (2) Para la evaluación del estado de los pastizales se puede usar según el concepto de climas cuantitativo de Dyksterhuis (1949). (3) Recientes avances han permitido realizar evaluaciones de la biomasa de producción de forraje mediante el empleo de datos satelitales. Cuando se puedan recoger tales datos en un período de 4-10 años será posible hacer una indicación de la velocidad de desertización. (4) En kg de m.s./há/año y kg de m.s./mm de lluvia.

EROSION HIDRICA LIMITES DE CLASES ASPECTO FACTOR Ligera Moderada Grave Muy Grave

* estado superficie (%) Grava, piedra

Piedra, canto rodado

Canto rodado,

roca

Canto rodado,

afloramiento de rocas

* tipo de erosión <10 Laminar y de surco

10,0-25,0 Laminar y

surco

25,0-50,0 Laminar, surco y cárcava

>50,0 Laminar, surco y cárcava honda

* subsuelo descubierto % del área <10,0 10,0-25,0 25,0-50,0 >50,0 * cárcavas % del área <10,0 10,0-25,0 25,0-50,0 >50,0 * espesor suelo (cm) >90,0 90,0-50,0 50,0-10,0 <10,0 * pérdida de suelo sobre capa inhibidora de raíces (%) Original <1 m

<25,0 25,0-50,0 50,0-75,0 >75,0

* pérdida de suelo sobre capa inhibidora de raíces (%) Original >1 m

<30,0 30,0-60,0 60,0-90,0 >90,0

Estado

* productividad actual, de la potencial (%) >85,0-100,0 60,0-85,0 25,0-65,0 <25,0 * aumento área erosionada % anual <1,0 1,0-2,0 2,0-5,0 >5,0 * pérdida de suelo t/há/año <2,0 2,0-3,5 3,5-5,0 >5,0 * disminución producción anual de biomasa (%) <1,5 1,5-3,5 3,5-7,5 >7,5 * sedimentos en embalses (m3/km2/año) Cuenca de 500 km2

<60,0 60,0-200,0 200,0-500,0 >500,0

Cuenca <500 km2 40,0 40,0-100,0 100,0-250,0 >250,0

Velocidad

* pérdida anual de almacenamiento (%) <0,2 0,2-0,4 0,4-1,0 >0,1 * grado de agresividad climática <0,03 0,03-0,06 0,07-0,10 >0,1 * grado de condiciones edafo-topográficas <1,0 1,00-2,00 2,00-3,00 >3,0

Riesgo Inherente

* grado de pérdida potencial de suelo en ton/há/año (1) <5,0 5,00-15,00 15,00-25,00 >25,0

Donde (1) Erosión hídrica mecánica con la la cubierta vegetal actual, teniendo en cuenta la precipitación anual, el coeficiente de variación mensual y anual de la precipitación, la textura del suelo y las clases de pendiente.

DEGRADACION DE LA CUBIERTA VEGETAL LIMITES DE CLASES ASPECTO FACTOR Ligera Moderada Grave Muy Grave

* cubierta plantas perennes (%) (1) >50 50-20 20- 5 <5 * pastizales (%) (2) >75 50-75 25-50 <25

Estado

* productividad actual, de la potencial (%) >85-100 65-85 25-65 <25 * disminución(%) de la producción de

biomasa por há.(3) <10,0 10,0-25,0 25,0-50,0 >50,0

* degradación del estado de los pastizales (%) anual

<2,5 2,5- 5,0 5,0- 7,5 >7,5

* cortas en tierras arboladas (%) anual sin reemplazo

<2,5 2,5- 5,0 5,0- 7,5 >7,5

Velocidad * disminución de la producción de forraje, %

anual <1,5 1,5- 3,5 3,5- 7,5 >7,5

* condiciones climáticas para productividad biológica(4)

>5,0 5,0- 2,5 2,5- 1,0 <1,0 Riesgo Inherente

* potencial de rehabilitación anual <3,0 3,0- 5,0 5,0-10,0 >10,0

65

EROSION EOLICA LIMITES DE CLASES

ASPECTO FACTOR Ligera Moderada Grave Muy Grave

* superficie cubierta de montículos (%) <5,0 5,0-15,0 15,0-30,0 >30,0 * pérdida de suelo sobre capa inhibidora de raíces (%) Original <1 m

<25,0 25,0-50,0 50,0-75,0 >75,0

*pérdida de suelo sobre capa inhibidora de raíces (%) Original >1 m

<30,0 30,0-60,0 60,0-90,0 >90,0

* productividad actual, de la potencial (%) 80,0-100,0 65,0-85,0 25,0-65,0 <25,0 * espesor suelo (cm) >90,0 90,0-50,0 50,0-10,0 <10,0

Estado

* grava superficial(%) <15,0 15,0-30,0 30,0-50,0 >50,0 * aumento área erosionada % anual <1,0 1,0-2,0 2,0-5,0 >5,0 * pérdida de suelo ton/há/año <2,0 2,0-3,5 3,5-5,0 >5,0 * disminución producción anual de biomasa (%) <1,5 1,5-3,5 3,5-7,5 >7,5

Velocidad * cantidad de arena transportada al año sobre la

línea de 1m en m3 <5,0 5,0-10,0 10,0-20,0 >20,0

* grupos de erosionabilidad por el viento (textura del suelo)

Franca arcillo arenosa

Restos de las clases

texturales

Arenosa franca

Arenosa

* velocidad media del viento a 2 m de altura al año(m/sg)

<2,0 2,0-3,5 3,5-4,5 >4,5

* frecuencia de viento activo (>6m/sg), en % del Nº total de días de viento al año

<5,0 5,0-20,0 20,0-30,0 >33,0

Riesgo Inherente

* grado de remoción potencial de arena <5,0 5,0-15,0 15,0-25,0 >25,0

SALINIZACION LIMITES DE CLASES

ASPECTO FACTOR Ligera Moderada Grave Muy Grave * indicaciones morfológicas Sin sales Manchas de

sales Manchas y

micelas de sal Eflorescencias cristalinas,

costras de sal seudo-

arenosa o protuberancia

* ECe x 103, nivel máx en toda la capa de 15 cm

(en los primeros 75 cm) (1) <4,0 4,0-8,0 8,0 -́16,0 >16,0

* ESP, nivel máx en idem (2) <5,0 5,0-20,0 20,0-45,0 >45,0 * productividad actual, de la potencial (%) 85,0-100,0 65,0-85,0 25,0-65,0 >25,0 * área afectada adversamente (%) <5,0 5,0-20,0 20,0-50,0 >50,0 * Boro, partes/millón en extracto de saturación de suelo.

<0,25 0,25-0,5 0,5-1,0 >1,0

* mineralización del agua EC x 103 (3) <4,0 4,0-8,0 8,0-16,0 >16,0

Estado

gr/litro <2,5 2,5-5,0 5,0-10,0 >10,0 * aumento área afectada por sal, % anual <1,0 1,0-2,0 2,0-5,0 >5,0 * aumento de ECe x 10

3 en toda la capa de 15 cm

(primeros 75 cm), al año 0,4 0,4-0,8 0,8-1,6 >1,6

* aumento de ESP en idem, al año <0,5 0,5-2,0 2,0-4,5 >4,5 * aumento de boro en extracto de saturación de suelo, partes por millón, al año

<0,025 0,025-0,05 0,05-0,1 >0,1

Velocidad

* disminución rendimiento cultivos, % anual <1,5 1,5-3,5 3,5-7,5 >7,5 * profundidad media hasta napa freática en cm >300,0 300,0-100,0 100,0-50,0 <50,0 * calidad agua de riego Contenido de sal g/l <0,5 0,5-1,5 1,5-3,0 >3,0 EC x 10

3 <0,75 0,75-2,25 2,25-5,0 >5,0

SAR (4). <4,0 4,0-7,0 7,0-10,0 >10,0 RSC (5). <1,25 1,25-2,5 2,5-4,0 >4,0

Riesgo Boro, mg/l <0,75 0,75-1,5 1,5-3,0 >3,0

66

* fisiografía. >Llanos Llanos Depresiones, vestigios de

canales

Depresiones, vestigios de

canales * drenaje general Bueno Imperfecto Malo Malo * drenaje interno Moderado Lento Muy lento Muy lento * prácticas de explotación del suelo y sistemas drenaje

Buenas o especiales

Moderadas Malas Malas

Inherente

* grado de salinización potencial del suelo (3) <0,6 0,6-2,4 2,4-15,0 >15,0

Donde (1) ECe x 103 es la conductividad eléctrica del extracto de saturación de suelo en milimhos por centímetro. Los límites se pueden aumentar en 2 milimhos/cm si el suelo es yesífero. (2) ESP es el porcentaje de sodio cambiable del suelo. ESP = (Na/CEC) x 100 en me/100 de suelo. (3) Valor calculado sobre la base de la relación P/PET, la cantidad máxima de sales solubles en los horizontes superiores de los suelos solonchaks, y la ascensión capilar máxima por día relacionada con la textura del suelo. (4) SAR es la relación de absorción de sodio Na/ por la raíz de (Ca+Mg)/2 (Na, Ca, Mg solubles expresados en me/l). (5) RSC es el carbonato sódico residual (Ca+Mg) - (CO3+HCO3) en me/l. NOTAS: 1) En la evaluación de los efectos adversos de la salinidad y la sodicidad, los rendimientos de los cultivos deben utilizarse como un factor orientativo, junto con la clase de aptitud de la tierra y la fuente y la velocidad de flujo de retorno interno del agua de riego. 2) Al considerar los valores de ES y ESP se debe considerar el porcentaje de superficie afectada y la disminución del rendimiento de los cultivos y dar a este rendimiento un carácter de criterio decisivo. Análogamente, el espesor de suelo afectado se debe emplear en conjunto con los valores de la EC y el ESP y, usar la reducción del rendimiento de los cultivos como criterio orientador. 3) En los suelos que contienen yeso, el ESP carece de significación. Por ello se debe considerar un valor de la EC, y los límites de la EC para varias clases serían un poco más elevados. 4) En los suelos que presentan problemas debidos a un alto ESP, la EC tiene una significación limitada, pero hay que tener presente la interacción del ESP y la permeabilidad del suelo o su drenaje interno. Las necesidades de enmienda del suelo (yeso) se pueden utilizar como factor de orientación. 5) La interacción de los diferentes criterios habrá de considerarse al calcular el efecto resultante de los problemas de salinidad y sodicidad, utilizando los rendimientos de los cultivos como factor orientador. 6) Los límites de EC, SAR y RSC para el agua de riego en función de los criterios de riesgo serán mayores si el uso de la tierra se reduce al cultivo de invierno. En el verano los efectos de los valores altos de EC, SAR y RSC son mucho mayores que en invierno. La intensidad del cultivo tiene también un efecto modificador. 7) Al evaluar el riesgo inherente de desertización la consideración fundamental habrá de ser tratar de saber qué condición prevalecerá al cabo de 10 años, respecto de la condición actual. Si no se prevé cambio alguno, el riesgo es ligero; cuando se producirá cambio (p.e. de ligera a moderada o de moderada a grava), el riesgo es grave; y si son más de dos los escalones que se prevé variarán, entonces es muy grave. Igualmente la velocidad se podría determinar por comparación de la condición de 10 años atrás con la condición o estado actual. 8) Debe considerarse que la clase "ligera" no significa ningún problema sino que significa un problema insignificante.

ENCOSTRAMIENTO Y COMPACTACION DEL SUELO.

LIMITES DE CLASES

FACTOR DE EVALUACION Ligera Moderada Grave Muy Grave Acumulación cálcica (1) y forma de cementación (profundidad en cm)

acumulaciones generalizadas y nódulos (30-50)

encostramiento(30-50) o acumulaciones generalizadas y nódulos (<30)

Costra (10-30) o encostramiento (<30)

costra (<10)

Acumulación yesosa y forma de cementación (profundidad en cm)

acumulación de yeso (50-100)

arena yesosa o polvo de yeso (30-50)

polvo de yeso (<30)

costra (<10)

Acumulación de hierro y forma de cementación (profundidad en cm)

nódulos y concreción(30-50)

Encostramiento (30-50) o nódulos y concreción (<30)

mineral de hierro(10-30) o encostramiento(<30)

mineral de hierro (<10)

Acumulación de dióxido de silicio y forma de cementación (profundidad en cm)

encostramiento (<50)

encostramiento (30-50)

encostramiento (10-30)

encostramiento (<10)

Donde (1) Cuando en el perfil edáfico se encuentran dos o tres formas de acumulación, el

67

horizonte que está más próximo a la superficie debe elegirse como horizonte determinante para evaluar el estado de compactación.

DISMINUCION DE MATERIA ORGANICA. LIMITES DE CLASE ESTADO VELOCIDAD

Ligera 90-100% de la cantidad natural máxima disminución anual superficial < 1% Moderada 70-90% de la cantidad natural máxima disminución anual superficial 1-3% Grave 30-70% de la cantidad natural máxima disminución anual superficial 3-7% Muy Grave <30% de la cantidad natural máxima disminución anual superficial > 7%

Finalmente, para las Sustancias Tóxicas, se propone la disminución de la productividad como indicador de la desertificación debida al exceso de sustancias tóxicas en el suelo, en el aire y en el agua. Los límites son similares a los otros. 8.3. Evaluación del Peligro de Desertificación. Para evaluar los peligros de desertificación hay que considerar la susceptibilidad natural de la tierra a la desertificación y los factores artificiales (presiones antropozoógenas). Se ha convenido que los principales elementos que habrá que tener presentes al cuantificar los factores artificiales sean la presión del ganado y la presión humana sobre el medio ambiente. Cálculo de la Presión Ganadera sobre el Medio Ambiente. El primer elemento a tener en consideración para realizar el cálculo de la presión del ganado sobre el medio ambiente es conocer la Densidad Ganadera Actual. Ella se puede calcular considerando la unidad ambiental de tierra e integrando la información disponible por áreas administrativas, lo que involucra contar con información sobre la distribución geográfica de los diferentes tipos de ganado (p.e. mapas de puntos) y datos estadísticos sobre diferentes tipos de ganado por áreas administrativas. Sin embargo, el ganado no es homogéneo (normalmente existen diversos tipos de ganado) y, por ende, su grado de presión sobre los recursos naturales también es disímil. Por tal motivo se debe realizar una homogenización del ganado. Para la conversión de los distintos tipos de ganado a unidades ganaderas estándar (250 kg de peso en vivo) se aplican los siguientes factores:

multiplicar por * cabras y ovejas: 0,1 * cerdos: 0,3 * vacunos y asnos: 0,8 * caballos y mulos: 1,0 * camélidos: 1,1

Conocidos los antecedentes ya señalados es posible determinar la Capacidad Potencial de Carga de Ganado de un área específica. Los cálculos se pueden basar en una estimación de la producción potencial de forraje, a partir de la cual el forraje consumible se deriva con 3 niveles de insumos. Le Houérou y Hoste (1977) han establecido las siguientes relaciones entre las precipitaciones (R) y la producción de forraje consumible (CF) para las zonas mediterráneas (precipitaciones invernales) y sahelio-sudanesa (precipitaciones estivales): * CF (precipitación invernal)= 2,17 x R - 103,7 * CF (precipitación estival) = 1,03 x R - 42,2

68

Para la adecuada utilización de estos criterios, se debe tener en consideración algunas recomendaciones ya comprobadas, a objeto de incorporar las condiciones específicas del lugar. Si todas las características de una unidad de suelos son óptimas para la producción de forraje, se sugiere que el potencial climático (CF) se aumente en 25%. Si una o más características del suelo son desfavorables para la producción de forraje (alcalinidad, horizonte sulfúrico, elevado contenido de carbonato de calcio, textura gruesa y poca fertilidad), se propone que el potencial climático (CF) se rebaje en 25%. En el caso de graves limitaciones de una o más de una de las características (alta salinidad, profundidad menor de 10 cm), se sugiere que el potencial climático (CF) se disminuya en 50%. Para la conversión de los cálculos de la producción de forraje consumible (CF) en cálculos de la capacidad de carga de ganado (densidad ganadera potencial) se supone una necesidad diaria de mantenimiento de 2% del peso vivo por día (2000 kg/año para una unidad ganadera estándar). A continuación, se entrega un ejemplo de cálculo de presión de ganado: * Localidad: Argelia, depresión de Hodna (R invernales) * Nivel de insumo: bajo * Precipitación anual: 200 mm * Suelo: Yermosol háptico (Clasificación FAO/UNESCO) * Potencial Climático: CF= 2,17 x R - 103,7 = 330 kg/há * Corrección edáfica de CF (-25%): CF = 248 kg/há. * Capacidad potencial de carga de ganado: 248/2000 = 0,12 unidades ganaderas/há. Una vez determinado el cálculo de la presión del ganado, es fundamental conocer su relación con las potencialidades del lugar. La comparación de la capacidad potencial de carga de ganado y las densidades actuales proporcionan una indicación de la presión ganadera potencial sobre el medio ambiente. Estableciéndose que relaciones < 1,0 indican que la densidad ganadera actual es mayor que la potencial. Para poder incorporar este criterio al resto de la metodología, se procede a fijar rangos de interpretación que permiten clasificar la presión ganadera según las relaciones obtenidas, de la siguiente manera: Relación entre capacidad potencial de carga de ganado y la densidad ganadera actual

Densidad ganadera actual en porcentaje de la capacidad potencial de carga de ganado/densidad ganadera actual

Presión del ganado

< 0,5 200 Muy Grande 0,5-1,0 100-200 Grande 1,0-1,5 66-100 Moderada 1,5-5,0 20-66 Ligera

Cálculo de la Presión Humana sobre el Medio Ambiente. El cálculo de la presión humana sobre el medio ambiente posee características muy similares al cálculo anterior. De esta forma, la Densidad Actual de Población Humana se puede calcular por la integración de la información relativa a la distribución geográfica de la población (p.e. mapas de puntos) y, los datos estadísticos por áreas administrativas por las unidades cartográficas ambientales que se empleen. Por su parte, la Capacidad Potencial de Carga de Población Humana se calcula considerando las recomendaciones de FAO/UNFPA/IIASA (1983). Para ello, primero se determinan los potenciales de producción específicos por cultivos en régimen de secano, mediante la delimitación y el análisis de zonas agroecológicas, estableciendo una correlación entre las exigencias edáficas y climáticas identificables de los cultivos con los inventarios de suelos y climas. En el inventario climático se toman en cuenta los regímenes de temperatura (climas principales) y las condiciones de humedad (zonas con período de crecimiento de distinta longitud). Los datos sobre recursos edáficos se extraen del Mapa Mundial de Suelos (FAO/UNESCO, 1974). La superposición del inventario climático al Mapa de Suelos, permite delimitar zonas de tierras únicas cuyas condiciones edáficas y climáticas son conocidas y cuantificadas. La comparación de las características climáticas y edáficas de la tierra, proporcionada por los inventarios, con las exigencias de los cultivos permite evaluar la idoneidad de la tierra respecto a la producción de cultivos en régimen de secano. Cada una de las zonas del inventario de las tierras se analiza por separado con respecto a los

69

cultivos predominantes y a la producción de pastos para el ganado, a fin de determinar qué cultivo o cultivos son los más productivos en las condiciones edáficas y climáticas únicas de la zona. Antes de este análisis, se deducen las tierras requeridas para usos no agrícolas, por los sistemas de riego y por las necesidades de barbecho. Además se debe tener en cuenta las limitaciones debidas a los peligros de degradación y a los diversos cultivos actualmente sembrados, de acuerdo con los niveles de insumos. Se suman los resultados de las zonas apropiadas a fin de obtener los potenciales de calorías (proteínas) correspondientes a cada uno, con el período de crecimiento vegetacional de distinta longitud de cada región, incluyendo el aporte actual y proyectado de las zonas de regadío y la aplicación de las necesidades de calorías (proteínas) per cápita específicas para la región. Luego se procede a calcular la capacidad potencial de carga demográfica de cada zona o región. Estas evaluaciones de la densidad demográfica se comparan, por último, con los datos actuales de la población y los proyectados. A continuación se presenta un ejemplo de cálculo simplificado de la presión humana sobre el medio ambiente: * Extensión= 1000 hás. * Necesidades de tierra no agrícola = 50 hás. (0,05 há. por persona). * Necesidad nacional de calorías per cápita= 2.280 Kcal/día o 2.280 x 365 = 832.200 Kcal/año. * Capacidad potencial de carga de población humana = Producción total de calorías/necesidad per cápita y año (776 x 106)/832.200 = 933 o 0,9 de personas por hectárea. * Población actual= 1,3 personas/há. * Presión de la población humana sobre el medio ambiente = Capacidad potencial de carga demográfica/Población actual= 0,9/1,3 = 0,7 o más. * Producción potencial de los cultivos según las condiciones edáficas y climáticas (regímenes de temperatura y humedad):

CULTIVO

(A) (B) (C) (D) (E) Total Area Hás 300,0 200,0 100,0 50,0 300,0 950 Rendimiento (t/há) 0,5 0,4 0,2 3,0 0,01 Producción Potencial 150,0 80,0 20,0 150,0 3,0 240 Producción Anual Potencial (1) 45,0 32,0 10,0 150,0 3,0 240 Equivalente Calórico (2) Kcal/kg 3270,0 3080,0 3410,0 3270,0 2380,0 Equivalente Calórico Kcal x 106 147,0 98,0 34,0 490,0 7,0 776

Donde (A) maíz en secano, (B) sorgo en secano, (C) legumbres en secano, (D) maíz regado y (E) ganado. Donde (1) La extensión de tierra de que se dispone anualmente para la producción, teniendo en cuenta las necesidades del período de barbecho, a niveles bajos de insumos es para: maíz: 30% sorgo: 40% legumbres: 50% maíz regado: 100% producción ganadera: 100%. (2) Los equivalentes calóricos para los cultivos se dan en el informe de FAO/UNFPA (1980). Para el análisis de la Presión de la Población Humana también se procede en forma similar al cálculo efectuado para la presión ganadera. La comparación de la capacidad potencial de carga de población humana y la densidad actual de población humana proporciona una indicación de la presión de

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esta población sobre el medio ambiente. Las relaciones menores que 1,0 indican que la población actual es mayor que la potencial. La presión demográfica se puede clasificar, según las relaciones obtenidas, de la siguiente manera: Relación entre Capacidad Potencial de carga humana y la Población actual

Población actual en % de la capacidad potencial de carga humana

Presión de la Población Humana

< 0,5 > 200 Muy Grande 0,5 - 1,0 100 - 200 Grande 1,0 - 1,5 66 - 200 Moderada

> 1,5 < 66 Ligera

Con tales antecedentes, es posible interpretar ambas presiones sobre el medio ambiente y, con ello, determinar las magnitudes de presión que éste está soportando, aspecto de interés fundamental, al momento de considerar acciones de planificación en un área cualquiera. La FAO (1984), plantea las siguientes relaciones y criterios entre las presiones humana y ganadera, a efecto de caracterizar un lugar determinado: Ganadería actual en % de la capacidad potencial de carga de ganado

Presión Ganadera Población Humana actual en % de la capacidad potencial de carga demográfica

Presión de la población humana

> 200 muy grande > 200 muy grande > 200 muy grande 100 - 200 grande > 200 muy grande 66 - 100 moderada > 200 muy grande 20 - 66 ligera

100 - 200 grande 100 - 200 grande 100 - 200 grande 66 - 100 moderada 100 - 200 grande 20 - 66 ligera 66 - 100 moderada 66 - 100 moderada 66 - 100 moderada 20 - 66 ligera 20 - 66 ligera 20 - 66 ligera

100 - 200 grande > 200 muy grande 66 - 100 moderada > 200 muy grande 20 - 66 ligera > 200 muy grande 66 - 100 moderada 100 - 200 grande 20 - 66 ligera 100 - 200 grande 20 - 66 ligera 66 - 100 moderada

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9. REPRESENTACION CARTOGRAFICA DE LA DESERTIFICACION (FAO, 1984) 9.1. Escala de los Mapas, su Resolución y Compilación. La FAO (1984) realiza las siguientes recomendaciones para la representación cartográfica de la desertificación. Deberán efectuarse a las escalas 1/10.000 - 1/50.000, siempre que ello sea posible, mediciones directas sobre el terreno, de los indicadores descritos. Los mapas temáticos (condición de los pastizales, erosión, salinidad) deberán contrastarse con las condiciones reales con el fin de determinar su actualidad. Las escalas 1/100.000 - 1/250.000 exigen la generalización de los datos. La generalización puede realizarse directamente por: la agregación de unidades cartográficas más detalladas, la combinación de mapas temáticos a pequeña escala, el análisis original de fotografías aéreas tomadas a cota elevada y de imágenes satelíticas y la rocogida de datos confiables sobre el terreno en las áreas objeto de estudio. Para la elaboración de mapas a escala 1/1.000.000 - 1/2.500.000 y menores, las imágenes tomadas desde satélites resultan especialmente útiles cuando se han hecho adecuadas observaciones sobre el terreno y cuando hay personas experimentadas, capaces de interpretar dichas imágenes. Las imágenes satelíticas son particularmente valiosas en el trazado de límites fisiográficos y de vegetación. Las fuentes de información comprenden mapas de suelo y de vegetación, mapas geológicos, fotografías aéreas, imágenes satelíticas, datos sobre el clima, mapas de uso de la tierra, mapas topográficos y otros. A nivel de resolución, las orientaciones formuladas para determinar la clasificación cartográfica de cualquier área representada son las siguientes:

Clasificación Cartográfica

Porcentaje de superficie en las varias categorías de desertificación 30 % en categoría ligera 30 % en categoría moderada

Desertificación Ligera

40 % en categoría grave y muy grave 30 % en categoría ligera 30 % en categoría moderada

Desertificación Moderada

40 % en categoría grave y muy grave 30 % en categoría ligera 40 % en categoría grave y muy grave

Desertificación Grave

30 % en categoría muy grave 40 % en categoría grave y muy grave 20 % en categoría ligera

Desertificación Muy Grave

30 % en categoría muy grave A continuación se presentan una serie de criterios para las diferentes escalas de trabajo, considerando la resolución apropiada para cada aspecto y factor seleccionado: TIPO DE RESOLUCION PARA LA DEGRADACION DE LA CUBIERTA VEGETAL ASPECTO FACTOR

1/10.000 A

1/50.000

1/100.000 A

1/250.000

1/1.000.000 A

1/2.500.000 * cubierta plantas perennes (%) F, LP SP N, SI * estado de los pastizales (%) de la vegetación conveniente F, LP N N

Estado

* productividad actual, de la potencial (%) F N N * disminución (%) de la producción de biomasa por há. F, LP N, SF N, SI * degradación del estado de los pastizales (%) anual F N N * cortas en tierras arboladas (%) anual sin reemplazo F, LP N N

Velocidad

* disminución de la producción de forraje, % anual F, LP N N * condiciones climáticas para productividad biológica (1) F, Am Am, N Am, N Riesgo

Inherente * potencial de rehabilitación anual F, Am Am, N Am, N

Donde (1) En kg de m.s./há/año y kg de m.s./mm de lluvia. El significado de los símbolos empleados es el

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siguiente: (A) Datos Analíticos, (Am) Datos Meteorológicos, (M) Métodos Paramétricos o Matemáticos, (N) Interpolación de la Información Existente, (F) Observación y Mediciones sobre el Terreno y Mapas, (LP) Fotografías Aéreas a Gran Escala, (SP) Fotografías Aéreas a Pequeña Escala, (SI) Imágenes Satelíticas, (T) Mapas Topográficos

TIPO DE RESOLUCION PARA LA EROSION HIDRICA

ASPECTO FACTOR

1/10.000 A

1/50.000

1/100.000 A

1/250.000

1/1.000.000 A

1/2.500.000 * estado superfie (%) F, LP SP, N SI, N * tipo de erosión F, LP SP SI * subsuelo descubierto % del área F, LP SP, N SI, N * cárcavas % del área F, LP SP SI * pérdida espesor del suelo sobre capa inhibidora de raíces(%) F, LP N N

Estado

* productividad actual, de la potencial (%) F N N * aumento área erosionada % anual F, LP SP SI * pérdida de suelo t/há/año F, LP M, SP M, SI * disminución producción anual de biomasa (%) F N N * sedimentos en embalses (m3/km2/año) F, M M, N M, N

Velocidad

* pérdida anual de almacenamiento (%) F, M M, N M, N * grado de agresividad climática Am, M N, M M * grado de condiciones edafo-topográficas M M M

Riesgo Inherente * grado de pérdida potencial de suelo F, T, M M, N M

Donde el significado de los símbolos empleados es el siguiente: (Am) Datos Meteorológicos, (M) Métodos Paramétricos o Matemáticos, (N) Interpolación de la Información Existente, (F) Observación y Mediciones sobre el Terreno y Mapas, (LP) Fotografías Aéreas a Gran Escala, (SP) Fotografías Aéreas a Pequeña Escala, (SI) Imágenes Satelíticas, (T) Mapas Topográficos

TIPO DE RESOLUCION PARA LA EROSION EOLICA

ASPECTO FACTOR

1/10.000 A

1/50.000

1/100.000 A

1/250.000

1/1.000.000 A

1/2.500.000 * superficie cubierta de montículos (%) F, LP SP SI * pérdida de suelo sobre capa inhibidora de raíces (%) F, LP N N * productividad actual, de la potencial (%) F N N * espesor suelo (cm) F, LP SP, N N

Estado

* grava superficial(%) F, LP SP, N N * aumento área erosionada % anual F, LP SP SI * pérdida de suelo ton/há/año F N N * disminución producción anual de biomasa (%) F N N

Velocidad

* arena transportada al año sobre la línea de 1m (m3) F, LP SP, N SI, N * grupos de erosionabilidad por el viento F,A,LP SP, N SI, N * velocidad media del viento a 2 m de altura al año (m/sg) Am Am Am

Riesgo Inherente * frecuencia de viento activo (>6m/sg), en % del Nº total dedías de viento

al año M M M

Donde el significado de los símbolos empleados es el siguiente: (A) Datos Analíticos, (Am) Datos Meteorológicos, (M) Métodos Paramétricos o Matemáticos, (N) Interpolación de la Información Existente, (F) Observación y Mediciones sobre el Terreno y Mapas, (LP) Fotografías Aéreas a Gran Escala, (SP) Fotografías Aéreas a Pequeña Escala, (SI) Imágenes Satelíticas.

73

TIPO DE RESOLUCION PARA LA SALINIZACION

ASPECTO FACTOR

1/10.000 A

1/50.000

1/100.000 A

1/250.000

1/1.000.000 A

1/2.500.000 * indicaciones morfológicas F, LP SP N * ECe x 103, nivel máx en toda la capa de 15 cm (en los primeros 75 cm)

A,F,LP N, SP N

* ESP, nivel máx en idem A, F N N * productividad actual, de la potencial (%) F N N * área afectada adversamente (%) F, LP SP, N SI, N * Boro, partes por millón en extracto de saturación de suelo A N N

Estado

* Mineralización del agua A N N * aumento área afectada por sal, % anual F, LP SP SI, N *Aumento de Ece x 103 en toda la capa de 15 cm. (primeros 75 cm.) al año

A, F N N

* aumento de ESP en idem, al año A, F N N * aumento de Boro en extracto de saturación de suelo, partes por millón, al año

A N N

Velocidad

* disminución rendimiento cultivos, % anual F N N * profundidad media hasta napa freática en cm F N N * calidad agua de riego F N N * fisiografía T, F T, N N * drenaje general T, F SP, N N * drenaje interno F N N * prácticas de explotación del suelo y sistemas de drenaje F N N

Riesgo Inherente

* grado de salinización potencial del suelo M M M

Donde el significado de los símbolos empleados es el siguiente: (A) Datos Analíticos, (T) Mapas topográficos, (M) Métodos Paramétricos o Matemáticos, (N) Interpolación de la Información Existente, (F) Observación y Mediciones sobre el Terreno y Mapas, (LP) Fotografías Aéreas a Gran Escala, (SP) Fotografías Aéreas a Pequeña Escala, (SI) Imágenes Satelíticas. TIPO DE RESOLUCION PARA EL ENCOSTRAMIENTO Y LA COMPACTACION DEL SUELO

FACTOR

1/10.000 A

1/50.000

1/100.000 A

1/250.000

1/1.000.000 A

1/2.500.000

Acumulación cálcica y forma de cementación (prof.en cm) F, LP SP, N SI, N Acumulación yesosa y forma de cementación (prof.en cm) F,LP SP, N SI, N Acumulación de dióxido de silicio y forma de cementación (prof.en cm) F,A,LP SP, N SI, N

Donde el significado de los símbolos empleados es el siguiente: (A) Datos Analíticos, (N) Interpolación de la Información Existente, (F) Observación y Mediciones sobre el Terreno y Mapas, (LP) Fotografías Aéreas a Gran Escala, (SP) Fotografías Aéreas a Pequeña Escala, (SI) Imágenes Satelíticas.

TIPO DE RESOLUCION PARA LA DISMINUCION DE MATERIA ORGANICA ASPECTO

1/10.000 A

1/50.000

1/100.000 A

1/250.000

1/1.000.000 A

1/2.500.000

Estado A, F N N Velocidad A N N

Donde el significado de los símbolos empleados es el siguiente: (A) Datos Analíticos, (N) Interpolación de la Información Existente, (F) Observación y Mediciones sobre el Terreno y Mapas, Finalmente, para el análisis de la resolución del exceso de sustancias tóxicas, se necesitan

74

observaciones de terreno y datos analíticos para las diferentes escalas para la determinación de: presencia de basuras de centros urbanos, residuos industriales, residuos radiactivos o productos petrolíferos en los alrededores de las poblaciones, áreas industriales y las minas. En el proceso de compilación de los mapas para el estado de Desertificación, se deben considerar los siguientes elementos: Salinización: superficie afectada por sales solubles, grado de salinidad y de alcalinidad del suelo, disminución del rendimiento de los cultivos por causa de la salinidad y grupos de vegetación que indiquen la presencia de sales en el suelo o en las aguas. Erosión Eólica : extensión superficial de capas de arena, montículos y dunas, superficie cubierta de grava, disminución de los rendimientos de los cultivos por causa de la erosión eólica, grupos de vegetación que indiquen acumulación de arena debida al viento. Erosión Hídrica: estado superficial, presencia de subsuelo, superficie afectada por cárcavas, grupos de vegetación característica que crece en suelos esqueléticos. Degradación de la Cubierta Vegetal: condiciones de los pastizales, cubierta vegetal, biomasa. Encostramiento y Compactación del Suelo: presencia, cerca de la superficie, de cementación debida a acumulaciones calcáreas, yesosas, de hierro y de silicio, y de grupos de vegetación que indiquen la presencia de tal cementación en el suelo. Por otra parte y sumado a lo anterior, La FAO (1984) plantea para las áreas desérticas, la necesidad de incluir en la representación, las áreas desérticas existentes y, la presencia de afloramientos rocosos, pavimento desértico, dunas activas y manchas salinas sin plantas. Para llevar a cabo el proceso de compilación la FAO (1984) ha determinado los siguientes Principios de Orden de Prioridad de los Procesos y Procesos Dominantes: (a) salinización, erosión eólica, erosión hídrica, encostramiento y compactación de suelo, degradación de la cobertura vegetal. (b) la disminución de materia orgánica no requiere representación cartográfica, sólo mención en notas explicativas y, (c) las áreas sometidas a exceso de sustancias tóxicas deberán representarse con símbolos especiales. En el proceso de compilación de los mapas para la velocidad de Desertificación, se deben considerar los siguientes elementos: Salinización: velocidad de aumento en las áreas afectadas por la sal o incremento de la salinidad, ESP y boro en los suelos y, disminución de la producción agrícola. Erosión Eólica: expansión de la superficie afectada por el desplazamiento de arena, pérdida de suelo y, disminución de la producción anual de biomasa. Erosión Hídrica: expansión de área con subsuelo al descubierto o de la superficie afectada por cárcavas, pérdida de suelo, depósitos sedimentarios en embalses, pérdida anual de almacenamiento, disminución de la producción anual de biomasa. Degradación de la Cubierta Vegetal: disminución de la producción de biomasa, aumento de la relación entre arbustos y cubierta herbácea, disminución de la superficie de tierras arboladas, y, tendencia de la cubierta de pastos. Encostramiento y Compactación del Suelo: la velocidad no puede evaluarse. En el proceso de compilación de los mapas para el riesgo inherente de Desertificación, se deben considerar los siguientes elementos: Salinización: profundidad de la capa freática, calidad del agua de riego, fisiografía, drenaje y, las prácticas de ordenación del suelo. Erosión Eólica: grupos de erosionabilidad por el viento, velocidad media anual del viento y, la frecuencia de vientos activos. Erosión Hídrica: precipitaciones, pendiente y, la textura del suelo. Degradación de la Cubierta Vegetal: las condiciones climáticas para la productividad biológica para la rehabilitación. Para la realización de esta compilación en los mapas de desertificación, existen algunos Métodos Paramétricos a utilizar: Salinización: Salinización potencial de suelo respecto de la relación P/PET, la cantidad máxima de sales solubles en los horizontes superiores de los suelos Solonchaks y, la ascensión capilar máxima por día relacionada con la textura del suelo. Erosión Eólica : el desplazamiento de arena en relación con las clases de velocidad del viento, la topografía, el número de días húmedos y el estado de la superficie del suelo. Erosión Hídrica: la erosión hídrica mecánica con la cubierta vegetal actual, considerando la precipitación anual, el coeficiente de variación de la precipitación mensual y anual, la textura del suelo y las clases de pendientes. En el proceso de compilación de los mapas para los peligros de Desertificación, se debe expresar como el efecto combinado del estado, la velocidad y el riesgo inherente, incluidas la presión animal y la humana sobre el medio ambiente.

75

9.2. Representación. Los procesos determinativos (cubierta vegetal, erosión hídrica, erosión eólica, salinización) se representan por letras mayúsculas (V, W, E, S). Estas letras pueden aparecer solas o combinadas, según el número de procesos del caso. Las clases de desertificación para cada proceso se indican con números 1 a 4 (para ligeras, moderada, grave y muy grave), a continuación de la letra mayúscula. En los casos de combinaciones complejas de procesos, se deben emplear colores sólo para las clases más altas. Por ejemplo, la expresión V4 - E2 correspondería a una degradación muy grave de la cubierta vegetal y una erosión eólica moderada. El mapa de los peligros de desertificación pretende ser el producto final de la evaluación que refleja la degradación del ambiente por causa de diversos factores. Para la determinación del Indice de Peligro se debe: (a) seleccionar valores cuantitativos por procesos, (b) determinar las cifras medias para el estado, la velocidad, el riesgo inherente, la presión de los animales y la presión de la población humana, (c) establecer los valores respectivos del estado, la velocidad, el riesgo inherente, las presiones ganadera y humana sobre el medio ambiente, (d) modificar el valor del riesgo inherente en función de los procesos considerados (multiplicar el valor por los coeficientes correspondientes) y, (e) determinar el Indice de Peligro de Desertificación, en que se resumen los valores del estado, la velocidad, el proceso, el riesgo inherente modificado y la presión de los animales y del hombre. Por ejemplo: * Estado de desertificación moderado 5,0 * Velocidad grave 11,0 * Riesgo inherente moderado 6,0 * Presión ganadera muy grave 20,0 * Presión demográfica grave 8,0 Total 50,0 * Proceso determinativo: erosión eólica. * Modificación del Riesgo Inherente: 6 x 1,5 = 9 * Indice de Peligro de Desertificación: 53 = (50+(9-6)) * Peligro de Desertización: GRAVE. Elementos a representar en el mapa, en orden decreciente de importancia, tal como sigue: (a) clases de peligros de desertificación y áreas desérticas mediante coloraciones, (b) presión ganadera y demográfica mediante línea gruesa, cifras en números romanos o letras mayúsculas, (c) procesos de Desertificación mediante letras mayúsculas o signos específicos, (d) clases de estado de desertificación mediante números, (e) clases de velocidad de desertificación y de riesgo inherente mediante letras minúsculas, (f) otra información, tales como procesos subordinados o, tipos de vegetación mediante signos específicos. 9.3. Valores Cuantitativos y Coeficientes. A continuación se presenta una serie de tablas resumidas que muestran los valores cuantitativos y los coeficientes de interpretación para los problemas de desertificación:

VALOR CUANTITATIVO DE LAS CLASES DE DESERTIFICACION POR ASPECTO Y PROCESO Clases Aspectos Salinización Erosión Eólica Erosión

Hídrica Degradación Vegetacional

Estado y Velocidad 1,5 1,5 1,5 1,5 Ligera Riesgo Inherente 0,6 5,0 5,0 3,0 Estado y Velocidad 2,5 2,5 2,5 2,5 Moderada Riesgo Inherente 1,5 10,0 10,0 4,0 Estado y Velocidad 5,5 5,5 5,5 5,5 Grave Riesgo Inherente 8,7 20,0 20,0 7,5 Estado y Velocidad 7,5 7,5 7,5 7,5 Muy Grave Riesgo Inherente 10,0 25,0 25,0 10,0

NOTA: Para el estado se considera 1/10 de los valores

76

VALOR MEDIO CUANTITATIVO DE DESERTIFICACION Clases Estado Velocidad Riesgo

Inherente Presión del Ganado Presión de la Población

Ligera 15 1,5 3,4 43 43 Moderada 25 2,5 6,4 83 83 Grave 55 5,5 14,0 150 150 Muy Grave 75 7,5 18,8 200 200

INDICE DE PELIGRO DE DESERTIFICACION VALORES PARA

Presión

CLASES Estado Velocidad Riesgo Inherente Ganado Humana

INDICE DE PELIGRO

Ligera 3,0 3,0 3,0 4,0 2,0 < 21 Moderada 5,0 5,0 6,0 8,0 4,0 21 - 43 Grave 11,0 11,0 14,0 15,0 8,0 44 - 64 Muy Grave 15,0 15,0 19,0 20,0 10,0 > 64 Donde: Presión Humana corresponde a la mitad de la Presión del Ganado.

COEFICIENTE PARA LA MODIFICACION DEL VALOR DEL RIESGO INHERENTE Límite de Clase Proceso

Ligera Moderada Grave Muy Grave Para la Salinización 0,2 0,2 0,6 0,5 Para la Degradación de la Vegetación

0,9 0,6 0,5 0,5

Para la Erosión Hídrica y Eólica 1,5 1,5 1,4 1,3

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AGRADECIMIENTOS Por el desinteresado aporte de antecedentes para la confección del presente documento, se desea expresar los más sinceros agradecimientos a los siguientes académicos e investigadores, cuyo ordenamiento obedece a un carácter alfabético y no necesariamente al grado de aporte efectuado: Robert C. Balling (Arizona State University, Tempe, Arizona, EE.UU.). F.R. Coronato (Centro Nacional Patagónico, Puerto Madrin, Chubut, Argentina). Katharine Culbertson (Institute for Space Studies, NASA Goddard Space Flight Center, New

York, EE.UU.). Dirk H. De Boer (Department of Geography, University of Saskatchewan,

Saskatchewan, Canadá). William A. Dick-Peddie (New Mexico State University,Las Cruces, New Mexico, EE.UU.). Harold E. Dregne (Texas Technological University,Lubbeck, Texas, EE.UU.). Karsten Garleff (Facultad de Geografía, Universidad de Bamberg, Bamberg, Alemania). F. Ghassemi (Centre for Resource and Environmental Studies,Australian National

University, Canberra, Australia). Dirk Goossens (Laboratory for Experimental Geomorphology, Institute for Earth Sciences,

Leuven, Belgium). Ramachandran Kaushalya (Central Research Institute for Dryland Agriculture, Hyderabad, India). William C. Knight (The Earth Science Group and Colorado State University, Fort

Collins,Colorado, EE.UU.). J.R. Meigh (Institute of Hydrology, Wallingford, Great Britain). Anthony J. Parsons (Department of Geography, University of Keele, Keele, Staffordshire,

Great Britain). Roland Paskoff (Université Lumiére Lyon,Lyon, Francia). B. L. Rhoads (Department of Geography, University of Illinois, Urbana, EE.UU.). Benoit Rivard (Earth Observations Laboratory,Institute for Space and Terrestrial Science,

York University, Ontario, Canadá). Michael J. Singer (University of California, Davis, California, EE.UU.). Gaylord V. Skogerboe (Utah State University, Logan, Utah, EE.UU.). Milton O. Smith (Department of Geological Science, University of Washington,

Seattle, EE.UU.). David S.G. Thomas (Department of Geography, The University of Sheffield, Sheffield, Great

Britain). Aaron Yair (Institute of Earth Sciences, Hebrew University of Jerusalem,

Jerusalem, Israel).

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