LAGO BUDI

Geologia del Lago Budi


Lago Budi en Peligro

El lago Budi es una de las últimas reservas de biodiversidad en la región de la Araucanía. Alberga 180  especies de flora y 156 de fauna, algunas vulnerables y otras en peligro de extinción. El Sistema Nacional de Áreas Protegidas (SNASPE), lo declaró sitio de "alta prioridad". Hasta 1960, el lago convivía con el mar y renovaba sus aguas, pero el maremoto cambió brutalmente su geografía, rompiendo la unión entre el único lago salado de Chile y el mar.

 

Su topografía es homogénea: terrazas escalonadas, desde el nivel del mar hasta pequeñas colinas que no superan los

doscientos metros, suelo salino y abundante en arena y dunas, gran exposición al viento. El Budi posee un área de 65 kilómetros cuadrados. La acción del hombre ha agudizado el desequilibrio ecológico. El Budi se ve afectado por la lenta destrucción de sus sistemas ecológicos y biodiversidad. Cada invierno sus aguas destruyen las cosechas de los lof

mapuche. El estancamiento de las aguas del Budi transformará el lago en un pantano. Cada vez hay menos cisnes y peces.

 

 


 

Extracto : “Revista de Geografía Norte Grande, 41: 63-80 (2008)Tema central”

 

Morfología y dinámica dunaria en el borde costero de la Región de La Araucanía en Chile.

Antecedentes para la conservación y gestión territorial

 

RESUMEN

Se evaluó la dinámica de los campos dunarios del borde costero de La Araucania entre los años 1994 y 2004, usando para ello la clasificación morfológica y grado de estabilización, evaluado a partir de material cartográfico, fotografías

aéreas y reconocimiento en terreno. Se delimitaron 8 campos de dunas distribuidos en una superficie de 4.597 ha, constatándose una expansión total de 314 ha en el periodo; las dunas activas representaron un 35% de esta superficie,

mientras que las dunas semiestabilizadas y estabilizadas representaron un 31 y 15% respectivamente. La morfología más frecuente fue el tipo de duna transversal y las especies vegetales con mayor frecuencia fueron Pinus radiata y

Ammophila arenaria. Finalmente, la localización y la determinación de los grados de estabilización y formas dunarias permiten reconocer la acción de factores naturales y antrópicos, los que requieren ser abordados integralmente

como base para una gestión integrada de esta zona costera.

 

Las dunas litorales son depósitos eólicos de arena cuya formación ocurre por efecto del aporte de sedimentos marinos y terrestres que se acumulan en la línea de playa por la acción del oleaje y el viento, y cuyo asentamiento depende de la topografía y la vegetación (Tavares, 1996). Su origen está relacionado directamente con las modificaciones climáticas y del nivel del mar ocurridos durante el período cuaternario (Paskoff, 1970).

 

A escala global, las dunas litorales constituyen sistemas esenciales del equilibrio dinámico y sedimentario de las playas

(Psuty, 1988), puesto que actúan como una barrera natural de la acción marina hacia el continente (Ramírez, 1992), como ocurre con las marejadas y tsunamis, protegiendo lagunas, estuarios, marismas y tierras interiores (Castro, 1985). Cortan el viento y detienen el agua salada, lo que impide la contaminación de la napa freática y permite

que el bosque se aproxime a la orilla del mar (Paskoff, 1992). De esta manera, las dunas constituyen unidades de paisaje con diversas funciones ecológicas donde pueden desarrollarse formaciones vegetales naturales con amplia pero fragmentada distribución.

 

Los sistemas dunarios son el resultado de una constante interacción entre los procesos geomorfológicos y biológicos, que en condiciones extremas hace posible la manifestación de uno u otro proceso con mayor fuerza, resultando en dunas activas (sin vegetación) o dunas estabilizadas (con vegetación) (Van Der Meulen & Jungerius, 1989).

La importancia de la vegetación como un elemento modelador de la duna ha sido destacada por Goldsmith (1978), autor que clasifica las dunas como transgresivas e impedidas, de acuerdo a la ausencia o presencia de vegetación, respectivamente. Por otra parte, la clasificación de las dunas puede considerar un conjunto de variables, tales

como su edad, origen, estructura, morfología, posición relativa a la playa, morfodinámica litoral o una combinación de estas (Davies, 1978; Nordstrom 1990). No obstante, puesto que tradicionalmente el manejo de las dunas litorales ha estado orientada a la defensa de la costa contra la invasión marina (Carter, 1988), la vegetación es una de las variables más importantes para su evaluación y clasificación (Tavares, 1996).

 

En Chile central, las dunas litorales se desarrollan en forma discreta a lo largo de la costa del océano pacífico, representando solo el 3% de esta franja (Castro y Aguirre, 2003). Su mayor desarrollo lo alcanzan entre las regiones de Coquimbo y Los Lagos (IREN, 1966), cubriendo una superficie de 131.000 ha (Paskoff y Manríquez, 2004). Estos

sistemas naturales han estado sometidos a una fuerte presión de uso (e.g. agricultura, forestal y turismo), lo que sumado a su alto grado de fragilidad frente a la ocupación antrópica, ha afectado su dinámica natural (Tavares, 1996; Paskoff, 1998). Así por ejemplo, la interrupción del aporte de sedimentos terrestres, debido a la regulación de los ríos, la construcción de embalses, la expansión inmobiliaria, la extracción de áridos y la eliminación del material vegetal de las

dunas, son algunas de las principales causas de la regresión de los sistemas dunarios (Paskoff, 1992).

 

En Chile no se registran estudios que permitan evidenciar la dinámica de los estados de estabilización de estos sistemas, además los estudios de caracterización de los sistemas dunarios son escasos, destacándose entre ellos las investigaciones de Tavares (1996), Araya (1982), Araya-Vergara (1985) y Castro y Aguirre (2003). En la Región de La

Araucanía esta situación no es diferente, sin embargo la dinámica de los sistemas dunarios se potencia por factores naturales y antrópicos; así por ejemplo, los altos niveles de pobreza y división de la propiedad han generado una fuerte presión sobre el uso de suelo para cultivos agrícolas, pequeñas plantaciones forestales y ganadería, generando graves

impactos sobre los ecosistemas costeros. Además, la necesidad de proteger las áreas cultivadas para minimizar el efecto del avance de las dunas al interior del continente, ha planteado la necesidad de estabilizar las dunas

con especies introducidas sin una previa diferenciación y zonificación morfológica de los sistemas dunarios, condición que podría generar cambios en la dinámica natural de estos ecosistemas. En este marco, el objetivo

de este trabajo fue analizar la dinámica de los sistemas dunarios del borde costero de la Región de La Araucanía entre los años 1994-2004 a partir de la caracterización morfológica y el grado de estabilización dunaria como base para la conservación y gestión territorial de estos espacios.

 


 

Materiales y Métodos

Área de Estudio

El borde costero de la Región de La Araucanía se ubica a 85 km de distancia al oeste de la ciudad de Temuco (Figura bordecost01).

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Figura bordecost01

Abarca una superficie aproximada de 165.788 ha, comprendiendo los territorios de las comunas de Carahue, Puerto Saavedra, Teodoro Schmidt y Toltén. Dentro de este espacio, el área representada por las dunas litorales cubre una superficie de 4.135 ha (IREN, 1966), las cuales se distribuyen desde la desembocadura del río Imperial hasta el río Queule, entre las coordenadas geográficas 38º 44’ Lat. Sur y los 73º 27’ Long. Oeste y 39º 24’ de Lat. Sur y los 73º 09’ Long. Oeste.

 

Delimitación del área de estudio

Para delimitar el área de estudio se utilizó cartografía base del proyecto FONDECYT 1030861 junto a imágenes satelitales Landsat 7 ETM+ p233r87 año 2003, con resolución de píxel de 30 x 30 m; además, las cartas topográficas del Instituto Geográfico Militar (IGM) del año 1961, escala 1:50.000 y 1:25.000 respectivamente, las localidades

de Trovolhue (3830-7315), Carahue (3830-7300), Puerto Saavedra (3845-7315), Chelle (3900-7315), Teodoro Schmidt (3845-7300), Toltén (3900-7300) y Queule (3815-7300).

 


 

Clasificación morfológica de las dunas

La caracterización de la morfología de las dunas se realizó en base a la clasificación presentada en el trabajo de Paskoff y Manríquez (2004) (Cuadro Nº 1). Para ello se usó como base la interpretación de fotografías áreas pancromáticas para los dos años en evaluación, vuelos SAF-FONDEF

 

Cuadro Nº 1

MORFOLOGIA DE LOS SISTEMAS DUNARIOS

Morfología de la duna

Elementos característicos

Paleoduna

Dunas de antigua formación donde actualmente se evidenciaformación de suelo.

Duna Transversal

Formación bien definida que se dispone perpendicularmente a la dirección de los vientos.

Duna Paralela

Unidad morfológica bien definida paralela a la orilla del mar. Su asociación con la playa de produce por efecto de los intercambios sedimentarios del mar y el viento.

Duna no definida

Unidad morfológica estabilizada con densas plantaciones de especies exóticas que no permiten efectuar una correcta caracterización de su forma.

Duna Longitudinal

Cordones paralelos, alargados en el sentido de los vientos

dominantes sobre una distancia de varios centenares de metros, separados por corredores de pocos metros de profundidad.

Duna Bordera (conjunto de formas : barjan blowots transversal y longitudinal

Unidad morfológica en formación; caracterizada por presentar montículos aislados, bajos y pequeños a menudo con escasa a nula presencia de vegetación de tipo herbácea o formas básicas transversal o longitudinal apenas definidas

Depresión húmeda

Espacio de topografía baja donde la napa freática está cercana o aflora a la superficie en periodo de invierno (estacional) permitiendo la presencia de áreas húmedas.

Cuerpo de agua

Espacio de topografía baja donde la napa freática está cercana permitiendo la presencia de áreas húmedas durante gran parte del año.

Corredor de deflación

Área de transporte libre de partículas finas de arena, que separa los montículos de arenas y donde no existe barrera vegetal.

Fuente: Modificado de Paskoff y Manríquez (2004).

 

1994 y SAF-FONDECYT 1030861 año 2004, ambos a escala 1:20.000.

 

El levantamiento cartográfico de la forma de las dunas litorales se basó en la digitalización de los elementos espaciales, usando para ello el programa ARC/INFO TM 3.5.1. Por su parte, el manejo de base de datos se efectuó con el programa Arc View TM 3.2., mientras que la edición de las cartas se realizó en el programa Arc Gis TM 8.2.

 

Asimismo, se utilizó la caracterización geomorfológica realizada en el marco del proyecto FONDECYT 1030861 mediante el método propuesto por Tricart (1985). Esta caracterización fue integrada con la localización de los campos de dunas a fin de identificar las principales unidades geomorfológicos donde se asientan estos sistemas.

 

Grado de estabilización de las dunas

El grado de estabilización de las dunas se evaluó mediante la cuantificación de la cobertura vegetal (herbácea, arbustiva y arbórea), en base a la fotointerpretación previamente realizada para los dos años en evaluación. Así, se definieron cuatro criterios de clasificación de acuerdo a su grado de estabilización (Cuadro Nº 2): dunas activas, dunas parcialmente estabilizadas, dunas estabilizadas y dunas antiguas. El análisis se efectuó a nivel de campo de duna,

identificando además la morfología dunaria asociada.

 

La caracterización de la cobertura vegetal se complementó con la identificación de su composición florística, mediante parcelas de 1 m2 separadas cada 10 m, de acuerdo a lo propuesto por CONAMA y TESAM (1996).

Estas unidades de muestreo se distribuyeron sobre tres transectos en cada campo de duna siguiendo una línea perpendicular a la costa y posterior a la playa, su largo fue variable y dependió tanto del ancho de los campos de dunas como de la presencia de plantaciones forestales, las cuales no fueron muestreadas. Para la identificación de especies

se consultaron las publicaciones de Matthei (1995) y Hoffmann (1982), en tanto que la nomenclatura siguió a Marticorena y Quezada (1985). Este muestreo permitió además el reconocimiento en terreno de la morfología de los sistemas dunarios.

 

Dinámica de las dunas entre los años 1994 y 2004

 

Para el análisis de la dinámica de las dunas, se utilizaron capas de uso-cobertura elaboradas en base a fotointerpretación. Este análisis se efectuó a nivel de campo de duna, y se basó en la comparación de la variación

de las superficies representadas por cada tipo de forma dunaria y grado estabilización, utilizando la variación total y la tasa de cambio promedio anual (European Comission, 2000).

 

Resultados

A partir de la fotointerpretación y análisis cartográfico se identificaron 8 campos de dunas en el Borde Costero de la Región de La Araucanía (Figura N° 2 y Cuadro Nº 3):

 

 

Cuadro Nº2

CRITERIOS DE CLASIFICACION DE DUNAS DE ACUERDO A SU GRADO DE ESTABILIZACIÓN

Dunas Activas

Dunas parcialmente Estabilizadas

Dunas Estabilizadas

Dunas Antiguas

Cobertura Vegetalmenor a 30% con especies herbáceas

 

Vegetación mixta de especies herbáceas y/o arbustivas con cobertura entre 20 y 60 %

Vegetación mixta de especies herbáceas y/o arbustivas con cobertura mayor a 60 %

Vegetación sobre suelo en desarrollo (pradera arbustiva)

Fuente: Elaboración Propia.

 

La caracterización de la cobertura vegetal se complementó con la identificación de las dunas asociadas a la desembocadura del río imperial (la Barra norte y sur), las dunas de Deume asociadas a la cuenca de río-lago

Budi (incluye el sector de Boca Budi), las dunas de Puaucho-Malalhue ubicadas al norte de la desembocadura del estero Chelle por el sur incluyendo el sector Peleco, las dunas de Puyehue ubicadas al sur de la desembocadura

del estero Chelle, las cuales limitan con la laguna del mismo nombre, las dunas de Porma en la desembocadura del

estero Porma, la Barra de Toltén en el área de la desembocadura del río del mismo nombre, y los campos de dunas de Nigue Norte y Nigue Sur, en el curso inferior del río Queule.

 

Cuadro Nº3

CAMPOS DE DUNAS IDENTIFICADOS EN EL BORDE COSTERO DE LA ARAUCANIA

Campo de Duna

Unidad Geográfica de referencia

Unidad Geomorfológicocaracterística

Localización Geográfica

Superficie (Ha)

Imperial (Barra norte y sur)

Desembocadura del río imperial

Llanura fluviomarina

38º45’30”S y 73º25’30”O; 38º49’30”S y 73º23’O

238

Deume

Cuenca del río-Lago Budi

Llanura Aluvial, plataforma sobre roca metamórfica (abrasión marina)

38º49’30”S y

73º22’30”O;

38º54’30”S y

73º21’30”O’

602

Puaucho-Malalhue

Norte de la

desembocadura

del estero Chelle

Llanura fluviomarina,

llanura aluvial,

plataforma en roca

metamórfica

(abrasión marina)

38º56’S y

73º22’O;

39º1’30”S

y 73º18’O

436

Puyehue

Sur de la

desembocadura

del estero Chelle

Llanura aluvial,

plataforma en roca

metamórfica, terraza

de abrasión marina

39º1’30”S y

73º18’30”O;

39º5’S y

73º16‘30”O

551

Porma

Desembocadura

del estero Porma

Terraza y plataforma

de abrasión marina

73º16’O y

38º5’30”S;

73º15’30”O

y 39º9’30”S

393

La Barrade Toltén

Desembocadura

del río Toltén

Llanura de

inundación,

plataforma en roca

metamórfica

39º9’30”S y

73º15’30”O;

39º15’S y

73º13’30"O

1143

Nigue Norte

Curso inferior

del río Queule

Llanura fluviomarina

39º15’S y

73º13’O;

39º18”S y

73º13’30”O

515

Nigue Sur

Curso inferior del

río Queule

Llanura fluviomarina,

plataforma de

abrasión marina

39’19”S y

73º13’30”O;

39º23’30”S y

73º13’30”O

720

Fuente: Elaboración Propia.

 

Figura Nº2

DISTRIBUCIÓN GEOGRAFICA DE LOS CAMPOS DE DUNAS DEL BORDE COSTRERO DE LA REGION DE LA ARAUCANIA.

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Nota: 1=Imperial, 2=Deume, 3=Puaucho-Malalhue, 4=Puyehue, 5=Porma, 6=La Barra de toltén, 7=Nigue Norte, 8=Nigue Sur.

Fuente: Elaboración propia.

El conjunto de campos de dunas representaron una superficie aproximada de 4.597 ha (cuantificadas al año 2004). Siendo el campo de la Barra de Toltén el de mayor tamaño, con 1.143 ha, equivalente al 25% de la superficie total, mientras que el campo de dunas de Imperial fue el más pequeño, con solo 238 ha, equivalente al 5% de la superficie total. Los otros 6 campos de dunas representaron superficies que oscilaron entre 393 ha a 720 ha.

 

Las unidades geomorfológicas más frecuentes asociadas a los sistemas dunarios fueron las áreas de planicies, principalmente las llanuras fluviomarinas y litorales situadas hacia el norte por la desembocadura del río Imperial y por el Sur hasta a la desembocadura del río Queule (Nigue Norte y Nigue Sur). Igualmente, las dunas se desarrollaron

en menor proporción sobre las plataformas de roca metamórfica en relieves de abrasión marina, que alcanzan baja altitud al llegar a la costa, como se evidenció en Deume y Puaucho-Malalhue (Cuadro N° 3).

 

En cuanto al tipo y técnica de uso del suelo, se observaron en terreno distintas alteraciones, siendo los principales cambios la sustitución de uso, la construcción de obras de infraestructura, el aumento de áreas húmedas, drenaje para habilitación de espacios agrícolas, cultivo en el sentido de la pendiente, tala rasa en plantaciones exóticas y tala de bosques pantanosos (ver Peña-Cortés et al., 2006 a, b y c para másdetalles).

 

Dinámica de los sistemas dunarios entre los años 1994 y 2004

 

A. Morfología

 

En 10 años las dunas del Borde Costero de La Araucanía se expandieron en 314 ha, desde 4.283 ha en el año 1994 a 4.597 ha en el año 2004, con una tasa de cambio promedio anual de 0,7% y un incremento total de 7,3% en el período (Cuadro Nº 4). Si bien gran parte de los campos de dunas incrementaron su superficie, la variación más importante se observó en Puaucho-Malalhue, con una tasa de cambio promedio anual de 1,6% y un incremento total en su superficie de 65 ha (18%). La excepción ocurrió con el campo de dunas de Nigue Norte, con una tasa de incremento anual negativa de -1,4% y una regresión total de su superficie de 77 ha (Cuadro Nº 4).

 

La morfología más frecuente de los sistemas dunarios fue el tipo de duna transversal, común en todos los campos de dunas, alcanzando una superficie aproximada de 1.339 ha en al año 2004 (29% de la superficie total de dunas). Esta superficie varió escasamente con respecto a 1994, año en que se registraron 1.341 ha las cuales se caracterizaron

por una gran proporción de dunas activas (67%). Una configuración distinta se constató en el año 2004, donde solo el 14% fueron dunas activas y cerca de la mitad se encontró estabilizada (48%). Esta tendencia hacia la estabilización se observa en gran parte de las dunas, en especial en la Barra de Toltén (Cuadro Nº 4).

 

Las dunas longitudinales fueron las formaciones menos frecuentes para ambos años, con solo 183 ha y 209 ha respectivamente, equivalentes al 5% de la superficie total de dunas evaluadas. Estas se distribuyeron únicamente en los campos de dunas de Imperial, Deume y la Barra de Toltén.

 

Las dunas borderas se caracterizaron por manifestarse únicamente en estado activo, alcanzando una superficie de 506 ha para el año 2004, equivalente al 11% de los sistemas dunarios evaluados, de ellas Puaucho-Malalhue concentró el 40%. En el año 1994, este tipo de dunas estuvo representada por una mayor superficie (665 ha), destacándose los campos de Deume y Puyehue con 212 ha y 259 ha, respectivamente. Del mismo modo, las formaciones de dunas paralelas solo se presentaron de forma activa, distribuidas en 384 y 486 ha, equivalentes al 9% y 11% de las dunas del

Borde Costero para los años 1994 y 2004. Para este último año, las dunas paralelas se observaron con mayor frecuencia en Imperial y la Barra de Toltén, concentrando el20% y 21% de la superficie de este tipo de dunas (Cuadro Nº 4).

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Las dunas no definidas representaron 517 y 768 ha, equivalente a un 15 y 17% de los sistemas dunarios evaluados en los años 1994 y 2004, respectivamente. Estas formaciones se caracterizaron por estar estabilizadas con plantaciones exóticas, principalmente Pinus radiata.

 

Las dunas antiguas (o paleodunas) cubrieron una superficie de 850 ha, encontrándose en todos los campos de dunas, no

obstante más de la mitad se distribuyó en Porma y la Barra de Toltén. Asimismo, las áreas de depresión húmeda y anegadiza se distribuyeron en todo el borde costero, representando aproximadamente un 9% de la superficie de los sistemas dunarios evaluados, lo que implica una alta riqueza de humedales, como ocurre en los sistemas húmedos

asociados al lago Budi y en la gran llanura fluviomarina del Toltén.

 

B. Grado de estabilización

 

La clasificación de las dunas de acuerdo a su nivel de estabilización mostró que el desarrollo de dunas activas fue predominante en la zona de estudio, extendiéndose aproximadamente por 1.620 ha, lo que equivale al 35% de la superficie de los sistemas dunarios evaluados en el año 2004. Bajo esta clasificación destacan los campos de Imperial y Puaucho-Malalhue, con el 66 y 79% de su superficie en estado activo. No obstante la alta representación de dunas activas, el análisis de la dinámica mostró una clara tendencia de incremento tanto de las superficies de dunas estabilizadas como de las dunas parcialmente estabilizadas.

 

En el caso de las dunas parcialmente estabilizadas, la superficie se incrementó desde 93 ha a 694 ha, lo que equivale a una tasa de cambio promedio anual de 20,1% y un incremento total en su superficie de 601 ha. Bajo esta clasificación destacan los campos de dunas de Deume y la Barra de Toltén, que explican más de la mitad de la tasa de cambio promedio anual de este tipo de dunas. Estas formaciones alcanzaron una extensión de 694 ha, equivalente al 15% de

las dunas del borde costero, con una distribución que osciló entre 0,4% y 35% de la superficie de los campos de dunas considerados individualmente. Por su parte, las dunas estabilizadas representaron el 31% de la superficie total de dunas, destacándose la Barra de Toltén, con 44% de su superficie estabilizada. Este tipo de dunas se incrementó en un 46% (desde 965 ha a 1.404 ha), a una tasa de cambio promedio anual de 3,8%. Bajo esta clasificación, la mayor tasa de cambio se constató en las dunas de Puyehue con una variación total en el período de 108 ha. Cabe mencionar que la mayor parte de las dunas estabilizadas se observaron cubiertas con Pinus radiata con un superficie de 1.195 ha, equivalente al 85% de este tipo de dunas, indicando el alto gradode intervención antrópica en la regulaciónde su avance (Cuadro Nº 4).

 

Las plantaciones se observaron en 6 de los campos dunarios, pero con mayor importancia en la Barra de Toltén, donde se concentró el 25% de éstas (Cuadro Nº 4). La excepción ocurrió en Porma y Puyehue, donde se presentan dunas estabilizadas con matorral-pradera y pradera respectivamente, en ausencia de plantaciones forestales.

 

Coherentemente con la tendencia de incremento de las superficies estabilizadas, se constató que las dunas activas se redujeron a una tasa de cambio promedio anual de -3,7%, lo que representa una regresión total de su superficie de 724 ha. No obstante, en dos de los 8 campos de dunas esta tendencia fue opuesta, tal como ocurrió en Puacho-Malalhue y Porma, donde las dunas activas incrementaron su superficie con una tasa de cambio promedio anual de 5,1% y 19,2%, respectivamente (Cuadro Nº 4). En el caso de Puacho-Malalhue, el incremento de dunas activas se explica en parte, por la remoción de arena para habilitar caminos sobre el campo dunario, lo cual deja expuesta el área al pisoteo animal. En el caso de Porma la situación de las dunas activas es favorecida por el pisoteo animal y el tránsito humano hacia la playa.

 

La vegetación de las dunas litorales estabilizadas presentó mayor desarrollo en aquellas formaciones apartadas de la playa y con baja influencia marina (por efecto de la salinidad). En general, las primeras formaciones dunarias sometidas a la acción marina e intensa actividad eólica, se presentaron con baja cobertura vegetal. La especie más frecuente y de amplia distribución en estas formaciones fue Ammophila arenaria, especie introducida que prolifera

en áreas de sotavento y que es posible observar asociada a otras herbáceas como Gamochaeta spicata, Rumex cuneifolius y Margyricarpus pinnatus (Cuadro Nº 5). Por otro lado, hacia el interior de los campos de dunas, en áreas parcialmente estabilizadas se encuentran otras especies, como Lupinus arboreus, y en depresiones húmedas:

Cotula coronopifolia, Geranium core-core, Polygonum maritimum, Coniza bonariensis y Juncus procerus, que se desarrollan en forma dispersa y con baja densidad en el borde de estos cuerpos de agua. Por su parte, en áreas donde los procesos de estabilización están en una etapa final, la presencia de plantaciones forestales de Pinus radiata cubre una superficie importante, reemplazando gran parte las formaciones herbáceo-arbustivas que pudieran haber existido originalmente. Así se registraron 17 especies nativas y 9 especies introducidas (sin considerar las plantaciones en dunas

no definidas) (Cuadro Nº 5).

 

Cuadro Nº5

CATÁLOGO FLORÍSTICO DE LA VEGETACION PRESENTE EN DUNAS LITORALES DEL BORDE COSTERO DE LA ARAUCANIA ( NO INCLUYE PLANTACIONES FORESTALES).

Nombre Científico

Nombre común

Familia

OF

Ambrosia chamissonis (Less.) Greene

Dicha GRande

Asteraceae

N

Ammophila arenaria (L.) Link

Amofila

Poaceae

I

Arctotheca calendula (L.) Levyns

Filigraña chica

Asteraceae

I

Baccharis racemosa (Ruiz et Pav.) Dc

Chilca

Asteraceae

N

Berberis darwinii Hook.

Michay

Berberidaceae

N

Centella asiatica (L.) Urb.

Centella

Apiaceae

N

Cissus striata Ruiz. et Pav.

Voqui Negro

Vitaceae

N

Coniza bonariensis (L.) Cronquist

s.n

Asteraceae

N

Cotula coronopifolia L.

 

Botón de oro

Asteraceae

I

Distichlis spicata (L.) Greene

Chépica

Poaceae

N

Empetrum rubrum Vahl ex Wild

Brecillo

Empetraceae

N

Fragaria chiloensis (Mol.) Gunkel

Frutilla

Rosaceae

N

Gamochaeta spicata (Lam.) Cabr.

Vira-vira

Asteraceae

N

Geranium core core Steud.

Core-core

Geraniaceae

N

Juncus procerus E. Meyer

Junquillo

Juncaceae

N

Leontodon saxatilis Lam.

Chinilla

Asteraceae

I

Libertia chilensis (Mol.) Gunckel

Calle-calle

Iridaceae

N

Lupinus arboreus Sims

Chocho

Fabaceae

I

Margyricarpus pinnatus (Lam.) O.K.

Perlilla

Rosacea

N

Pernettya mucronata L. F. Gaudish ex G. Don

Chaura

Ericaceae

N

Plantago major L.

LLantén

Plantaginaceae

I

Poa annua L

Piojillo

Poaceae

I

Polygonum maritimum L.

Hierba del pollo

Polygonaceae

N

Rumex acetosella L.

Vinagrillo

Polygonaceae

I

Rumex cuneifolius Campd.

Romaza

Polygonaceae

I

Ugni molinae’Turcz.

Murtilla

Myrtaceae

N

Nota: OF=Origen Fitogeográfico, I=Especie introducida,N=Especie Nativa,s.n= sin sombre común conocido

Fuente: Elaboración Propia.

 

 

 

Discusión

La morfología y la dinámica de los sistemas dunarios están dadas por factores naturales y antrópicos. Entre los primeros destaca la tectónica, la topografía, los vientos y las corrientes marinas; y entre los que se refieren

a la actividad humana, destacan las técnicas y tipos de uso del suelo. De acuerdo a Paskoff y Manríquez (2004), la formación de dunas en el borde costero de la Región de La Araucanía se propicia fundamentalmente por la orientación general norte-sur de las costas y el predominio de los vientos del Suroeste que llegan a la costa de forma oblicua y hasta perpendicular en algunos casos. Por su parte, Araya (1982), indica que el predominio de las costasarenosas en la Región de La Araucanía, está influenciada por la corriente marina de la deriva litoral, que presenta una doble dirección

(norte-sur y sur-norte), probablemente como consecuencia de la cercanía a la costa de la Isla Mocha.

 

La costa de Chile se sitúa en el margen continental activo donde la placa de Nazca subduce bajo la placa suramericana. Tal situación ha causado terremotos y tsunami, que han afectado directamente o en forma remota la morfología y morfogénesis de los espacios litorales (Paskoff & Manríquez 1999, Soto y Arriagada, 2007). Precisamente, el borde costero de La Araucanía constituye un espacio singular y de alta dinámica morfogenética reciente, que hace menos de

50 años fue afectado por el terremoto y posterior tsunami de mayo de 1960, procesos que explican el hundimiento, solevantamiento tectónico y las alteraciones provocadas por la acción de las olas. Los campos más afectados por esta acción fueron Imperial, la Barra de Toltén y Nigue Sur, los cuales están asociados a la desembocadura de cauces fluviales, cuya barra y flecha litoral fueron totalmente remodeladas. En la Figura Nº 2, es posible observar cómo los cauces en el tramo inferior se proyectan paralelos a la línea de playa en dirección norte-sur, formando extensos campos de dunas en la interface mar-río.

 

De acuerdo a Araya-Vergara (1996), los tipos de patrones dunarios, su evolución y morfología, parecen ser dominados por la orientación de la playa. No obstante, su clasificación morfológica implica la evaluación del grado de estabilización y el tipo de vegetación como factores fundamentales. Por su parte, el asentamiento de la vegetación

depende de su posición con respecto a áreas con mayor exposición a la acción de los factores físicos y biológicos. Así es posible describir algunas formaciones típicas de dunas, como ocurre con las dunas paralelas, cuya formación se atribuye a la presencia de arenas en estado de sedimentación progradante rápida, la cual responde a un balance

sedimentario positivo. Por otra parte, las dunas longitudinales generalmente se encuentran estabilizadas de forma parcial por una vegetación espontánea, densa, herbácea y arbustivas, mientras que las dunas transversales, se presentan generalmente cuando la primera formación posterior a la playa no es capaz de detener toda la arena que el viento trae desde la costa, debido a que el volumen de arena desplazado es muy grande o la vegetación presenta un frente transgresivo de deslizamiento que avanza con una velocidad que puede alcanzar decenas de metros al año (Paskoff et al., 2002; Paskof y Manríquez, 2004). Si bien estas clasificaciones permiten entender ciertos procesos, muchas

veces las interacciones morfodinámicas en sistemas dunarios no quedan adecuadamente entendidas, debido a que el relieve confuso de muchas dunas costeras desafía una simple descripción (Carter et al., 1990; Paskof y Manríquez, 2004).

 

El factor topográfico, por su parte, determina el emplazamiento de estos sistemas dunarios sobre áreas de menor pendiente, ligadas principalmente a la llanura fluviomarina, pero también a terrazas marinas y plataformas de baja altitud. Así, la influencia de la geomorfología en el desarrollo de los sistemas dunarios queda de manifiesto cuando

se caracteriza por ejemplo, la llanura fluviomarina ubicada entre el río Budi y el estero Chelle. Esta unidad geomorfológica tiene una extensión más restringida hacia el río Budi, donde la presencia de plataformas de mayor altitud confina los campos de dunas en áreas más llanas, impidiendo su avance hacia el interior. Por su parte, las estribaciones del cordón montañoso entre Nigue Norte y Nigue Sur presentan, de cara al mar, abruptos acantilados con una altitud de 65 a 145 msnm, impidiendo que se deposite material sobre estos. Paskoff (1999) señala que un rasgo morfológico notable de las costas de Chile Centro-Norte y Centro-Sur está dado por la existencia de una terraza marina

de baja altitud de edad holocénica, la cual proporciona el espacio topográfico plano favorable para la extensión de dunas activas, tal como ocurre con las dunas Puacho-Malalhue y Puyehue. Geomorfológicamente, las dunas activas en el borde costero de La Araucanía se encuentran en contacto o próximas a humedales ribereños, palustres y estuarinos, como es el caso de Deume, Puaucho-Malalhue, Puyehue, Porma y Nigue Norte y Sur.

 

El factor climático condiciona la dinámica dunaria a un periodo restringido de verano en el cual se dan condiciones óptimas que favorecen la deflación, con vientos de magnitudes entre 4 a 10 m/s (CNE, 2003) con dirección predominante sur a sur-oeste, temperaturas sobre los 15 °C y precipitaciones que promedia los 50 mm/ mes, lo que favorece que el material arenoso de playas y campos de dunas se seque, aumentando su capacidad de transporte, tal

como lo describe Tavares (1996) para las dunas de Arauco.

 

Las formaciones activas se caracterizan por su alto dinamismo, lo que implica una mínima retención de sedimentos, puesto que prácticamente no presentan cobertura vegetal. Además, frecuentemente se encuentran expuestas a la erosión por el oleaje, la influencia de tormentas y las subidas de las mareas (Stallins, 2005). Uno de los campos que mejor representa la expansión de este tipo de dunas es Puaucho-Malalhue, el cual se caracteriza por dunas borderas activas en

una extensa planicie sobre la cual transita masa ganadera en los periodos de verano y donde se han realizado excavaciones para ampliar el camino paralelo al litoral.

 

La importancia de la vegetación para la estabilización de las dunas se fundamenta en la modificación de la velocidad del viento junto al suelo, de modo que se reduce la tensión sobre los sedimentos, frenando la arena que es transportada por el viento desde la playa (Castro, 1985; Hesp, 1991; Arkadiusz, 2005), de esta forma contribuye a la morfología de las dunas y por tanto, a la dinámica del paisaje costero (Baas, 2002). Por otra parte, Isla et al. (2001), indica que los

procesos de fijación y forestación de dunas alteran el equilibrio sedimentario playaduna litoral e inducen igualmente desequilibrios en los patrones de erosión costera. En el caso del borde costero de La Araucanía, se han introducido especies de plantas capaces de retener la arena, con el fin de controlar el avance de las dunas hacia el interior y evitar con ello la invasión a predios de uso agrícola (Börgel, 1986), tal como ocurre con la especie Ammophila arenaria y

las plantaciones forestales de Pinus radiata; estas últimas incentivadas por el decreto Ley

701 (1974) sobre fomento forestal. Ciertamente, los campos de dunas que presentan mayor influencia del proceso de estabilización a partir de los programas e incentivos públicos son Deume (por Ammophila arenaria), la Barra de Toltén (Ammophilla areanaria, Pinus radiata) y Nigue Norte y Sur (Pinus radiata).

 

Ramírez (1992) señala que las dunas, como formas de acumulación litoral, tienen principalmente su origen en procesos erosivos de tierras agrícolas. En este contexto, es posible mencionar la evidente deforestación de las cuencas hidrográficas del borde costero y la consecuente erosión y degradación del suelo (Guerrero, 2003; Urrutia, 2005), efectos que se han potenciado además, por el sobrepastoreo y las malas prácticas agrícolas. Nordstrom (2002), señala

específicamente que dichas prácticas pueden conducir a la movilización de las dunas por efecto de un aumento de la carga sedimentaria de los cursos fluviales que desembocan en el mar. Así, la antropización y modificación de estos sistemas naturales influyen en la dinámica de la morfogénesis costera (Fernández y Borja, 2006), tal como se ha demostrado en el borde costero (Peña-Cortés, 2006 a, b y c), donde la erosión hídrica en distintos niveles ha generado un aporte sedimentario a través de las cuencas locales y andinas (Imperial y Toltén), factor fluvial que posibilita el acarreo del material sedimentario las costas del sector. IREN (1966) ha descrito que dicho material está constituido por arenas negras y restos de material cuarcífero, de origen andesíticas y basálticas, además de un gran porción de sílice, con una granulometría media según la clasificación de Short & Hesp (1982).

 

Los resultados obtenidos en este trabajo permiten afirmar que las dunas del borde costero de la Región de La Araucanía no son homogéneas, puesto que presentan distintos grados de estabilización y formas dunarias que responden a factores naturales y antrópicos. Así, en los últimos 40 años estos sistemas dunarios se han expandido; precisamente, en el año 1966 el catastro de IREN (1966) arrojaba una superficie de 4.134 ha de dunas, en tanto que para los años 1994 y 2004 esta superficie fue de 4.283 ha y 4.597 ha, respectivamente. Por otro lado, son significativos los campos de paleodunas con 850 ha, ubicadas al interior de los valles y sobre los cuales se requiere implementar medidas de conservación

de forma de aprovechar racionalmente dichos territorios.

 

Estos antecedentes fundamentan la necesidad de analizar la dinámica de los sistemas dunarios para comprender su complejidad y mejorar el conocimiento científico sobre los efectos del uso de estos recursos sobre las comunidades humanas. En este marco, la gestión integrada de zonas costeras surge como una necesidad para conservar los recursos del espacio litoral, donde la toma de decisiones descentralizada y un proceso público participativo son factores

relevantes para mejorar la calidad de vida de la población (Barragán, 1994). El Gobierno ha manifestado su interés por esta temática mediante la Política Nacional de Uso del Borde Costero, aprobada en el año 1994. No obstante, esto no es suficiente sin una normativa que tenga la injerencia necesaria para integrar todos los esfuerzos de la administración

pública que actúan en zonas costeras (Barragán et al., 2005).

 

Consideraciones finales

 

Las dunas costeras de la Región de La Araucanía se distribuyeron de forma dispersa en 8 campos de dunas, principalmente sobre llanuras fluviomarinas, cuya superficie sumó 4.597 ha en 2004. La clasificación de

las dunas de acuerdo a su nivel de estabilización mostró la predominancia de dunas activas, sin embargo, entre 1994 y 2004 se advirtió la tendencia a la estabilización con especies exóticas, tales como Pinus radiata y Ammophila arenaria, además se comprobó la clara expansión de los sistemas dunarios en este breve período de 10 años.

 

Este trabajo constituye una primera aproximación al conocimiento necesario para entender la dinámica de los campos de dunas y algunos de los factores que inciden en ella. Esto es de interés y utilidad para determinar dónde se producirán los efectos de la expansión dunaria, y cuáles son las áreas que potencialmente serán afectadas por esta expansión. Así por ejemplo, es posible determinar áreas susceptibles de pérdida de suelos agrícolas y los efectos en la distribución

de las comunidades vegetales propias de estos campos. Además, permite orientar los esfuerzos en el ámbito de la estabilización de las dunas (dónde, cuánto estabilizar y con qué especies), para controlar su avance y determinar por ejemplo el crecimiento potencial de las plantaciones forestales. Por último, las dunas constituyen un paisaje singular

que contribuye a la protección ecosistémica y ante potenciales procesos de inundación fluvial y/o por tsunamis.

 

Todo lo anterior permite orientar las decisiones y los recursos en base a un conocimiento técnico y científico que favorece la gestión integrada de zonas costeras y la calidad de vida de la población.

*Este artículo es parte de los resultados del Proyecto FONDECYT Nº 1080317 “Efectos antrópicos sobre el paisaje costero de La Araucanía: Geoecología aplicada a la planificación y gestión territorial en cuencas hidrográficas”.

 

 

 

 

 

Extracto: revista de Biología Marinay Oceanografía Vol. 45, Nº2: 235-243, Agosto de 2010.

 

Distribución de la Macrofauna bentónica en el lago costero Budi, Sur de Chile (Región de La Araucania)

 

Características Sedimentológicas

Las fracciones de grava, arena y fango están representadas en el lago Budi pero con diferentes porcentajes según la

ubicación de las estaciones. Los mayores porcentajes de grava se registraron en la estación Comué con 9,05%,

los de arena en Deume 2 con un 82,68% y la fracción de fango en Allipén con un 89,61%. El fango es la fracción

mayormente representada en todo el lago y por el contrario la grava fue la menos representada.

 

La materia orgánica presentó sus mayores porcentajes en la fracción fango en las estaciones Allipén y Temo con

87,35 y 84,29 % respectivamente. Las estaciones con menor porcentaje de materia orgánica en alguna fracción

fueron Allipén y Deume 3 (ambas en la grava) con 0,33 y 0,41 % respectivamente.

 

 

Composición Faunística

 

El número de taxa en el lago Budi fue de 8 especies, distribuidas en los Phyla: Annelida (2), Arthropoda (3) y

Mollusca (3), siendo Prionospio patagonica (Polychaeta, Spionidae) la especie más abundante (Tabla 2). Las

mayores abundancias promedios de P. patagonica se presentaron en las estaciones Río Budi, Botapulli, Deume

1 y Deume 2. La mayor abundancia promedio registrada por estación de muestreo correspondió a 351 ind. m-2 y la

mayor biomasa promedio a 1,0132 g m-2 en la estación Deume 2 ..

 

Los parámetros comunitarios mostraron que altos valores de Dominancia en la estación Botapulli con 0,89 son explicados por la alta abundancia del poliqueto P. patagonica (201 ind. m-2) y valores bajos en la estación

Comué (0,27), serían principalmente por la baja abundancia de esta misma especie (14 ind. m-2) . Los mayores valores de Diversidad (H’) concuerdan con los valores más bajos de Dominancia, así la estación Comúe registró un valor H’ de 2,04 y de 0,20 en la estación Botapulli.

 

 

Discusión.

 

El análisis textural señaló diferencias estadísticamente significativas entre las diversas estaciones del lago costero

Budi y entre las diferentes fracciones del sedimento. Los resultados indican que el sedimento del lago estuvo

constituido principalmente por fango y en segundo lugar por arena, lo que concuerda con lo expresado por

Bertrán et al. (2006). Esto se explica por la configuración geomorfológica de la cuenca, plataformas en los lomajes

aledaños con un espeso manto de material fino (arcilla) que cubre los depósitos de roca metamórfica del Paleozoico

(Peña-Cortés et al. 20061, 2006a), además pendientes moderadas y una baja cobertura vegetal, lo que favorece el

arrastre del material fino hacia el cuerpo lacustre.

 

El porcentaje de materia orgánica presente en el sedimento es alto en comparación con otros estudios (Drake & Arias 1997, Bertrán et al. 2006), con diferencias estadísticas entre las estaciones y entre las fracciones que componen el sedimento, lo que se contrapone a lo registrado para este mismo lago por Bertrán et al. (2006). Además, otros autores han citado valores aun más bajos de materia orgánica tanto para lagos costeros como para estuarios, es el caso del sistema de lago costero en la bahía de Cádiz (Drake & Arias 1997), el curso inferior del río Biobío (Bertrán et al. 2001) y el estuario de Queule (Jaramillo et al. 1984). Esto indicaría que este lago costero, tiene valores porcentuales muy altos en los contenidos de materia orgánica, debido a 3 posibles causas: La primera, es su condición de lugar cerrado, sin mayores corrientes y con una alta tasa de aporte de nutrientes (Peña-Cortés et al. 20061). La segunda causa sería que esta materia orgánica aumenta, debido a que el uso principal en la cuenca hidrográfica es el agrícola, el cual está asociado a pequeños propietarios (uso intensivo) con manejo en pendientes, en un paisaje de lomajes costeros (Peña-Cortés et al. 2006a). Este supera en todas las subcuencas aportantes en promedio el 50% del total del uso de la cuenca hidrográfica y se caracteriza por cultivos con baja cobertura vegetal (< 50%) en los meses invernales (e.g., trigo, papa) y técnicas rudimentarias (e.g., cultivo en el sentido de la pendiente). La estación de muestreo con mayor porcentaje de materia orgánica (Temo) concuerda con la subcuenca más grande en superficie (10.445 ha) y donde se presenta el mayor porcentaje de uso agrícola (77%). Precisamente, Peña- Cortés et al. (2006b) indicaron que el 98% de la superficie total de la cuenca del lago Budi presenta altos grados de alteración, debido a la fragilidad e inestabilidad de las subcuencas, por otro lado, la presencia de la localidad de Puerto Domínguez, con 600 habitantes aproximadamente,

contribuye con sus residuos domiciliarios directamente al lago, al carecer de sistemas de tratamiento de aguas

servidas. Una tercera explicación, sería por la gran abundancia de aves silvestres tales como: patos (Anas georgica, Anas flavirostris y Anas platalea entre otros), cisne de cuello negro (Cygnus melanocoryphus), cormoranes (Phalacrocorax brasilianus), gualas (Podiceps major), taguas (Fulica gigantea y Fulica leucoptera),

gaviotas (Larus dominicanus), entre las más abundantes (Stuardo et al. 1989), que en algunos lugares superan los

5000 ejemplares (Peña-Cortés et al. 2004-20052).

 

La composición de la macrofauna fue similar a las encontradas en otros estudios tanto para lagos costeros, como para estuarios (Bertrán 1984, 1989, Jaramillo et al. 1985a, 1985b, Richter 1985, Stoner & Acevedo 1990, Sfriso et al. 2001, Bertrán et al. 2001, Bertrán et al. 2006). Se observó una agregación de la macroinfauna de acuerdo a su abundancia mediante los análisis de las curvas ABC y ordenación de similitud de las asociaciones. La separación de las estaciones de muestreo en dos grupos, de acuerdo a lo señalado por las curvas ABC, concuerda con lo expresado por Drake & Arias (1997) para el lago de la bahía Cádiz.

 

El análisis de las asociaciones para la abundancia, mostró que el lago se presenta dividido en dos áreas, una de ellas al Oeste y otra al Este, sólo con la excepción de la estación Deume 3 (Fig. 1). Al dividir el lago en dos sectores según la abundancia de la macrofauna se observó que el poliqueto Prionospio patagonica, fue su especie más abundante y divide las dos áreas, convirtiéndose en una especie indicadora de abundancia-biomasa. Según Drake & Arias (1997) y Sfriso et al. (2001), al realizar tales ordenaciones de abundancia, para los lagos de Cádiz y Venice también se presentó una división en dos áreas marcada por la existencia de especies faunísticas, que determinaban ambas agrupaciones, siendo para el lago de Cádiz los poliquetos Alkmaria sp. y Oriopsis sp. y para el lago Venice Capitella capitata y Gammarus aequicauda (poliqueto y crustáceo respectivamente).

 

Al comparar los resultados de abundancia y diversidad de este estudio con otros lagos se observa que los valores

obtenidos fueron bajos en comparación con los reportados para el lago Venice (Sfriso et al. 2001), lago Joyuda (Stoner

& Acevedo 1990) y lago Szczecin (Maslowski 1992), que presentaron 97, 23 y 97 especies y una abundancia de entre

494 a 4018 ind. m-2, 500 a 4000 ind. m-2 y 409 a 20803 respectivamente, que podría explicarse principalmente

por: la baja profundidad del lago Budi (ca. 7 m), una alta pluviometría en la región y una baja salinidad (ca. 6 ppm).

 

 

 


 

Extracto: U de Chile Memoria de Titulo – Memoria para Optar al Título de Ingeniero Civil (Luís Felipe Sandoval Santibáñez.

Intrusión Salina en el Lago Budi. Análisis Hidrodinámico y Estudio de La Corriente de Densidad

 

 

CARACTERIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO

 

Área de estudio y demografía

El lago Budi está emplazado en la IX Región de la Araucanía, encontrándose su principal centro poblado, Puerto Domínguez, a 90 km de Temuco, capital regional. El lago se ubica dentro de las comunas de Saavedra y Teodoro Schmidt, mientras que su cuenca, junto con pertenecer a las comunas mencionadas, también es parte de la

comuna de Carahue, alcanzando una superficie igual a 484 [km2]. Su desagüe al océano se da a través de un río homónimo de longitud levemente superior a los 13 kilómetros, cuya boca está en la localidad de Boca Budi, 5 km al sur de Puerto Saavedra, capital de la comuna de Saavedra. La

 

Figura: muestra la ubicación de la zona de estudio.

 

La zona en la que se emplaza el lago corresponde a una de las 5 Áreas de Desarrollo Indígena (ADI) declaradas con la dictación de la Ley Indígena en el año 2001. Esta zona está habitada por 13.275 personas, incorporando 107 comunidades (Antimán y Martínez, 2005), de las cuales, 47 colindan con las riberas del lago Budi (Jaque, 2004). La principal actividad económica es la agricultura, la que es desarrollada por el 33% de la población, siendo la papa y el trigo los principales productos obtenidos

 

(CONADI, 1999; Valdovinos et al, 1999). Otras actividades importantes realizadas por la población son las labores del hogar (33%) y los estudiantes (18,1%) (Transcorp limitada, 2001). La pesca, aunque importante, no alcanza a ser desarrollada por más del 2% de la población, aunque este porcentaje se ve incrementado al considerar solamente a la población aledaña al Lago.

 

La población existente en la zona de estudio es preponderantemente rural (90% de las viviendas del ADI del Lago Budi son rurales), de la cual alrededor del 90% es de origen indígena (U.Austral, 1996; FAO, 2000; Jaque, 2004), en particular, de origen Mapuche-lafkenche. El promedio de ingresos mensual para el sector rural es de $33.398, existiendo un alto porcentaje (73,2%) que declara no percibir ingresos monetarios, mientras que un 12,6% recibe menos de $10.000 (CONADI, 1999). Los niveles de extrema pobreza alcanzan casi al 50% de la población (FAO, 2000). Una de las consecuencias de esta es la alta emigración femenina, las que representan un 49% del total de la población. Por su parte, en la juventud también se observa una tendencia a la emigración, la que se manifiesta en que la población entre 15-29 años alcanzaba solamente al 25% del total el año 1996 (U.Austral, 1996).

 

Respecto a la economía de la zona, tanto la agricultura como la ganadería tienen como objetivo el autoconsumo familiar, mientras que la actividad forestal y la pesca artesanal se relacionan al mercado, pero con graves desventajas para los productores locales (U.Austral, 1996; FAO, 2000).

 

La división predial es de 5 [há] por familia en promedio (U.Austral, 1996). El que tal división sea tan alta ha generado un cultivo muy intensivo y una agricultura de subsistencia, lo que ha perjudicado la calidad de los suelos, viéndose éstos erosionados. Esto último es perjudicial para el medio, por cuanto el arrastre de material desde las laderas hacia las planicies provoca la degradación de estas últimas, el enturbiamiento de las aguas y la alteración de los ecosistemas de dichas áreas (Peña 1999, en Jaque 2000).

 

Tanto a nivel de agua, como de suelos, flora y fauna, los recursos naturales están muy degradados. De acuerdo a la FAO, “los principales problemas de manejo de recursos naturales en la cuenca del Lago Budi dicen relación con la tala y degradación de la cubierta vegetal, la forestación con especies de mayor demanda evapotranspirativa, el sobrepastoreo, la pérdida de fertilidad de los suelos por siembra continuada y la erosión. Se identifica una posible contaminación de la red hidrográfica por fertilizantes minerales, pesticidas y residuos” (FAO, 2000).

 

Caracterización física

El lago Budi es un estuario cerrado que se abre en forma periódica al océano. Fue generado por hundimiento tectónico (Beltrán et al., 1978) y corresponde a depresiones litorales vinculadas a la tectónica cuaternaria marina, siendo el nivel de base para aguas superficiales y subterráneas provenientes de la cordillera costera (Börgel, 1983 en Antimán y Martínez, 2005).

 

Ubicado 5 m por sobre el nivel del mar (Stuardo et al., 1989), el lago Budi presenta una irregularidad apreciable. Su longitud es del orden de 14 km, con una cota máxima estimada, de acuerdo a mediciones realizadas, de 8.54 m, valor levemente superior al presente en la bibliografía estudiada (8 m en Stuardo et al., 1989; 8.22 m en Rodríguez, 2005; 7 m en Antimán y Martínez, 2005). El ancho máximo, en tanto, es cercano a los 8 km en la zona de la isla Nahuelhuapi. El espejo de agua para la cota máxima es igual a 55 [km2], mientras que el volumen máximo almacenado es del orden

de 223 x 106 [m3]. La batimetría del lago, obtenida de Rodríguez, es presentada en la

 

Figura 3.2.

 

El río Budi es un canal meándrico que une esporádicamente al lago Budi con el mar (Stuardo et al, 1989). Fue originado por el hundimiento de la costa, lo que en principio generó una gran bahía, la que luego se separó del mar (Saavedra, 1996). Su

longitud es superior a los 12 km, mientras que su ancho varía entre los 100 m aguas arriba de la boca y los 700 en la unión con el lago. La profundidad máxima es de 5 m entre el kilómetro 7 y 8 medido desde la boca, mientras que alrededor del kilómetro 9 existe una grada natural, previa a la desembocadura en el lago. La variación

longitudinal del ancho y del lecho del río Budi, suavizado para la modelación de la corriente de densidad del Capítulo 5, se presenta en la Figura 3.4.

 

La boca del río Budi está gran parte del año cerrada debido al transporte de sedimentos del océano. El cierre provoca que con las precipitaciones el lago aumente su nivel, al no poder descargar sus aguas hacia el mar, lo que genera la inundación de sus riberas, con los consiguientes problemas que esto produce. Por tal motivo, de acuerdo a lugareños, la barra es abierta en forma artificial entre 2 y 4 veces al año dependiendo de las condiciones climáticas. El tiempo que se mantiene abierta la barra depende de la cantidad de precipitación caída y de la tasa de transporte de sedimentos

del mar. Así, una apertura de la barra realizada en el período otoño-invierno debiera mantenerse por más tiempo que una realizada en primavera o verano, ya que la mayor precipitación en el primero de los casos genera que la carga en el lago sea mayor, aumentando el caudal efluente hacia el mar a través del río Budi, e impidiendo con esto el cierre de la barra. Durante el año 2006 fueron realizadas 2 aperturas: El 22 de junio y el 5 de octubre, manteniéndose abierta la barra alrededor de 2 meses y menos de 1 mes, respectivamente.

 

Habitantes de la zona de estudio señalan que antiguamente la boca del río Budi era abierta con palas por pobladores y que el lago se mantenía por mayor tiempo abierto al mar. Esto se debe a que el fondo lacustre estaba a mayor cota que la actual, con lo que la carga era mayor, lo que facilitaba la apertura y demoraba el cierre de la misma. La situación cambió con el terremoto de 1960, en el que el fondo del lago se hundió, con lo que bajó la cota del lago respecto a la del mar. De este modo, actualmente la apertura de la barra no es realizada en forma manual, sino que es necesario llevarla a cabo con maquinaria. Por otra parte, la menor cota del fondo lacustre genera que el cierre de la boca del río Budi se de con mayor rapidez que en la antigüedad.

 

 


 

El lago Budi se encuentra rodeado por cerros en gran parte de su extensión. La excepción la presenta la parte final de su extensión sur y el sector nor-poniente, los que estarían más abiertos a las condiciones ambientales existentes en el Océano. Esto puede observarse en la Figura 3.3, donde se presentan las curvas de nivel de la cuenca del lago Budi.

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Fuente: Rodríguez, 2005.

 

 



 

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Curvas de nivel en cuenca del lago Budi.

 


 

Calidad de aguas del lago Budi

El lago Budi es una típica laguna costera, que en Chile solo es comparable a los lagos Huillinco y Cucao, ubicados en Chiloé (Stuardo y Valdovinos, 1989). Sus aguas salobres alcanzan rangos de salinidad que divergen dependiendo de los estudios considerados. Así, se encuentran entre 7.5 y 28 [g/l] (Stuardo et al, 1989) y entre 4 y 20 [g/l] (Rodríguez, 2005). Por otra parte, Bertrán et al. señalan que la salinidad media del bento es de 10 +/- 0.04 [g/l] (Bertrán et al, 2006). A pesar de las diferencias en los valores señalados, los 3 estudios concuerdan en la importante salinidad de las aguas

del lago, la que verifica la interacción que existe entre éste y el océano a través del río Budi. Es más, la palabra “Budi” tiene origen en el vocablo mapuche “Fudi”, que significa “agua salada” (Antimán y Martínez, 2005; Valdovinos et al., 2005).

 

Respecto a la composición de las sales existentes en la columna, Wallner, 2008 mide los principales iones del agua en la columna, de modo de caracterizarla químicamente. En sus resultados, presentados en la Figura 3.5, se observa la

predominancia de cloro y magnesio, y se verifica la existencia de estratificación por salinidad en el lago con el aumento de las concentraciones bajo la haloclina.

 

Las aguas del lago están estratificadas por salinidad y temperatura (Stuardo et al., 1989, Rodríguez, 2005) formándose una haloclina entre los 4-5 m a fines de primavera de acuerdo a Stuardo y entre los 6-6.5 m de acuerdo a Rodríguez. La

termoclina en tanto se ajusta a la ubicación de la haloclina. De acuerdo a las modelaciones realizadas por Rodríguez, la estratificación tanto por salinidad como por temperatura, desaparece en las estaciones invernales debido en gran medida al efecto del viento. Por otra parte, Antimán y Martínez señalan la existencia de mezcla completa en la columna de agua, al no encontrar diferencias significativas en la temperatura y oxígeno disuelto a lo largo de esta tanto en su campaña invernal, como en la de estío. Esto se ve reafirmado al presentar el lago una concentración de fósforo similar a la de su efluente (el río Budi). Los valores medios de temperatura oscilan entre 9.83 y 21.11 ºC en invierno y verano, respectivamente (Antimán y Martínez, 2005).

 

Figura 3.5.- Distribución de diversos macroelementos en la columna de agua del lago Budi

Fuente: Wallner, 2008

 

De acuerdo a diversos y variados estudios, las aguas del lago están fuertemente eutroficadas (Stuardo et al., 1989; Hauenstein et al. 1999; Jaque, 2004; Antimán y Martínez, 2005), lo que se asocia principalmente a la alta intervención antrópica de la cuenca (Hauenstein et al, 1999; Jaque, 2004), cuyo principal efecto se ha dado a través de las malas prácticas agrícola-ganaderas desarrolladas en la cuenca del río Budi. Hauenstein señala que la eutroficación de las aguas está asociada a altos niveles de nitrógeno, lo que corroboró por medio de macrófitas indicadoras de de contaminación, y que la falta de ciertas especies comunes de los lagos del sur de Chile indicarían altos

niveles de fosfatos. Antimán y Martínez sindican al fósforo como el nutriente limitante en el crecimiento del fitoplancton y señalan que el lago lo estaría acumulando.

 

En lo que respecta a los sedimentos del lago Budi, éstos son fango-arenosos, con predominancia de los primeros, mientras que los del río Budi corresponden a arenas gruesas y gránulos de origen marino, con sedimentos finos en las partes profundas del pozón y canales cercanos, formado por limo, arcilla y una gran cantidad

de materia orgánica vegetal (Stuardo et al., 1989).

 

Un resumen con valores representativos de diversas características asociadas con la calidad de las aguas del lago, obtenidos de diversos estudios analizados, se presenta en la Tabla 3.1.

 

 


 

Clima

El clima corresponde al tipo CFB (templado húmedo de verano fresco) (Koeppen, 1931 en Antimán y Martínez, 2005), estando la zona en un clima oceánico con influencia mediterránea (Di castri y Hajek, 1976, en Peña-Cortés et al., 2006).

 

De acuerdo a información obtenida de la estación meteorológica de la Dirección General de Aguas (DGA) ubicada en Puerto Saavedra, entre los años 1980-2004, la precipitación media anual es de 1159 [mm], con un máximo de 1719 [mm] y un mínimo igual a 734 [mm]. Las precipitaciones se concentran principalmente entre los meses de Mayo y Octubre, donde ocurre el 60% de la precipitación anual, alcanzando su peak en el mes de Junio con un valor medio igual a 204 [mm]. Por otra parte, la época seca corresponde a los meses de Diciembre-Marzo, donde caen en promedio no más de 35 [mm] en cada mes. En la bibliografía analizada se señalan valores medios anuales de precipitación que varían entre los 1200 y los 1600 [mm] (Hauenstein et al., 1999; Jaque, 2004; Rodríguez, 2005).

 

La temperatura media anual es de 12ºC , siendo los meses cálidos Enero y Diciembre, donde las máximas varían entre los 18 y los 20 [ºC] y las mínimas entre 9 y 11 [ºC]. Los meses más fríos en tanto corresponden a julio y septiembre, alcanzando las temperaturas máximas 13-14 [ºC] y las mínimas 0.5-7 [ºC] (Jaque, 2004). El período

libre de heladas es entre 300 y 350 días (Hernández, 1999).

 


 

Flora y fauna

Debido a la presencia de humedales, que totabilizan 14.000 hectáreas (Jaque, 2004), y a su importante diversidad biológica (que a nivel de fauna es alta comparada con otros lagos sureños), el lago Budi está considerado con muy alta prioridad en la Estrategia Nacional para la Conservación y Uso Sustentable de la Biodiversidad (Peña-

Cortés et al., 2006).

 

El área de estudio presenta unas 132 especies de aves, lo que la hace ser parte de los “Sitios Prioritarios para la conservación de la diversidad biológica en Chile (Muñoz et al., 1996). La riqueza de avifauna representaría más del 30% del total nacional. Entre las más numerosas se encuentran el Pidén (Rallus sanguinolentus) y la gaviota Cahuil (Larus maculipenis). Además, existen algunas especies con problemas de conservación, como el cisne de cuello negro (Cygnus melancoryphus), la torcaza (Columba araucana) y la fardela blanca (Puffinus creatopus) (Valdovinos et al., 2005). Esta amplia diversidad de avifauna llevó a que el Ministerio de Agricultura lo haya declarado “zona libre de caza”.

 

En lo que respecta a la ictiofauna, existirían al menos 11 especies (Valdivieso et al., 2005), entre las que destacan el Hualquil (Micropogon manni), la Lisa (Mugil cephalus), la Carpa (Cyprinus Carpio) y el Pejerrey (Odonthestes spp.), las que conforman la pesquería del lago Budi (U.Austral, 1996). Desde la década de 1960 en adelante hubo una fuerte explotación del Hualquil, la Lisa y la Carpa, disminuyendo sus capturas desde 100 toneladas a menos de 30 toneladas anuales para el primero, de 200 a 50 toneladas para la Lisa y de 50 a 5 toneladas para la Carpa entre los años 1993 y 1996 (U.Austral, 1996; Fundación para la Superación de la Pobreza, 1999).

 

Junto con disminuir la cantidad, en el mismo período se dio la disminución de la talla de las especies capturadas. Esto motivó la implementación de un plan de manejo de los recursos pesqueros, entre cuyas medidas se consideraron la determinación de zonas de refugio en el lago a través del cierre de cinco ensenadas donde se repobla y engorda

la Lisa y la prohibición de la pesca extractiva en 20% de la superficie del lago (FAO, 2000), medidas que buscan evitar la desaparición de las principales especies existentes en el lago.

 

La diversidad de la macrofauna bentónica es baja, lo que estaría asociado a las aguas mixohalinas y al sedimento de fondo fangosos anóxico y reductor (Stuardo et al., 1989, Valdovinos et al., 2005). En sectores con sedimentos reductores negruzcos con alto contenido de conchilla de los moluscos Littoridina cumingi y Kingiella chilenica, limo

y arcilla se encuentran pequeños poliquetos Capitellidae y Spiniodae, nemápodos y anfípodos gamáridos, mientras que en zonas con sedimentos constituidos por grava, con bolones y gránulos se da mayor abundancia y diversidad de organismos, predominando pequeños bivalvos (K. chilenica), poliquetos Nereidae, cirripedios (Elminius kingii), briosos incrustantes (Conopeum sp.) y decápodos (Hemigrapsus crenulatus) (Valdovinos et al. 2005).

 

En cuanto a la flora, en un estudio realizado por Hauenstein fueron detectadas 107 especies de macrófitas (4 algas, 4 pteridófitos y 99 angiospermas), biodiversidad mayor a la encontrada en otros lagos de la región, cuyas aguas son oligotróficas. Sobresale la presencia de las especies Callitriche palustres, Cotula coronopifolia, hydrocotyle ranunculoides y triglochin palustres, las que indican la eutroficación del lago por nitrógeno, y la ausencia de ciertas especies comunes de lagos del sur de Chile (Caráceas e Isoetes savatieri), la que sugeriría alto nivel de fosfatos y eutroficación en el lago. Del total de especies, el 45.8 % son introducidas, el 50.5 % son nativas, mientras que el restante 3.7 % son cosmopolitas, lo que muestra un alto nivel de antropización (Hauenstein et al., 1999). Entre las especies existentes, la dominante es la Myriophyllum, la que forma densas praderas en aguas someras alrededor del lago. Sobre y entre éstas existe fauna de invertebrados, donde predominan pequeños gastrópodos y anfípodos (Stuardo et al., 1989). La presencia de macrófitas se ve favorecida por la irregularidad del lago, la que le da mayor superficie colonizable (Antimán y Martinez, 2005).

 

La cobertura vegetal de la cuenca del lago Budi está fuertemente degradada (Antimán y Martínez, 2005). La vegetación está conformada por fragmentos de Bosque de Olivillo (Lapagerio-Aextoxiconetum ) representando un 6,3% y de Roble-Laurel- Lingue (Nothofago-Perseetum) con un 7,7%, además de dos comunidades palustres de humedal que corresponden a Totoral (Scirpetum californiae) con 2,5% y Juncal (Juncetum procerii) con 4,1% (González 2000, en Jaque 2004). Junto con éstas, también se encuentran Temo (Blepharocaryx cruckschanksii)-Pitra (Myrceugenia

exsucca) y Canelo (Drimis wintery) (Antimán y Martínez, 2005). De acuerdo a Jaque, entre los humedales de la zona de estudio se verificó la existencia de 12 asociaciones además de las dos señaladas, de las cuales requerirían protección Loto-Juncetum articae, Cotulo-Sarcocornietum typicum variante Triglochin palustre, Cotulo-Distichletum

spicatae, Alismetum plantago-aquaticae (Jaque, 2004).

 


 

Uso de suelo

 

El principal uso de suelo es el agrícola, alcanzando el 75% del área de la cuenca (Antimán y Martínez), mientras que el lago abarca una superficie igual al 12.8 % del total y los humedales ocupan un 3% de la misma. Por otra parte, en la zona ribereña del lago Budi, que considera una superficie de 14 km2, el uso de suelo se divide entre el lago (37%), el uso agrícola (29.4 %), las praderas (14%) y los humedales (13%). El bosque nativo apenas alcanza el 1.3 % (Valdovinos et al., 2005). De acuerdo a Peña-Cortés, originalmente predominaba selva Valdiviana, pero el cambio en el uso de suelo redujo la vegetación boscosa.

 

Antimán y Martínez estimaron que existe antropización máxima (asociada a usos de suelo agrícola, residencial, pastizales naturales y artificiales) en más del 78% del área de la cuenca, destacando las subcuencas Temo, Comúe, Bollero, Allipén y Botapulli. El intensivo uso que se le da al suelo y las malas prácticas agrícolas lo han

degradado, disminuyendo así la superficie cultivable y facilitando la erosión en las riberas del lago. Así, el 61% de los humedales presentan un estado de máxima alteración, cuyo principal responsable es el uso agrícola (Peña-Cortés et al., 2004).

 


 

Geomorfología

 

Existen dos unidades dominantes: Plataforma de erosión, que cubre una superficie de 27261,7 ha (56.3 %) y cordón montañoso, que cubre 12076.2 (24.9%) hectáreas con manifiestos procesos de erosión hídrica. En las llanuras aluviales (3666.2 ha, 7.6%) se concentran la mayor parte de los humedales (Peña-Cortés et al., 2004). Otras unidades (llanuras, cordones dunarios y paleocauces) cubren entre todas 657 [ha]. Los procesos geomorfológicos corresponden al de solifluxión en terraceta y el de deslizamiento, el primero se presenta disgregado en toda la cuenca con una superficie

de 3.892 ha y el segundo es aún incipiente cubriendo un área de 16 ha (Álvarez 1999).

 

Los relieves dominantes son los lomajes suaves de baja altitud y valles de origen aluvial y fluvial. Se destacan las alturas de los cerros Llahuen, Cayanco, Santa Inés y Maitenco, con 240, 281, 301 y 308 m.s.n.m, respectivamente, todos ubicados al Este y al Sur-Este de la desembocadura del Río Budi. En el sector costero, la geomorfología

presenta un proceso de subsistencia tectónica reciente, que provoca un drenaje imperfecto, el cual también se manifiesta hacia el interior (Araya, 1993 en Rodríguez, 2005).

 

En lo que respecta a los suelos, la mayor parte del área presenta roca metamórfica y material arcilloso estratificado (IREN 1964). Las serie de suelos que predominan en la cuenca son Pto Saavedra (54% del área de la cuenca) y Nahuelbuta (22%). Lo Arcaya, Dunas, 2HC, Escorial y Arauco, en tanto, representan un 24% (Álvarez, 1999). En la parte occidental los suelos son de origen lacustre arcilloso sin problemas de salinidad, con y sin materia orgánica, llegando partes del litoral al borde del mar. Todos son secano, con limitaciones de pendiente y pedregosidad. En el

extremo norte, en tanto, hay suelos formados de roca matemórfica (Hernández, 1999).

 


 

Hidrología

El lago Budi presenta numerosos afluentes, destacándose los esteros Temo, Comúe, Bolleco y Maitenco ubicados el poniente, Illapén, Malalhué al sur y Millantué, Llifoco y Cuchal hacial el Norte (Rodríguez, 2005). Los que mayores aportes hacen al lago, tanto a nivel de caudal como de nutrientes, son los esteros Temo y Comué (Antimán y Martínez, 2005), los que a su vez presentan las mayores subcuencas asociadas, tal como se observa en la Figura 3.6.

 

El efluente natural del lago Budi es el río Budi, el que sin embargo sólo actúa como tal durante la apertura de la barra ubicada en su desembocadura. En caso de estar cerrada, el sistema funciona como uno aislado, que sólo presenta afluentes, lo que provoca un importante aumento del nivel del lago. Este, a su vez, genera la necesidad de la apertura de la mencionada barra.

 

Figura 3.6.- Cuenca y subcuencas del lago Budi

Fuente: Rodríguez, 2005

 



 

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Mapa Geologico  Sector Budi

Pl1m: Pleistoceno: Secuencias sedimentarias marinas litorales o fluviales estuarianas: coquinas, conglomerados coquináceos, areniscas y conglomerados dispuestos en niveles aterrazados emergidos, en la costa, regiones II y III: estratos de mejillonesy de caldera; en la región X: Estratos de Niebla (Cancagua).

 

PzTr4:Paleozoico-Triásico

Metapelitas, metacherts, metabasitas y, en menor proporción, neises y rocas ultramáficas con protolitos

de edades desde el Devónico al Triásico y metamorfismo del Pérmico al Jurásico. En la Cordillera

de la Costa, regiones IX a X: Complejo Metamórfico Bahía Mansa; en la Cordillera Principal, región X:

Complejo Metamórfico Liquiñe. Se distinguen esquistos pelíticos (a) y esquistos y anfibolitas, en menor

proporción, rocas metamórficas ultramáficas (b).

 

 


 

Antecedentes Generales

 

 


 

Lagunas Costeras

De acuerdo a Pritchard (1967), un estuario es un cuerpo de agua donde se mezcla el agua salina del mar con el agua dulce proveniente del drenado de la cuenca, quedando limitado por el área en el cual la salinidad del agua está en el

rango 0.1 % - 30-35 %). Por otra parte, Fairbridge (1980) señala que su límite se encontraría en el punto hasta donde logra ingresar la marea, incorporándose por lo tanto en la definición de estuarios algunos deltas. Dalrymple et al. (1992) en tanto lo define en función del transporte de sedimentos, señalando que el estuario es toda el área inundada que recibe aporte sedimentario tanto de parte del río, como del mar, es decir, es la zona en la que se da interacción física entre el río y el océano. El límite en el sector de desagüe del río en el estuario, se ubica donde la composición

del sedimento deja de verse afectada por la del mar, mientras que el límite costero se define donde los sedimentos dejan de tener influencia del río (Dalrymple et al., 1992).

 

En términos energéticos y de transporte de sedimentos, los estuarios pueden dividirse en 3 zonas (Dalrymple et al., 1992). Una primera, donde el transporte de sedimento es en dirección hacia el continente. En ésta, los procesos marinos

(dominados por la marea o el oleaje) son los más importantes; Una intermedia, de convergencia entre el río y el océano, que actúa como sumidero del sedimento y que presenta el sedimento de fondo más fino del estuario. En ésta, la energía total es mínima, balanceándose el nivel energético del mar y el río; La tercera, donde el predominio es fluvial siendo el transporte de sedimentos neto medio (promediado en los años) hacia la costa.

 


 

Los estuarios dependen del oleaje, la marea y el caudal de los ríos para proveerse de sedimentos. El efecto de éstos modifica su morfología. En el caso de que la tasa de sedimentos que recibe desde el río o el mar sea lo suficientemente

alta, la zona intermedia del estuario puede llenarse, mezclándose los deltas asociados a sedimentos fluviales y marinos (Anthony et al., 2002), terminando con la existencia del estuario como tal.

 

En variados casos, el transporte de sedimentos desde el océano puede llevar a la formación de una barrera de sedimentos en la boca del estuario, cerrando su conexión con el océano, lo que puede ser perjudicial para la calidad de sus aguas (Stuardo et al., 1989; Ranasinghe et al., 1999; Anthony et al., 2002). Estudios respecto de este tipo de casos pueden encontrarse en Ranasinghe y Pattiaratchi (1999), que analizan el caso de Wilson Inlet, Australia y en Anthony et al. (2002) que analiza el caso del estuario del río Ouéme, Benin. Otros ejemplos de estos sistemas cerrados se encuentran en las costas de Sudáfrica, Australia, Estados Unidos, India, Brasil (Ranasinghe y Pattiaratchi, 1999) y Chile. La Figura 2.1 presenta ejemplos de los citados cuerpos de agua, ubicados en Chile y Australia.

 

Una laguna costera corresponde a un estuario blindado (Dalrymple et al., 1992), diferenciándose de la mayoría de los estuarios por el alto tiempo de retención de sus aguas, debido al cierre estacional o permanente de su Boca, lo que a su vez las hace más frágiles ambientalmente hablando. Se caracterizan por ser áreas costeras donde las aguas continentales se mezclan gradualmente con las aguas oceánicas, determinando la existencia de amplios gradientes de salinidad,

temperatura y densidad. Sus variables químicas, físicas y biológicas tienen una dinámica particular determinada en gran medida por cuatro grandes componentes: caudal y escurrimiento de los ríos, entrada de agua marina y efecto de las mareas, litología del lecho y transporte de sedimentos, y atmósfera. Su alta productividad se debe al aporte de nutrientes, materia orgánica particulada y sedimentos transportados por los cursos de agua tributarios, lo que los hace presentar un rol importantísimo como sitios de reproducción, desarrollo y crecimiento de muchas especies de animales y plantas estuarinas, y de muchas especies marinas que remontan hacia el estuario durante su período reproductivo (Stuardo y Valdovinos, 1989).

 


 

Los estuarios cerrados al océano en forma estacional reciben la denominación “Icolls” (Intermittently Closed and Open Lagoons). Normalmente existen en ambientes costeros con bajos niveles de marea, donde las corrientes son

dominadas por el oleaje y en los cuales el clima y los caudales de aguas continentales presentan importante estacionalidad. Se forman debido al transporte de sedimentos del mar, a través de corrientes longitudinales costeras, para el caso de oleaje fuerte, y de transporte normal a la costa, si el oleaje es suave. El cierre puede mantenerse por largos períodos de tiempo, dependiendo éste de la intensidad y tiempo de duración de tormentas, que puedan incrementar el oleaje o la magnitud de los caudales de agua dulce que fluyen en dirección al océano (Ranasinghe et al.,

1999), los que eventualmente podrían lograr el rompimiento de la barra. Esto genera una modificación en las condiciones ambientales del sistema, debido al ingreso de aguas marinas, con características fisico-químicas (oxigenación, temperatura, salinidad, nutrientes, etc.) diferentes a la del estuario.

 


 

Los Icolls normalmente son colonizados por invertebrados característicos de estuarios y organismos acuáticos eurihalinos (Rainer et al., 1981 en Australial Goverment, Nacional Land & Water Resources, sitio web). Los períodos de cierre provocados por la barra de sedimentos generan una alta mortalidad de especies marinas, pero al mismo tiempo proporcionan una oportunidad para el reclutamiento ydesarrollo de las especies propias de estuario y que presentan baja tolerancia salina.

La duración del intercambio de aguas entre la laguna y el océano es probablemente el factor más importante que influye en el reclutamiento de organismos (Australia Goverment, National Land & Water Resources, sitio web), lo que es muy relevante, ya que las lagunas costeras son hábitat importantes para el desarrollo de una amplia gama de peces. La duración de la apertura de la barra también puede tener enorme influencia en el desarrollo de la vegetación dentro del estuario. Por ejemplo, en el río Ouémé el efecto de la desalinización, debido al cierre de la boca, ha generado que

algunas zonas estén colonizadas por bosques pantanosos de agua fresca (Anthony et al., 2002).

 


 

Las lagunas costeras son principalmente importantes en zonas tropicales y subtropicales, por su gran extensión en las costas de América Central, en el Golfo de México y Brasil y por su ligazón a pesquerías de gran proyección económica

internacional. Aunque en menor medida, también lo son en zonas templadas y fríotempladas, presentándose extensos sistemas lagunares en Alaska y Siberia. En Chile aparecen como sistemas aislados, de alcance local y regional, siendo las más importantes el lago Budi, y los lagos Huillinco y Cucao, ubicados en la isla de Chiloé (Stuardo y Valdivieso, 1989; Valdovinos et al, 2005) y presentados en la Figura 2.1.

 

 

Modelo Conceptual de la Hidrología de una Laguna Costera, donde se esquematizan los principales procesoshidrodinámicos que sobre ésta se presentan , tales como el intercambio con el océano, la circulación interna, la evaporación del espejo de agua y la mezcla de la columna, entre otras.

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Fuente:Australial Goverment, Nacional Land & Water Resources, sitio web

 


 

Densidad, salinidad y temperatura en un cuerpo de agua

La flotabilidad de cualquier cuerpo depende tanto de su densidad, como de la del fluido en el cual se encuentra. Así, despreciando el efecto de la tensión superficial, cuerpos más densos que el agua se hunden en ésta, mientras que los

menos densos flotan en la misma. Por lo tanto, la dinámica de los lagos está afectada en gran medida por esta propiedad, principalmente en el caso de lagos estratificados, donde las diferencias en la densidad entre las capas de agua existentes en el lago dificultan la mezcla de las mismas. Esto se debe a que la cantidad de energía requerida para mezclar dos capas de diferente densidad es proporcional a tal diferencia.

 

La densidad de un fluido depende de sus propiedades químicas y de características físicas como la presión y la temperatura. En el caso del agua, normalmente se hace la aproximación de considerarla incompresible, lo que implica

que su densidad no se ve afectada por la presión. En lo que respecta a la temperatura, el agua destilada presenta la particularidad de que para temperaturas bajo 4ºC aumenta su densidad a medida que disminuye la temperatura. Así, el agua a 0ºC en estado líquido presenta una densidad igual a 0.99987 [kg/m3], mientras que a 4ºC la densidad es igual a 1 [kg/m3]. Por otra parte, para temperaturas mayores a 4ºC, su densidad disminuye con la temperatura, tal como se observa en el siguiente cuadro.

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Así como la temperatura, la salinidad del agua también es un factor importante en la densidad de la misma. La relación entre densidad, temperatura y salinidad es compleja. Sin embargo, dentro de un amplio rango de variación de la

salinidad, ésta se relaciona linealmente con la densidad (Olivares, 2000)

 

El efecto del cambio en la salinidad de un cuerpo de agua sobre su densidad es mucho más marcado que el de la temperatura. Por ejemplo, la diferencia de densidad existente entre 4ºC y 5ºC es la misma que se obtiene al aumentar la

concentración de sales en 10 [mg/l]. Por lo tanto, es esperable que en cuerpos de agua salobres estratificados, la estratificación sea dominada por diferencias de salinidad y que la temperatura se ajuste a esta estratificación.

 


 

Radiación solar y Estratificación termal.

La radiación solar es fundamental para la vida en los lagos, dado que por una parte entrega la energía necesaria para la fotosíntesis de las especies vegetales existentes en el cuerpo de agua, mientras que por otra corresponde a su principal

fuente de energía calórica, transformándose, en la mayoría de los casos, más de un 50% de esta energía incidente en calor en el primer metro de la columna de agua (Wetzel, 1981). Al ser la principal fuente de calor de un lago, la radiación solar también es uno de los principales responsables de su estratificación termal, la que a su vez es muy importante tanto en la ecología (producción, utilización y descomposición de la materia orgánica), como en la hidrodinámica de los lagos que la presentan.

 

 


 

Luz y transparencia

La radiación solar que recibe la tierra, se divide en radiación directa, que es fundamentalmente de baja longitud de onda, e indirecta, que corresponde a la radiación dispersada por la atmósfera. El tipo y la cantidad de radiación dependen fundamentalmente de la distancia que debe recorrer la luz, de la inclinación angular del sol y de las condiciones atmosféricas, donde parte de la radiación es reflejada, absorbida, dispersada y reemitida.

 

Del total de luz que llega a un lago, la mayor cantidad es absorbida y luego reemitida hacia la atmósfera, una proporción no menor es reflejada por la superficie (puede llegar a 10% en invierno), mientras que el resto es reflejada y dispersada dentro por el agua y los sedimentos. Ésta última puede alcanzar un 25% de la fracción absorbida e incluso más, lo que la transforma en una importante fuente suplementaria de energía en ciertos sistemas lacustres, como por ejemplo en los que reciben luz directa unidireccional desde arriba (Wetzel, 1981). Por otra parte, en el Software DYRESM se considera que sólo el 45% de la radiación de onda corta recibida por un lago es penetrativa (se distribuye en toda la columna de agua) mientras que el 55% restante más el total de la radiación de onda larga son no

penetrativas, lo que implica que son absorbidas o emitidas en la capa superficial (Manual DYRESM, 2007).

 

La atenuación de la luz a medida que aumenta la profundidad depende del material particulado presente en el agua y, principalmente, de los compuestos orgánicos disueltos en la columna. Mientras las longitudes de onda del infrarrojo son absorbidas por el agua, que ve aumentada su energía calórica, la radiación UV, azul y verde son absorbidas por los compuestos orgánicos, atenuándose rápidamente las diferentes longitudes de onda de la luz con la profundidad. En los lagos estratificados, la atenuación de la luz se da en forma rápida debido al desarrollo de una densa población de algas y bacterias a ciertas profundidades (Wetzel, 1981). Se estima que la extinción de la luz sigue la relación exponencial

 


 

Calor y estratificación termal

Más de la mitad de la energía solar es absorbida en los primeros metros de la columna de agua, la que aumenta con esto su temperatura. La forma en que es distribuida y transmitida en el lago depende de la morfometría de la cubeta, de las

corrientes de agua presentes y de la velocidad del viento actuando sobre la superficie del agua, pudiendo la energía ser transportada en toda la columna de agua (en cuyo caso se alcanza una temperatura homogénea a lo largo de ésta), o

quedarse concentrada principalmente en la superficie, generando una estratificación tal que la temperatura sea variable con la profundidad. Por otra parte, los afluentes al lago también pueden ser una importante fuente de calor (dependiendo de su magnitud frente al volumen del lago), generando, en algunos casos, corrientes de densidad que pueden transmitir rápidamente calor a sectores profundos del cuerpo de agua. El transporte de calor desde los sedimentos normalmente es bajo (Wetzel, 1981). En lo que respecta a las pérdidas de calor, tal como las fuentes, están

principalmente ligadas a fenómenos superficiales, como la evaporación, la radiación, la conducción específica hacia el aire y la pérdida a través de efluentes superficiales. Un resumen con los principales intercambios de calor entre un lago y el medio ambiente se presenta en la siguiente figura:

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Intercambio de Calor entre el Lago y el Medio

 

Si un lago presenta diferencias de densidad entre diferentes capas verticales de sus aguas, las menos densas tenderán a moverse hacia la superficie, mientras que las más densas se irán al fondo. De este modo, debido a la particularidad que

presenta el agua respecto a su punto de máxima densidad, un lago puede presentar

 

 


 

2 tipos de estratificación por temperatura:

- Aguas superficiales con mayor temperatura (T > 4ºC) que las capas inferiores.

- Aguas superficiales con menor temperatura (T< 4ºC) que las capas inferiores.

De manera de visualizar la generación y evolución de ambos tipos de estratificación en un lago, a continuación se presenta una breve explicación de los cambios experimentados en la columna de agua de un lago que presenta circulación vertical de sus aguas, con mezcla completa otoñal y primaveral.

Durante el verano, gran parte de los lagos absorben en sus capas superficiales la radiación recibida desde el sol, sin poder distribuirla completamente en toda la columna. Al aumentar la temperatura de su capa superficial (que puede medir varios metros de profundidad), el lago se estratifica. A medida que se incrementa la diferencia entre las densidades de las capas generadas, aumenta la energía potencial (lo que se traduce en un aumento de la resistencia a la mezcla), con lo que se requiere cada vez de mayor energía cinética del viento para poder mezclar la columna. En caso de que no se logre, el lago queda estratificado, condición que puede ser representada por un sistema de 3 capas en la vertical, definidas en base a sus temperaturas, tal como se observa en el siguiente diagrama:

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Lago Estratificado por temperatura.

Epilimnion: Corresponde a la capa superior. Presenta aguas cuyas temperaturas dependen de la radiación solar absorbida, las que están bien mezcladas, debido a la considerable circulación y turbulencia existente.

 

Hipolimnion: Es la capa inferior, de muy baja turbulencia, aguas tranquilas y bajas temperaturas.

 

Metalimnion: Corresponde a la capa intermedia. Está definido como un estrato de gradiente termal muy pronunciado. Al ser representado como una interfaz, se la denomina Termoclina.

 

 

La temperatura en el hipolimnion, a medida que avanza el verano, aumenta levemente por la conducción de calor, la radiación solar directa que pudiese llegar a la capa y las corrientes de densidad existentes en el lago (véase Figura 2.6). A medida que se acerca el otoño, el lago pierde calor y las capas superficiales comienzan a disminuir su temperatura, bajando con ella la resistencia a la mezcla.

 

Las aguas más frías de la superficie se hacen más densas que las del resto del epilimnion, con lo que comienzan a mezclarse por convección y por efecto del viento. Esto se acrecienta a medida que desciende la temperatura ambiente, lo que genera que el metalimnion se vea erosionado por efecto de tales aguas, bajando el nivel de la termoclina, hasta que finalmente se logra la circulación de toda la columna de agua (circulación otoñal), y, con ésta, la mezcla completa del lago.

 

En caso de alcanzar la columna de agua una temperatura igual a 4º C, si el epilimnion sigue disminuyendo su temperatura, se hará más liviano que las capas inferiores, con lo que se vuelve a generar estratificación, esta vez denominada “estratificación inversa”, debido a que la capa superior presenta una temperatura inferior a la del hipolimnion. Para la situación descrita, la diferencia entre las densidades de las capas en las que se estratifica el lago es baja, por lo que la estratificación es inestable, ya que no se requiere de una alta energía cinética del viento para destruirla. Si la temperatura ambiente es lo suficientemente baja, es posible que se forme una capa de hielo en la superficie, quedando el agua bajo ésta libre de la acción del viento y con la temperatura que presentaba antes de su

formación. En las cercanías del hielo existe un gradiente de temperatura positivo, denominado estratificación termal inversa (Wetzel, 1981).

 


 

Una vez que las temperaturas se vuelven a elevar para el período de primavera, la capa superior aumenta su temperatura y se genera una segunda circulación en toda la columna de agua (circulación primaveral). Ya que la

estratificación es débil, no se requiere de gran cantidad de energía eólica para lograr la mezcla completa, la que se mantendrá por un período de tiempo que dependerá principalmente de las propiedades del lago (fundamentalmente su tamaño) y del viento soplando sobre la superficie. A medida que aumenta la temperatura ambiente, si el viento es lo suficientemente energético como para mantener la circulación en todo el lago, el lago permanecerá mezclado a una temperatura cada vez mayor. En caso de que el calentamiento de las aguas superficiales sea más rápido que la

mezcla producida por el viento, el lago se estratificará, generando la situación de verano ya descrita. En la Figura 2.6, se presenta la evolución temporal de la temperatura en el Lago Lorenzo, Michigan, el cual sufre los procesos anteriormente descritos, con circulación otoñal en noviembre, primaveral entre marzo y abril y una capa de hielo superficial entre enero y marzo.

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Diagrama profundidad-tiempo de las isotermas [ºC] en el Lago Lorenzo, Michigan, 1968. La línea a trazos indica la parte superior del metalimnion. Fuente: Wetzel, 1981.

 


 

Existen diversos tipos de lagos, clasificados de acuerdo a su circulación por Hutchinson y Löffler (1956) (Wetzel, 1981), los que son señalados a continuación:

Lago amíctico: Son lagos que presentan una capa continua de hielo, no presentando circulación. Se ubican principalmente en la Antártica.

Lago frío monomíctico: La temperatura del agua es menor o igual a 4º C, presentando circulación sólo en el verano con 4ºC o menos. Se encuentran en el Ártico y en zonas montañosas.

Lago dimíctico: Presentan 2 circulaciones en primavera y otoño, y estratificación directa e inversa, tal como fue explicado anteriormente. Se ubican en zonas templadas y en grandes alturas en zonas subtropicales.

 

Lago cálido monomíctico: La temperatura del agua no desciende de los 4ºC, presentando circulación en invierno y estratificación en verano. Ubicados en regiones cálidas de latitudes templadas y en áreas montañosas en zonas

subtropicales.

 

Lago oligomíctico: Lagos tropicales con períodos de circulación escasos a intervalos irregulares con temperaturas mayores o iguales a 4ºC. Son frecuentes en regiones ecuatoriales de gran humedad.

 

Lago polimíctico: Presentan una circulación frecuente o contínua. Los lagos fríos polimícticos circulan a temperaturas levemente superiores a 4ºC, presentándose en zonas ecuatoriales de alto viento y baja humedad, mientras que los lagos cálidos polimícticos circulan a temperaturas considerablemente mayores a 4ºC, ubicándose en los trópicos ecuatoriales.

 

En lo que respecta a los lagos chilenos, de acuerdo a la clasificación presentada, la gran mayoría de los ubicados al norte de la Región de los Lagos corresponden a cálidos monomícticos, mientras que en los existentes en ésta y

hacia el sur habría una predominancia de lagos dimícticos y en transición entre cálidos monomícticos y dimícticos.

 


 

Estratificación por salinidad.

 

La estratificación en lagos se refiere al ordenamiento vertical de capas de diferente densidad en la columna de agua, que presentan baja mezcla entre ellas. Como ha sido señalado anteriormente, la diferencia de densidad entre capas de

agua no es necesariamente consecuencia de efectos asociados a la temperatura, sino que puede deberse a diferencias en la concentración de sales disueltas.

 

Existen lagos en los cuales no existe circulación completa, ya que las aguas más profundas permanecen libres de mezcla. Estos lagos son denominados meromícticos, y se dividen en una capa superior llamada mixolimnion, que presenta circulación periódica y una inferior llamada monimolimnion, la cual no experimenta mezcla, estando ambas separadas por un gradiente de densidad asociado a salinidad denominado quimioclina. En gran parte de los casos, el gradiente de salinidad no es lo suficientemente alto como para impedir la mezcla temporal o permanente en el lago.

 

Existen 3 tipos de meromixis, de acuerdo al origen de la salinidad, las que son explicadas a continuación.

 

Meromixis ectogénica: Corresponden a lagos que no reciben regularmente aportes de agua marina, pudiendo ser su aislamiento reciente o antiguo. Son lagos

 

meromícticos ectogénicos tanto los de agua dulce que reciben aporte de agua salobre, como los de agua salada que reciben aporte externo de agua dulce. En este tipo de lagos se conforma un estrato superficial donde se ubican las aguas de menor salinidad sobre uno más denso y salado. Muchos de estos lagos están ubicados en zonas costeras, desde donde, para ciertas condiciones, el mar les aporta agua con altas concentraciones de sal. Incluso es posible que sean generados por acción antrópica, a través de la construcción de un canal que conecte un lago de agua dulce con el mar.

 

Meromixis crenogénica: Se produce por la existencia de manantiales sumergidos de agua salada que liberan agua densa en el lago, normalmente en las partes más profundas. El agua salada desplaza al agua del mixolimnion, mientras

que el quimiolimnion se estabiliza a una profundidad que depende del flujo de agua desde el manantial, la mezcla generada por el viento en el mixolimnion y las diferencias de densidad.

 

Meromixis biogénica: Se genera por la acumulación de sales en el monimolimnion liberadas normalmente por la descomposición de los sedimentos y de la materia orgánica al sedimentar. Por ejemplo, no es raro que se genere en un

lago dimíctico que no presenta circulación para condiciones atmosféricas anormales, dado que los procesos bioquímicos existentes en el hipolimnion pueden provocar un incremento en su salinidad.

 

La estratificación juega un rol importantísimo en lagos, ya que de ésta dependen en gran medida la distribución de oxígeno, nutrientes, actividad fotosintética, biomasa, etc., en la columna de agua. Esto será tratado más adelante,

en la sección 2.7.

 


 

Corrientes de densidad

 

Tal como ha sido señalado, la densidad de un fluido depende de diversas características físico-químicas, tales como su temperatura, salinidad, concentración de sólidos suspendidos y disueltos presentes, etc.

 

Normalmente un flujo que desemboca a un ambiente de un fluido quieto, presenta una densidad distinta a la de su cuerpo receptor, debido a diferencias en las características mencionadas. Esto motiva que, al momento de llegar el afluente al fluido en reposo, se generen flujos estratificados, es decir, se presente un movimiento relativo entre los cuerpos de diferentes densidades, producido por la acción de fuerzas boyantes originadas en aquellas diferencias. Tales flujos dependiendo de su densidad relativa respecto al cuerpo receptor, pueden escurrir en forma superficial (en caso de ser más “liviano” que el fluido ambiente), o sumergirse (si es más denso) y formar una corriente que se desarrolla por el fondo. Estas corrientes se denominan, por su origen, “corrientes de densidad” (Figura 2.7). De este modo, las corrientes de densidad pueden generarse por entradas de marea en un estuario, desagüe de un río en el mar, un lago, o un embalse, enfriamiento del aire, avalanchas de nieve, etc.

 

El estudio de las corrientes de densidad es relevante en diversas áreas de las ciencias naturales y la ingeniería, como la geología, la hidráulica, la limnología y la oceanografía, entre otras. En el caso de un flujo de agua, una corriente de densidad generará consecuencias ecológicas en el cuerpo receptor, al llevar hacia las profundidades de éste aguas de diferente calidad a la suya (temperatura, oxígeno disuelto, sólidos suspendidos, nivel de nutrientes, entre otros) por medio de advección. De este modo, regularmente las corrientes de densidad determinan la distribución de contaminantes en lagos (Bournet et al, 1999). Así, son muy importantes en la modelación y manejo de la calidad de aguas de los sistemas que afectan (Dallimore et al. 2003), en estudios de sedimentación (Kostic y Parker, 2003;

Toniolo, 2003; González, 2006) y análisis de mezcla de efluentes (Stefan et al, 1988), entre otros. De acuerdo a Ellison y Turner, (1959) incluso pueden presentar una considerable importancia económica. En lo que respecta al análisis de lagunas costeras, Dallimore et al. (2001, 2003) estudian el fenómeno de la intrusión salina a partir de una corriente de densidad en el Lago Ogawara, Japón, el cual se ubica a 6 kilómetros del Océano Pacífico. En sus estudios miden y analizan la estructura vertical de la turbulencia de la columna de agua, la incorporación de fluido ambiente a la corriente y la evolución espacial y temporal de la misma.

 

La corriente de densidad se divide espacialmente en dos zonas marcadas, en las que se generan diferentes procesos, tal como se muestra en la Figura 2.7. En la primera se genera la inmersión del flujo, donde se mezclan las aguas del afluente con las del fluido ambiente y donde comienza a desarrollarse la corriente. La zona adjunta es la que corresponde netamente al desarrollo de la corriente de densidad por el lecho del cuerpo receptor, en la cual se genera incorporación de fluido ambiente a través de la interfaz de densidad existente entre la corriente y el agua quieta. Ambos procesos son explicados a continuación:

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Ejemplo de una Corriente de Densidad. La Densidad del afluente es mayor que la del cuerpo receptor, por lo que la corrientefluye por su lecho.

Fenómeno de inmersión

Una vez que un afluente ingresa a un embalse o lago, debido a su momentum “empuja” a las aguas quietas. Como ya ha sido señalado, en caso de presentar una densidad menor sigue como un flujo superficial que se desarrolla sobre el fluido quieto. Por otra parte, si su densidad es mayor que la del lago se produce su inmersión, una vez que su cantidad de movimiento es equilibrada por fuerzas boyantes producidas por la diferencia de densidad. En este proceso se genera una pequeña recirculación de fluido ambiente aguas abajo de la inmersión, debido a la velocidad nula existente en el punto de inmersión. Durante la inmersión se genera una importante mezcla entre la corriente y el fluido ambiente, debido al cambio abrupto en la altura de la primera, una vez que se sumerge (Akiyama y Stefan, 1984). Este proceso ha sido ampliamente estudiado, ya que la inmersión del flujo define la condición de aguas arriba de la corriente de densidad, buscándose por medio de su estudio el conocimiento de la altura y el caudal inicial de ésta.

 

Efecto del viento sobre un lago estratificado

El viento normalmente corresponde al principal elemento forzante que actúa sobre un lago estratificado, por tanto es capaz de generar la mezcla entre las capas, al tiempo que puede producir el afloramiento superficial de las aguas más profundas debido a las oscilaciones que genera sobre el sistema.

Afloramiento

Un flujo de viento al actuar sobre la superficie libre de un lago estratificado produce un esfuerzo de cortes, a través del cual transfiere parte de su cantidad de movimiento, la que es recibida de modo tal que se genera un flujo interno dentro del cuerpo de agua receptor. Este flujo interno está conducido tanto por el efecto del corte del viento, como por el gradiente de presión motriz en la dirección horizontal que se genera debido a la inclinación de la superficie libre y de la interfaz de densidad que separa las capas del lago.

 

 


 

Eutrofización en lagos

La palabra “eutrofia” tiene un origen griego, cuyo significado es “bien alimentado”, siendo aplicada a lagos originalmente por Thienemann (1918) y Naumann (1919). (Ryding y Rast, 1989). Por lo tanto, cuando se refiere al nivel trófico de un lago, se está haciendo referencia directa o indirecta a la disponibilidad de “alimento” (nutrientes) para ser consumido por el fitoplancton. Por este motivo, el estado trófico de un lago se puede conocer mediante la medición directa de la concentración de nutrientes (fósforo y nitratos) en la columna de agua, de la Clorofila a y la profundidad del disco Secchi (que se relacionan con la biomasa algal, la que depende de la disponibilidad de nutrientes).

 

Respecto a su nivel trófico, los lagos se dividen básicamente en 2 grupos: Los oligotróficos y los eutróficos. Un lago oligotrófico se caracteriza por una baja concentración de nutrientes en la columna de agua, por una comunidad diversa de flora y fauna, un bajo nivel de productividad primaria y biomasa, presentando sus aguas una calidad buena para la mayoría de los usos. Por contrapartida, un lago eutrófico presenta un alto nivel de productividad y biomasa, frecuente ocurrencia de florecimientos masivos de microalgas (bloom algal), zonas de aguas anóxicas en el hipolimnion durante la época de estratificación (termal o por salinidad), normalmente poca diversividad de flora y fauna, alto crecimiento de plantas acuáticas en la zona litoral y pobre calidad de aguas para variados usos (entre estos, agua potable, uso industrial, recreación, etc.).

 

La productividad de un lago depende principalmente de las especies de fitoplancton que en éste existan, de la radiación que reciba, del viento y de la materia orgánica y nutrientes transportados por los afluentes. Por este motivo, existen

diversos factores que afectan la productividad en lagos. Entre los naturales se pueden mencionar la hidrología (por ejemplo, la cantidad de nutrientes arrastrados al ser el suelo erosionado por el agua, depende del tiempo de duración de una tormenta), las características fisico-químicas de la cuenca y el clima. En lo que respecta a los factores antropogénicos, están las fuentes puntuales y dispersas que pueden ser importantes generadoras de nutrientes, y la alteración del uso de suelo de la cuenca, aumentando la carga de nutrientes que recibe o erosionándola (el modificar la vegetación existente, como bosques o humedales, y aumentar las zonas de cultivo puede aumentar la carga de nutrientes que recibe un lago). Otro factor importante en la productividad de un lago, es la morfología de su cubeta. Por

ejemplo, mientras menor sea la altura del hipolimnion, mayor será el consumo de oxígeno, para una misma productividad (Ryding y Rast 1989)

 

La relación másica que define el nutriente limitante del crecimiento en lagos está dada por 40C: 7N: 1P, donde C corresponde al carbono, N al nitrógeno y P al fósforo. Debido a que normalmente la concentración de fósforo es un orden de magnitud menor a la de nitrógeno y entre dos y tres a la de carbono, un lago oligotrófico usualmente está limitado por fósforo (Wetzel, 1981). Esto significa que en caso de aumentar la concentración de fósforo hasta alcanzar la requerida por el fitoplancton existente en el lago, este puede transformarse en eutrófico. Los principales nutrientes que influencian la dinámica algal en un cuerpo de agua corresponden al fósforo, el nitrógeno y en algunos casos, el sílice, el que controla el crecimiento de las diatomeas. Existen casos, para lagos muy productivos, en los cuales el carbono también puede transformarse en limitante, pero esto es muy poco común. Por otra parte, es importante señalar que para altas concentraciones de nitrógeno y fósforo, la relación que define el factor limitante deja de ser válida, y que

para este tipo de situaciones, lo que limita el crecimiento de las algas normalmente corresponde a otro factor, como por ejemplo, la temperatura, la salinidad o la radiación, entre otros (Contreras, 2008. Comunicación personal).

 

Para la evaluación del nivel trófico del lago Budi serán considerados los

 

Los valores presentados en la Tabla 2.1 están definidos para lagos de agua dulce. Al no haber conocimiento respecto a definición de niveles tróficos para lagos de agua salobre, son utilizados como valores referenciales.

 


 

Distribución del oxígeno disuelto en lagos

 

El oxígeno es fundamental para casi toda la vida acuática existente en lagos. Con la excepción de algunas especies de bacterias anaeróbicas, es indispensable para los seres vivos.

 

En los lagos se encuentra por el aporte atmosférico y de los afluentes que entregan su oxígeno disuelto al lago, y por diferentes procesos bio-químicos generados en el interior del lago que producen la liberación de oxígeno desde

compuestos de mayor complejidad (como por ejemplo, la fotosíntesis). Su consumo se da por la respiración, la descomposición de la materia orgánica y a través de otras reacciones químicas. Su solubilidad aumenta con la presión y con la disminución de la temperatura, por lo que normalmente aumenta con la profundidad del lago. Sin embargo, para lagos estratificados por salinidad esto no es necesariamente así, ya que su solubilidad disminuye en forma exponencial con el aumento de la salinidad.

 

Debido a que su difusión es bastante lenta, para que se distribuya rápidamente en toda la columna, es necesaria la circulación de la misma. En el caso de un lago oligotrófico, se tiene un perfil ortogrado del oxígeno. Es decir, si el lago

presenta estratificación estival, debido a que el epilimnion aumenta su temperatura respecto al metalimnion y al hipolimnion, su solubilidad en la capa superior es menor a las de la capa inferior, presentando una concentración máxima en el fondo (el nivel se mantiene desde el vuelco primaveral) y alcanzando concentraciones cercanas al

100% de saturación.

 

En el caso de un lago eutroficado, el perfil es clinogrado. En caso de estratificación, el oxígeno se agota rápidamente en el hipolimnion, por la oxidación de nutrientes y materia orgánica. La anoxia en el fondo del lago se mantendrá por

todo el período de estratificación.

 

En lagos meromícticos la distribución es clinograda. El monimolimnion recibe aportes de materia orgánica o sulfatos de agua salada que consumen rápidamente el oxígeno. En el caso de presentar meromixis temporal, durante la estratificación probablemente presentará una distribución clinograda (si es que es altamente productivo), con fondo anóxico seguramente. Si la circulación no es completa, la reducción de O2 se prolonga y aumenta hasta el siguiente período de estratificación (Wetzel, 1981).

 


 

Distribución de nutrientes en lagos

 

Nitrógeno

El nitrógeno puede ingresar por diversas fuentes en un lago, las que incluyen precipitación, fijación atmosférica (por parte de las cianofíceas, en el caso del plancton), intercambio con los sedimentos, y por aportes de afluentes, mientras que se elimina a través de los efluentes, por desnitrificación bacteriana (NO3 è N2), porpérdida hacia la atmósfera de NH4 y por la pérdida permanente en los sedimentos de compuestos de nitrógeno orgánico e inorgánicos. En alguno casos, el sólo ingreso de nitrógeno por precipitación podría ser suficiente como para transformar un lago somero (< 5 m) desde medianamente productivo a muy productivo, por lo que el control del ingreso de nitrógeno a un lago puede ser de gran complicación, dependiendo de cómo estén distribuidas las fuentes (Wetzel, 1981)

 

En un lago oligotrófico, el nitrato (NO3) presenta una curva ortograda, mientras que el amonio (NH4

+) normalmente presenta bajas concentraciones debido al proceso de nitrificación, a través del cual se transforma en nitrito (NO2), el que luego es oxidado en nitrato. De todos modos, su distribución es uniforme en toda la columna al existir circulación total. La asimilación por parte de las algas e hidrófilos hacen bajar la concentración de nitrato (NO3) en la columna, aumentando la concentración de nitrógeno orgánico particulado (NOD). En este tipo de lagos, el

flujo de nutrientes se da principalmente hacia los sedimentos y no en sentido contrario.

 

En el caso de un lago eutrófico, la curva del nitrato es clinograda. Debido a la falta de oxígeno en el hipolimnion, el nitrato es reducido en amonio y en N2, dándose este proceso con mayor rapidez en los sedimentos que en el agua. La concentración del amonio en el hipolimnion puede aumentar en magnitudes importantes por la reducción del nitrato en el agua sobre los sedimentos, y por la liberación de amonio desde estos últimos en caso de quedar anóxico, debido a la reducción de su capacidad de adsorción. En cambio, ya que para oxidar amonio en nitrato se requiere de al menos 0.3 [mg/l] de oxígeno disuelto, los sedimentos anóxicos no aportan nitratos en cantidades significativas a la columna de agua. No obstante la situación existente en el hipolimnion, en el epilimnion (que mantiene niveles de oxígeno que pueden ser hasta de saturación) el amonio puede mantenerse en bajas concentraciones. El aumento del nivel trófico del lago determina un crecimiento algal que puede llevar la relación entre el nitrógeno particulado y el disuelto 1:1 en la zona trofogénica, toda vez que normalmente es de 5-10:1 (Wetzel, 1981).

 

Fósforo

 

El fósforo actúa normalmente como limitante de la productividad biológica, por lo que la reducción de su entrada podría reducir su ciclo en forma cuantitativa y disminuir la productividad del lago.

 

El factor antrópico es uno de los principales en el incremento de la concentración existente en lagos en los últimos años. Las razones son diversas, desde el no tratamiento de las aguas servidas, hasta el mal uso agrícola y ganadero

de los suelos. En éste último caso, muchas veces el excesivo uso de fertilizantes o la contaminación por fósforo del ganado, genera éste se acumule en los suelos, ya que la tierra consume menos de lo que recibe. Esto puede afectar el nivel trófico de un lago cercano, ya que la tasa de exportación del fósforo desde el suelo por el agua superficial, se incrementa en forma lineal con el aumento del contenido del suelo (Smith et al., 1999).

 

La única forma inorgánica significativamente importante corresponde al ortofosfato (Po4 -3). Más del 90% del fósforo del agua de los lagos está en forma de fosfatos orgánicos y como constituyentes celulares de la materia viva particulada del seston (conjunto de microorganismos y partículas existente en el agua) o asociado o adsorbido a partículas orgánicas muestras y materiales inorgánicos. La concentración total de fosfatos en aguas no contaminadas es variable, pudiendo ser menor a 1 [μg/l], o del orden de 200 [mg/l] en lagos salinos cerrados, lo que de todos modos corresponde a un caso extremo (Wetzel, 1981).

 

En lagos oligotróficos, durante la época de circulación la distribución vertical del fósforo soluble y del fósforo total es relativamente uniforme. En estos casos, el intercambio neto de fósforo entre el sedimento y el agua es hacia los primeros. Por ejemplo, en caso de estar la interfase sedimentos-agua oxigenada, esta microzona actúa como una trampa para el fósforo, el que ha sedimentado hacia el fondo del lago en su forma orgánica, o como fosfatos (u otros compuestos) adsorbidos a diferentes compuestos, fundamentalmente hierro y manganeso.

 

Para lagos eutróficos, con una curva clinograda durante la estratificación, se observa un marcado incremento en la concentración de fósforo total y soluble en el hipolimnion, fundamentalmente en la zona más cercana a los sedimentos, donde casi todo el fósforo corresponde a fósforo soluble. La distribución del fósforo orgánico en tanto, depende de las oscilaciones de las poblaciones planctónicas en el epilimnion, y de la sedimentación del plancton, las tasas de descomposición y el crecimiento de poblaciones bacterianas y planctónicas en el metalimnion y el hipolimnion. Una vez que la microzona se vuelve anóxica, el sedimento libera los fosfatos, junto con el hierro y el manganeso, lo que hace aumentar en forma notable la concentración en las cercanías del fondo del lago.

 

No obstante el intercambio generado con los sedimentos, el flujo neto de fósforo es hacia éstos, actuando como sumideros. Así, pueden presentar concentraciones que pueden ser varios órdenes de magnitud mayores a las del

agua.

 

Sílice

Existe regularmente con moderada abundancia en aguas dulces, existiendo en las aguas naturales un contenido medio igual a 13 [mg/L] SiO2. Es de gran importancia para las diatomeas, las que lo asimilan.

 

Normalmente presenta variaciones estacionales y espaciales importantes en lagos. En los oligotróficos, disminuye su concentración en el epilimnion durante la circulación y estratificación termal subsiguiente, mientras que en los eutróficos, los niveles en el epilimnion y el metalimnion son casi nulos. El bajo valor existente en el epilimnion se debe a la asimilación de las diatomeas y su sedimentación desde la zona trofogénica, por lo que en el hipolimnion la concentración es considerablemente mayor.

 

La producción en las diatomeas es máxima en primavera y principios de invierno. Al bajar la concentración de la sílice de 0.5 mg/l, el máximo primaveral disminuye rápidamente en muchos casos. Casi toda la sílice amorfa de las diatomeas se va a los sedimentos, por lo que las soluciones intersticiales de los sedimentos son ricas en sílice disuelta, siendo su concentración mayor a la del agua que entra al lago en cantidades importantes. La tasa de liberación de sílice desde los

sedimentos depende de la temperatura y la diferencia en las concentraciones.

 

 

 

< y objetivosde calidad ambiental del Lago Budi

Laboratorio de Modelación Ecológica, Departamento de Ciencias Ecológicas- Facultad de Ciencias Universidad de Chile>> Sptiembre de 2010.

 


 

Caracterización del Lago Budi y Su Cuenca

 

Caracterización física

La cuenca hidrográfica del lago Budi (38º42’-39º01’ S; 73º04’-73º26’ W), (Fig. 7A), ubicada en la Región de la Araucanía, es una cuenca costera que esporádicamente se conecta con el mar a través del río Budi. En la desembocadura al mar se forma una barra de arena, la que se genera por depositación progresiva de sedimentos arrastrados por el estuario y por el constante oleaje costero (Stuardo 1989; Rodríguez 2005).

 

El lago Budi corresponde, según la clasificación realizada por el Centro de Ecología Aplicada (CEA, 2006), al ecotipo humedal costero, clase: intrusión salina, tipo: cubeta. La descripción del tipo de estructura se encuentra en el Anexo 1. Se describe para esta tipología, como componente sensible, a la vegetación terrestre hidrófila- plantas acuáticas dulceacuícolas. El lago Budi, llamado por algunos autores laguna, mide aproximadamente 15 kmde largo y 8 Kmde ancho, y se divide en dos sectores, el canal (río Budi) y la laguna propiamente tal (lago Budi). El canal es de curso parcialmente meándrico y posee una profundidad media entre 2,0 m y 2,5 m, con sectores de pozones más someros. Estos pozones son importantes porque contienen aguas (mixo) polihalinas (aguas con alta influencia marina). La hoya del lago presenta profundidades máximas de 7,8 metros (Stuardo et al. 1989).

 

La cuenca tiene un área de 497 km2 (González 2000; Tapia et al. 2006) y se encuentra conformada por diversas subcuencas, destacándose la de los esteros Comué, Bolleco, Maiteco, Allipén, Matalhue y Budi Chico, que junto a otros confluyen al lago y son drenados a través del río Budi, de 7 km de longitud, que a su vez desagua al lago (Jaque 2004). En el sector norte de la cuenca se ubican los esteros que aportan mayor cantidad de agua como es el caso de Reñaco, Oñoico y Cayunanque, quienes desaguan en el Curileufú, y éste a su vez al lago. En la parte septentrional se ubican el estero Llifaco, Millantúe y Butaco. En el oeste, los esteros Budi chico,

 

Los sistemas de ríos meándricos tienden a ser confinados a un canal principal que presenta una sinuosidad mayor a 1.5.

 

Carillón, Piedra alta, Curileufú y Puaucho (ver Sección 4.1.2). La parte sur recibe las aguas de los esteros Malalhue y Allipén (Jaque 2004).

 

La cuenca está delimitada en el norte por el extremo sur de la Cordillera de la Costa y en la parte sur por el cordón montañoso Catripulli. La distribución hidrográfica de la cuenca está relacionada con las formas topográficas que componen esta zona. La zona Este está cruzada por la cordillera de la costa, donde las mayores alturas no sobrepasan los 400 msnm. Hacia la zona Oeste dominan plataformas o terrazas marinas donde se encuentra el lago Budi.

En esta región predomina el clima templado oceánico o lluvioso que caracteriza a la zona sur del país. Las mayores precipitaciones se producen en los sectores altos de la Cordillera de la Costa. En la cuenca del lago Budi específicamente, predomina el clima templado oceánico de costa occidental, caracterizado por la abundante humedad relativa y precipitaciones que fluctúan entre 1.500 y 3.000 mm anuales. Las precipitaciones aumentan con la altura por efecto del relieve costero y hacia el sur el periodo seco desaparece. Debido a la influencia oceánica, los contrastes térmicos son muy atenuados y la temperatura media anual es de 11,4°C (estación Puerto Domínguez, ubicado en la franja costera central, en la ribera del lago Budi) (Sánchez & Morales 2004).

La información sobre los afluentes de agua dulce al Lago Budi, muestra que el caudal medio diario puede fluctuar entre valores menores a 5 m3s-1 hasta 40 m3s-1 (Sandoval, 2009). Según Rodriguez (2005), los esteros que aportan los mayores caudales se ubican al norte de la cuenca (Reñaco, Oñoico y Cuyunanque).

 

 

Caracterización del suelo de la cuenca

 

Esta cuenca, de origen tectónico, tiene suelos bajos de origen fluvio-marino y suelos altos conformados por rocas metamórficas (i.e. pizarras, esquistos) además de depósitos arcillosos estratificados (Peña-Cortés et al. 2006a). Presenta dos unidades geomorfológicas predominantes: una plataforma de erosión, (27.262 ha; 56,3%) y un cordón montañoso (12.076 ha; 24,5%) con manifiestos procesos de erosión hídrica. También hay llanuras aluviales (3.666 ha, 7,6%) sobre las que se concentra la mayor superficie de humedales (Peña-Cortés et al. 2006a). Estos suelos se encuentran en la zona agroclimática “Faja litoral río Maule- río Toltén” formado por terrazas marinas de textura liviana y media que se han catalogado como clase VI y VII de secano, las cuales se caracterizan por presentar una alta susceptibilidad a la erosión, siendo por tanto aptos para actividad ganadera, forestal, pero no para el arado (Gutiérrez 2004). Los suelos presentes en la cuenca del lago Budi son ácidos (pH 5) lo que disminuyen la disponibilidad de fósforo para las plantas, limitando su capacidad productiva. Las series de suelo que se encuentran en la cuenca corresponden a (CIREN-CORFO 1989 en Gutiérrez 2004):

  • Serie Puerto Saavedra: Constituye terrazas marinas, planos remanentes y deposicionales. Suelos de textura franca. Tiene aptitud para cultivar cereales y pastos naturales.
  • Serie Nahuelbuta: Emplazada en los cordones montañosos. Suelo de textura arcillo-arenosa en superficie y luego franco-arcillosa. Tiene aptitud para pastos naturales y bosque.
  • Serie Dunas: Ocupa una topografía casi plana. Corresponde a arenas de textura moderadamente gruesa. Su aptitud forestal bajo condiciones de secano y capacidad de uso IV.
  • Serie Nahuelbuta- Puerto Saavedra: Se encuentra en sectores del cordón montañoso, en el naciente del estero Temo. Tiene textura franca. Su aptitud es pastos naturales, y capacidad de uso VI.
  • Serie Araucano: Suelos de posición intermedia, deposicionales. Su textura es franco-arcillosa. Su aptitud es para cultivo de cereales y pastos naturales, con rotación. Su capacidad de uso es II, III, VII y en la zona norte de la cuenca IV.
  • Suelos recientes: Suelos asociados a cursos de agua y terrazas aluviales. Tiene limitaciones de humedad y otras provocadas por el drenaje o inundación. Coincide con la zona de humedales y vegas.
  • Serie W: Presencia Limitaciones por humedad, susceptibles a inundación frecuente.

 

La zona montañosa de este sector estuvo dentro de las áreas auríferas más importantes de la costa de la Araucanía, la cual se extiendía al sureste del lago Budi, siendo los ríos más importante el Chile, que desemboca en el mar, el Huilio tributario del Toltén y el Bolleco y Allipén afluentes del lago Budi.

 


 

 

Hidrodinámica del lago

 

El lago Budi es un lago costero, con presencia de agua salada en sus niveles más profundos (> 6 m; Rodriguez 2005; Sandoval 2009). Este se comunica con el océano a través de un canal, río Budi, de 12 km de largo y 300 m promedio de ancho (Fig. 2A). Algunos factores que afectan la hidrodinámica son: mezcla por viento, surgencia, propagación de ondas internas y efecto Coriolis y mezcla por efecto de mareas (Rodríguez 2005). Rodriguez (2005) y Sandoval (2009) han mostrado que el Lago Budi se estratifica especialmente cuando se abre la barra de arena presente en la desembocadura (Fig. 2B). Esta estratificación proviene de una intrusión salina de aproximadamente 12 km de largo que ingresa a través del rio Budi. Ambos autores han asociado la presencia de dicha intrusión con la generación de condiciones anóxicas en los niveles más profundos del lago. Sin embargo, ambos enfatizan que existe una falta de datos respecto de los nutrientes, la mayoría de los cuales provendrían desde la cuenca, y del fitoplancton.

 

La conexión del Lago Budi con el mar es interminente y ocurre sólo cuando la barra de arena es abierta artificialmente, en promedio una vez al año (Rodriguez, 2005; Sandoval, 2009). Debido al aumento de la carga de nutrientes en períodos de cierre de la barra, se pueden originar procesos como desnitrificación, lo cual afecta directamente la calidad del agua (Rodríguez 2005).

Del mismo modo, la formación de la barra de arena produce un aumento del nivel de las aguas durante los períodos de precipitaciones, afectando las zonas bajas a orillas del lago y con ello a la población humana que hace uso de estas áreas. Por tanto, según los resultados de ACF Consultores Ltda. y DOP-MOP (2008), la apertura de la barra se presenta como una solución deseada y sentida por los vecinos y comunidades ribereñas al lago. La formación de la barra del lago trae consigo una baja notable en la calidad de vida de las personas debido a : http://sigeo.sernageomin.cl/website/sigeo/Documentos/Productos/resumenes/BSN013336.pdf

 

  • Las inundaciones cerca de las viviendas, que producen episodios de evacuación al menos una vez al año.
  • La inundación y anegamiento de predios agrícolas, lo cual se extiende durante parte del otoño, invierno y parte de la primavera dependiendo de las condiciones de pluviometría del año.
  • La disminución y pérdida de algunas especies de peces en el lago, producto del cierre y falta de conexión entre el lago y el mar, con la consiguiente disminución de la rentabilidad de la actividad pesquera.

 

Cabe destacar que la apertura de la barra se hacía desde antes del maremoto de 1960; sin embargo, se realizaba por motivos culturales (ACF Consultores Ltda. y DOP-MOP, 2008). Rodríguez (2005) señala que hace aproximadamente 10 años se realiza el dragado de la barra a solicitud de los pobladores a la Municipalidad de Puerto Saavedra (Fig. 2). No obstante, no existe un registro de la frecuencia de la apertura de la barra, sólo se sabe que se realiza a finales del período de lluvias.

 

Según señalan ACF Consultores Ltda. y DOP-MOP (2008) la apertura de la barra se realiza toda vez que el nivel del lago alcanza una profundidad de 2,5 m y dado que el nivel promedio del lago en situación normal es de un mínimo de 0,9 m, se determinó que entre ambas cotas se produce un diferencial de 720 hectáreas que se inundan anualmente en la situación actual (Tabla 1 y figura anexa). En una estimación a 20 años, se mantiene constante el área inundada.

 

Tabla 1: Estimación del área inundable

Cota

Área Inundable

Diferencia

mNML4

Km2

Has

Has

0,9

8

800

 

2,0

13,5

1350

550

2,5

15,2

1520

720

3,0

16,9

1690

890

mNML= metros sobre el nivel medio del mar(msnm).

 

 

El área inundada con una cota de 3 msnm es una estimación de lo que ocurriría si no se realiza la apertura de acuerdo a los registros históricos, es decir llega a un nivel superior al considerado máximo por la Dirección de Vialidad cuando acude a abrir la barra (ACF Consultores Ltda. y DOP-MOP, 2008).

 

Respecto a las fluctuaciones de mareas, estimaciones realizadas por Rodríguez (2005) señalan una amplitud de marea de aproximadamente 1 m con un período de 12.42 hr., donde la extensión máxima de la intrusión salina supera los 12 km. Ello sugiere, lo cual se vió fortalecido por los resultados de este proyecto (ver sección 5.2 Análisis de variables físicas), que la acción de la intrusión salina se cirscuncribe principalmente al río Budi, sin alcanzar al lago.

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Figura 2: (A) Localización geográfica del Lago Budi en la zona costera de la IX Región. (B) Fotografía de la barra de arena de la desembocadura (Foto: Mónica Musalem).

 

 

Batimetría del lago Budi

 

La descripción de la batimetría del lago Budi, realizada por ACF Consultores Ltda. y DOP-MOP (2008), muestra que la laguna costera forma un sistema interconectado con la cuenca del río Imperial al constituir un sistema costero de tipo isla-barrera condicionado por variables como: orientación rectilínea de la línea litoral, profundidades someras, abastecimiento sedimentario por deriva litoral, tipo de playa disipativa de alta energía y fuentes sedimentarias efectivas localizadas al sur del área. Estas condiciones generan que se forme a lo largo de unos 18 km de costa una barrera arenosa que confinan los cuerpos de agua que tienden a desembocar al mar, tal como sucede con la laguna el Budi (Fig. 2B).

Por su parte Rodríguez (2005) y Sandoval (2009) señalan que las mayores profundidades del lago se encuentran en 2

sitios: en la parte central y en la rama que se ubica más hacia el sur, con un valor aproximado de 7,8 m. La Figura 3 muestra la batimetría generada por Sandoval (2009). Los principales parámetros morfológicos del lago se detallan en la

Tabla 2.

 

Tabla 2: Parámetros morfológicos del Lago Budi

Parámetros

Valor

Unidad

Longitud máxima

8500

m

Ancho máximo

6000

m

Área Superficial

50,3

Km2

Volumen

221

Hm3

Profundidad máxima

8

m

Profundidad media

4,4

M

Perímetro

124,7

m

Profundidad media/prof. Maxima

0,55

 

Fuente: Rodríguez 2005

 

Caracterización ecológica

 


 

Vegetación de la cuenca

En esta sección se describen los tipos vegetacionales terrestres, acuáticos y semiacuáticos correspondientes a la cuenca del lago y descritos en la literatura. En cuanto a bosques asociados a humedales, se encuentran en el área pequeños fragmentos de hualves llamados también “pitrantos”, por lo general bordeando cursos de agua (Hauenstein et al. 2002). Hasta hace un par de décadas en esta zona dominaba el bosque pluvial valdiviano, cuyos árboles más destacados eran el coigüe, avellano, olivillo, laurel, además de quilas, calafates y pangues. (Peña-Cortes et al. 2006). Actualmente existen cerca de 10.000 ha de bosque nativo altamente fragmentado y restringido principalmente a las quebradas (Peña-Cortés et al. 2006a; Peña-Cortés et al. 2006b), representando cerca de un 10% de la superficie de bosque original en esa zona. En la literatura se han descrito 2 comunidades de bosque aún presentes: fragmentos de bosque de Olivillo (Lapagerio-Aextoxiconetum) y de Roble-Laurel-Lingue (Nothofago-Perseetum).

 

La vegetación de los humedales, las que representan zonas de transición o ecotonos (denominadas zonas pantanosas), se describe como dos comunidades palustres características de estas zonas, que corresponden a: (1) totoral (Scirpetum californiae) (Figura 4),; juncal (Juncetum procerii) y(2) cortadera (Cyperus eragrostis), también es posible encontrar bosque pantanoso de temo y pitra (Blepharocalyo-Myrceugenietum exsuccae). El bosque de temo-pitra (Oberdorfer, 1960) es una asociación boscosa pantanosa, perennifolia, monoestratificada, de unos 18 m de altura. Se desarrolla preferentemente en tierras bajas, ocupando depresiones del terreno donde se acumula agua edáfica o en la ribera de cuerpos de agua. Anualmente pueden permanecer hasta 8 meses bajo agua. En las depresiones que colonizan se forman bolsones de frío. Estos fragmentos se encuentran degradados y en algunas zonas poseen características de renoval y especies nativas sucesionales, típicas de lugares intervenidos (González 2000; Jaque 2004). Paja Ratonera (Anthoxanthum utriculatum), se desarrolla en zonas bajas, incluso en condiciones salobres, vegetación herbácea de 1 m de alto (San Martin et al. 1992). También está descrita para esta zona de transición otras especies como el botón de oro (Ranunculus repens), hierva perenne y estoloníferas, que crecen en zonas húmedas de prados.

Figura 4: Vegetación comunidada totoral en la ribera del Lago Budi (Foto: Rachel Gauci, Dic. 2009)

Sólo dos de estas especies, junquillo y cortadera son nativas de la región (Ramírez et al. 1979), el resto corresponden a malezas introducidas al país (San Martin et al. 1992). Lo anterior sugiere que a pesar de ser asociaciones vegetales espacialmente próximas, tienen pocas relaciones florísticas entre ellas y que han sido invadidas por malezas (San Martin et al. 1992).

 

Se reportan las siguientes asociaciones vegetales para los 6 esteros que conforman la cuenca del lago Budi: a) Scirpetum californiae, denominada pantano de totora; b) Loto-Juncetum articae, marisma de tipo pratense; c) Juncetum procerii, pradera húmeda; d) Cotulo-Distichletum spicatae, marisma con influencia marina; e) Eleocharietum pachycarpae, humedal de tipo palustre, f) Caricetum ripariae asociada a pantano de tipo cortadera azul, g) Blepharocalyo-Myrceugenietum exsuccae, bosque pantanoso o ribereño, h) Loto-Cyperetum eragrostidae, pantano de cortadera grande, i) Typhetum domingae, sitios anegados, con aguas salinas (Jaque 2004).

 

De acuerdo a la clasificación fitogeográfica de González (2003), dentro de las comunidades vegetales existen un total de 161 especies, donde, 112 corresponden a especies nativas (69,6%), 45 son especies introducidas (28,0 %) y 4 cosmopolitas (2,5%) (Tabla 3).

 

Tabla 3: Número de especies presentes en la cuenca del Lago Budi, clasificadas según su origen fitogeográfico y comunidad vegetal (extraído de González, 2000). Número de especies Origen fitogeográfico Roble–Laurel-Lingue Olivillo Juncal Totoral Nativo 31 53 11 17 Introducido 5 10 19 11 Cosmopolita 1 1 2 1 Total 37 64 32 29

 

Tabla 3: Número de especies presentes en la cuenca del Lago Budi , clasificados según su origen fitogeográficoy comunidavegetal (Extraído de González,2000)

Número de especies

Origen fitogeográfico

Roble-Laurel-Lingue

Olivillo

Juncal

Totoral

Nativo

31

53

11

17

Introducido

5

10

19

11

Cosmopolita

1

1

2

1

Total

37

64

32

29

 

Respecto al uso de la vegetación por parte de la sociedad, Jaque (2004) indica que existen 50 especies a las que se le atribuye algún uso socio-cultural-medicinal; de ellas el 44,7% corresponde a uso medicinal (30 especies), 25,3% a uso artesanal (17 especies), 22,3% a uso alimenticio (15 especies) y por último, se tiene una valoración mitológica con un 7,4% (5 especies). Cabe destacar, que varias de estas especies tienen uso múltiple. Dentro de todas las especies a las que se le asigna algún uso, el 58,2% son nativas. Según la recopilación realizada en el año 2004 por Valdovinos et al. (2005) en el lago Budi existe una riqueza de especies que duplica la registrada para otros ecosistemas lénticos del sur de Chile, con un total de 107 especies dentro de las que dominan las dicotiledóneas.

 

La actual vegetación de la cuenca está constituida fundamentalmente por praderas alternadas con cultivos, las que ocupan un 86.7% (Figs. 5A y B). Esto representa una amenaza para el ecosistema acuático debido a la sobreexplotación del suelo. Ello tiene consecuencias como erosión de las laderas, acidificación del suelo y arrastre de materia orgánica hacia los cuerpos de agua, provocando una acumulación de sedimentos en las orillas del lago y cambios en la calidad del agua (González 2000; Peña-Cortés et al. 2006b).

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Figura 5: A. Cuenca hidrográfica del lago Budi y usos de suelo que se dan en la zona. B: Porcentaje de ocupación de los diferentes usos de suelo que existen en la cuenca del río Budi. Datos extraídos de Peña-Cortés et al. 2006b, para el año 2004

 

Análisis histórico de cambios en el uso del suelo por medio de imágenes satelitales

 

Una actividad económica importante que se realiza en la cuenca del lago Budi relacionada al uso del suelo, corresponde a las plantaciones forestales, la cual ha aumentado considerablemente desde los años ‘80 (Fig. 6). Sobre los cambios históricos en la superficie de bosque nativo, González (2000) analiza una carta vegetacional del año 1974, encontrando que ya en esa fecha la superficie de bosque reemplazada para actividad silvoagropecuaria era cercana al 80%. Peña et al. (2006), realizan un estudio de la dinámica del paisaje entre los años 1980 y 2004 donde analizan la variación de la superficie de los distintos usos de suelo presentes en la zona, este estudio se realizó en base a mapas categóricos elaborados mediante fotointerpretación de imágenes de vuelos de los años 1980, 1994 y 2004. Los resultados de este análisis se grafican en la Figura 6, donde se muestra la superficie en miles de hectáreas (M ha) que ocupa cada uso de suelo en los años mencionados. Es claramente visible en el gráfico la dominancia de la matriz agropecuaria en la cuenca, seguida por la matriz de bosque nativo, lo que podría verse en peligro por el aumento lineal de la matriz forestal y una disminución lineal del matorral. También es destacable la relación inversa entre la matriz agropecuaria y los humedales.

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Figura 6: Tendencia de cambio en la superficie de distintos usos de suelo de la cuenca, en miles de hectáreas (M ha), entre los años 1980 y 2004. Extraído de Peña-Cortés et al. 2006b.

 

Con el propósito de detectar los cambios históricos en el uso del suelo en la cuenca del Lago Budi, se realizó un análisis de imágenes satelitales de los años 1972, 1987, 2000 y 2007 (Figura 7). Para esto se utilizaron imágenes LANDSAT de libre acceso, descargadas del sitio U.S. Geological Survey (http://glovis.usgs.gov/). Las imágenes tienen una resolución de 30x30m.

 

Para generar las cartografías de uso de suelo en base a las imágenes satelitales, se procesaron las imágenes satelitales siguiendo 3 pasos:

a. Pre-procesamiento: En el programa ERDAS 9.2, se realizó la corrección geométrica de cada imagen tomando como puntos de referencia los mapas de caminos y cuerpos de agua, provistas por la DGA y validados en terreno en el mes de abril de 2009. El error cuadrático medio tolerado fue de 0.5 pixeles. Posteriormente las imágenes fueron corregidas radiométricamente a fin de permitir un análisis comparativo entre ellas.

b. Procesamiento: Se realizó una clasificación supervisada en base a datos de terreno y cartografía del catastro de bosque nativo de la región de la Araucanía (CONAF-CONAMA, 1998). Este procedimiento tiene como objetivo agrupar a todas las áreas de características semejantes en un mismo grupo (clase). Las clases definidas en este caso fueron: Lago, humedal, sin vegetación, bosque, nativo, plantaciones de pino y zonas agrícolas.

c. Postprocesamiento: En esta etapa se vectorizó la información obtenida y se acondicionó para poder ser analizada en el SIG ArcView 3.3. A partir de estos mapas se calculó el área de cada clase definida. Los resultados obtenidos se indican en la Figura 7.

 


 

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Imagen satelital cuenca del budi Enero 1997

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Imagen satelital cuenca del budi: Enero 2007

 

Figura 7: Imágenes satelitales de la cuenca del lago Budi, utilizadas para el análisis multi-temporal.

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Figura 8: Porcentaje del área total de la cuenca que es ocupada por las diferentes clases en los años analizados.

En el gráfico (Fig. 8) se puede observar que ya desde el año 1973 la actividad agrícola es la dominante, ocupando entre 60-80% del área total de la cuenca. Sin embargo, existe una tendencia, aunque leve, a disminuir en los últimos 2 periodos analizados.

El bosque nativo tiene un comportamiento inverso a las zonas agrícolas ya que en los últimos 2 periodos se observa un leve aumento.

Las clases lago y humedales presentan una fluctuación de alrededor de un 3%, pero sin una tendencia definida. No así las zonas de plantaciones de pino, las cuales presentan un aumento progresivo.

 


 

Componentes bióticos del lago Budi

En esta sección se describen los componentes bióticos del lago Budi descritos en la literatura.

 

Fitoplancton y macroalgas

Basualto (2006) reporta para el lago Budi un predominio de diatomeas (Bacillarophyceae), con 30 taxas identificadas durante el período de invierno, y 34 durante el período de verano, pero con una diferenciación en la dominancia de especies entre ambos períodos de muestreo. Se registran también macroalgas nativas pertenecientes a las familias Cladophoraceae, Ulvaceae y Gracilariaceae, además de hidrófitas vasculares en su mayoría nativas. Resulta importante en este punto el trabajo de Hauenstein (1999) quien destaca el carácter de indicadoras de muchas plantas, señalando que “las comunidades bióticas acuáticas que se encuentran sometidas a flujos contaminantes, pueden testimoniar con sus fluctuaciones la calidad físico-química de las aguas en las que habitan, sirviendo así como indicadores biológicos de contaminación.

 

En su trabajo Hauenstein (1999), destaca el hecho de que el número total de macrófitas del Budi es superior al de otros lagos del sur de Chile, para la cual se han identificaron 111 especies en sus riberas. Esto puede explicarse por la mayor superficie de este cuerpo de agua y su mayor heterogeneidad ambiental, incluso condiciones de salinidad, que permiten la presencia de un número importante de macroalgas como Enteromorpha intestinalis y Gracilaria chilensis descrita por Bird, Mc Lachlan & Oliveira (Hauenstein et al. 1999, 2005; Valdovinos et al. 2005).

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Macrofauna bentónica

En cuanto al estudio la macrofauna en el lago Budi, Stuardo et al. (1989) realizan una diferenciación de especies según el sustrato. Tanto en el canal (río Budi) como en el lago, la abundancia y la diversidad de especies son pobres, la dominancia ocurre entre especies de pequeños poliquetos Spionidae (menores de 6 mm), nemátodos y anfípodos gamáridos que se encuentran ligados a los sedimentos reductores negruzcos. Por otro lado, en la franja de hidrófitas que bordean la laguna, existe una fauna diversa y abundante de invertebrados donde predominan pequeños gastrópodos y anfípodos, y las poblaciones de Juncus, las que están cubiertas por gastrópodos y briozoos, los que también dominan en aguas someras de fondos rocosos. Bertrán (2006) describe que la dominancia de la macrofauna del lago recae en las especies pertenecientes a los fila Annelida, Arthropoda y Mollusca, y las mayores abundancias se encuentran entre las especies de poliquetos Spionidae y moluscos Cyamiidae.

 

Ictiofauna

En la revisión bibliográfica realizada por Valdovinos et al. (2004) la fauna de peces registra la presencia de a lo menos 11 especies en la zona del lago Budi (Acuña et al. 1983, Stuardo et al. 1989, Moreno et al. 1996, SERNAP, 1998 en Valdovinos et al. 2004), de las cuales la mayoría toleran amplios rangos de salinidad (típico de aguas polihalinas de lagunas costeras), a excepción de Cyprinus carpio que vive en agua dulce.

 

Se describe para la zona lacustre del lago Budi la presencia de especies de pejerrey (Odonthestes regia), lisa (Mugil cephalus), huaiquil o roncador (Micropogon manni) y róbalo (Eleginops maclovinus), que presentan tolerancia a altas salinidades. Sin embargo, presentan una alta presión extractiva (Stuardo et al. 1989), correspondientemente se hace mención para el año 1996 la disminución significativa de los tamaños poblacionales de lisa, huaiquil y pejerrey (Valdovinos et al. 2004). De acuerdo a la revisión bibliográfica se describen igualmente especies oceánicas típicas, como las que se pueden hallar en estuarios y sistemas marinos. Representantes de este tipo de especies corresponden a la merluza (Merluccius gayi), el congrio colorado

 

(Genypterus chilensis) y la corvina (Cilus gilberti) (Stuardo et al. 1989, Valdovinos et al. 2004). Cabe destacar que Micropogon manni corresponde a una especie endémica cuyo ciclo reproductivo ocurre íntegramente en el lago. Su rango de distribución se encuentra restringido e incluye a la V, VII y IX regiones (DIBAM 1998), particularmente se tienen registros de su presencia en las lagunas de Vichuquén y Torca, además del estuario del estero Nilahue próximo a Pichilemu y en el lago Budi (Durán 2005). En este último, la especie ha sido clasificada como vulnerable, considerando su distribución restringida y extracción para consumo por parte de las comunidades mapuches que habitan en las cercanías del lago (DIBAM, 1998). Acerca de esta especie se desconoce gran parte de su biología, encontrándose en la literatura datos correspondiente más bien a su largo y peso (Tapia et al. 2006). Dentro de la ictiofauna del lago Budi existen especies que se encuentran en alguna categoría de conservación (Tabla 4).

 

Tabla 4: Estados de Conservación de fauna íctica del lago Budi

Especie

Nombre común

Categoría de conservación

Mugil cephalus

Lisa

Vulnerable

Odonthestes regia

Pejerrey

Inadecuadamente conocida

Micropogonias manni

Huaiquil

Vulnerable

Eleginops maclovinus

Róbalo

Fuera de Peligro

 

Avifauna

Al año 1989, Stuardo et al. reportan una alta riqueza de aves especialmente sobre las franjas de Myriophillum que se encuentran bordeando el lago. Se destaca por su abundancia la presencia del pidén (Rallus sanguinolentus Swainson), con un total hasta 300 individuos observados durante la época de muestreo y la gaviota cahuil (Larus maculipennis, descrita por primera vez por Lichtenstein 1823) de las que se han observado bandadas de hasta 70 individuos (Stuardo et al. 1989). Otras especies aunque no tan numerosas son: el cisne de cuello negro (Cygnus melancoryphus), el yeco (Phalacrocorax olivaceus), la garza grande (Casmerodius albus), la tagua chica (Fulica leucoptera) y el pato cuchara (Anas platalea). Posteriormente, en el listado de aves recopilado por Valdovinos et al. (2005) (modificado de Saavedra et al. 1991) se identifican alrededor de 132 especies de aves, riqueza que estaría representando más del 30% del total

nacional (Anexo 2), destacando aquellas especies que presentan problemas de conservación (Tabla 5) como la fardela blanca (Puffinus creatopus), guanay (Phalacrocórax boungainvillii), cisne de cuello negro, becasina pintada (Nycticryphes semicollaris) y la torcaza (Columba araucana).

 

Tabla 5: Estados de conservación de avifauna del Lago Budi

Especies

Nombre común

Categoría de conservación (Chile)

Categoría de conservación (IX Región)

Plegadis Chi

Cuervo de pantano

Peligro

Peligro

Coscoroba coscoroba

Cisne blanco

Peligro

Peligro

Nycticryphes semicollaris

Becacina pintada

Peligro

Peligro

Cygnus melancoryphus

Cisne cuello negro

Vulnerable

Peligro

Columba araucana

Torcaza

Vulnerable

Vulnerable

Enicognathus leptorhynchus

Choroy

Vulnerable

Insuficientemente conocido

Ardea cocoi

Garza cuca

Rara

Rara

Ixobrychus involucris

Huairavillo

Rara

Rara

Anas bahamensis

Pato gargantillo

Rara

Rara

Anas platalea

Pato cuchara

Insuficientemente conocido

Insuficientement conocido

Heteronetta atricapilla

Pato rinconero

Rara

Rara

Accipiter bicolor

Peuquito

Rara

Rara

Buteo ventralis

Aguilucho cola rojiza

Rara

Rara

Buteo albigula

Aguilucho chico

Rara

Rara

 


 

Caracterización abiótica del lago Budi

Las variables abióticas consideran tanto la calidad física como la química del cuerpo de agua. A continuación se detalla la información encontrada en la literatura.

La calidad física considera especialmente la extensión del área de inundación, la profundidad máxima y el contorno de profundidad o batimetría, descritos anteriormente. Los aspectos químicos, por su parte, consideran especialmente el contenido de nutrientes, resumidos fundamentalmente como nitratos y fosfatos, sales minerales diversas (sulfatos, carbonatos, silicatos y otras) y gases disueltos.

 

Los aspectos hidrológicos consideran el movimiento y origen del agua, cambios diarios y estacionales de la temperatura del agua y la tasa de renovación de la misma. Normalmente se considera que estos aspectos son importantes en sistemas de inundación somera, ya que son determinantes de las características físicas y químicas. Por su ubicación intermedia entre tierra y aguas éstos sistemas son particularmente sensibles a los cambios hidrológicos, los cuales pueden modificar la disponibilidad de nutrientes, el grado de desoxigenación, la salinidad, las propiedades de los sedimentos y el pH. Debido a ello, breves cambios hidrológicos pueden producir cambios significativos y masivos de la biota de los humedales (Mitsch & Goselink 2000).

 


 

Salinidad

Stuardo et al. (1989) registran salinidades superficiales de 9,5-11,5 ‰ cercanas a la “boca” Budi. En este mismo sector y a profundidades aproximadas de 5 m se encuentran salinidades de 8,5 a 15 ‰, límite bajo el cual existen aguas polihalinas con valores máximos de 28 ‰. En la laguna propiamente tal, las salinidades hasta los 4 m son relativamente homogéneas. Sólo en sectores del sur y a profundidades entre 5 m y 8 m se encontraron aguas mixo-oligohalinas con valores máximos de 21,5 ‰. Bertrán et al. (2006) por su parte, no registran variaciones de salinidad significativas entre estaciones de muestreo (promedio 10 ± 0,04 ‰). Sin embargo, en el mismo año, Basualto et al. (2006) registran que los valores más altos de salinidad (4.0 PSU) ocurren durante la época de verano y en las estaciones con mayor influencia marina (río Budi, Aillipén y Deume).

 

Temperatura

La información disponible muestra una disminución gradual de la temperatura de las aguas superficiales desde la boca hacia la laguna (24-20°C) y una diferenciación de esta variable en relación a las aguas polihalinas de origen marino (Stuardo et al. 1989). Durante los estudios de Basualto et al. (2006) los valores de temperatura más altos correspondieron a los meses de verano en aguas superficiales (25,8°).

 

Oxígeno

Existe una disminución de oxígeno en relación a la profundidad, con valores máximos en superficie de 12,5 ppm y mínimos de fondo de 8 y 5,8 ppm. También la literatura describe una disminución gradual en los valores de oxígeno en superficie desde la “boca” (12,6 ppm) hacia sectores de la cabeza sur de la laguna (9,2 ppm) (Stuardo, 1989). Durante el invierno de 2004, Antimán & Martínez (2005) registran valores de 9,6 mg/l y 7,9 mg/l para el verano, los que corresponden a valores de excepción según el proyecto de norma secundaria de calidad ambiental. Por otro lado, Basualto et al. (2006) corroboran que los valores de oxígeno disminuyen considerablemente en los meses de verano variando entre 6 y 9 mg/l.

pH

Durante el período 2004-2005 se registra un rango de valores del pH que fluctúa entre 6,4-8,7 en invierno y 6,2-9,3 en verano (Antimán & Martínez, 2005). Por otro lado Basualto et al. (2006) registran valores de pH entre 6,8 y 8,2 durante el período de invierno y entre 7,0 y 8,9 en el verano, mostrando tendencias a valores más básicos en todas las estaciones durante esta última época del año.

 

 


 

Sólidos suspendidos totales

Este parámetro registra valores de 15,2 mg/l durante el invierno de 2004 y de 9,2 mg/l en el verano (Antimán & Martínez, 2005). No existen indicios de diferenciación entre estaciones durante el período de invierno, sin embargo en el verano los valores muestran un incremento especialmente en las zonas más profundas (Basualto et al. 2006).

 

 


 

Porcentaje de materia orgánica

El lago Budi presenta porcentajes de materia orgánica en sus sedimentos que varían según la fracción de suelo muestreada y según el sitio muestreado. El porcentaje de materia orgánica más alto se encontró en zona cercana a la entrada del río Budi, efecto que puede ser producto del transporte de sedimentos desde la cuenca (Bertrán et al. 2006).

 

Demanda bioquímica de oxígeno (DBO)

La DBO5 registrada por Antimán & Martínez (2005) durante el invierno de 2004 fue de 2,2 mg/l. Por otro lado, Basualto et al. (2006) muestra que los valores aumentan (valores entre 4,0 y 5,0 mg/l) durante la época de verano y en la estación ubicada en el río Budi.

 

Fósforo

En el estudio de Antimán & Martínez (2005) se registran valores promedio en el lago de 42,3 mg/l en invierno de 2004, y de 50,0 mg/l para el verano de 2005.

Nitrógeno (NO3-N)

En el estudio de Antimán & Martínez (2005) se registran valores promedio en el lago de 423,8 mg/l en invierno de 2004, y de 565,6 mg/l para el verano de 2005.

 

Clorofila”a”

Para el año 1988 Stuardo et al. (1989) señalan que la biomasa como clorofila “a” activa es mayor en la muestra de fondo (7,2 μg/l) que en la superficial (6,5 μg/l). Durante el invierno de 2004 se registran valores de 10,5 μg/l (Antimán & Martínez, 2005).

 

 


 

El estado trófico del lago Budi

El estado “trófico” de un lago expresa la relación entre el estado de nutrientes y el aumento de la materia orgánica en el cuerpo de agua (Ryding y Rast, 1992). Actualmente, existe una jerarquía que diferencia los niveles de trofía que puede presentar un lago, de acuerdo a lo cual un sistema límnico puede caer dentro de un estado “oligotrófico”, o pobre en nutrientes, “eutrófico”, rico en nutrientes o “mesotrófico” que corresponde a una condición intermedia (Margalef, 1983).

 

Particularmente, el término eutrofización representa el proceso de maduración o envejecimiento natural de los sistemas lacustres y es sinónimo de un aumento de las tasas de crecimiento de los seres vivos de los lagos. Ello resulta de la aceleración de la productividad, la que puede acentuarse en relación con el aumento de perturbaciones en el sistema.

 

En general, un sistema eutrófico se caracteriza por presentar una alta productividad de algas, aguas muy poco transparentes usualmente de color café o verde oscuro y en ocasiones mal oliente, altos contenidos de nutrientes y bajo contenido de oxígeno. En cuanto a los criterios de medición de la aceleración de la productividad, se ha llegado al consenso de que la forma más básica y exacta para ello es la medición del incremento de la tasa de fotosíntesis anual por algas y de plantas de mayor tamaño dentro de un área determinada (Wetzel 1983). Sin embargo, existen también otras variables indicadoras, proximales, como cncentración de fósforo y nitrógeno y profundidad de disco Secchi, entre otros. La Tabla 6 muestra algunas variables asociadas al proceso de eutrofización y los valores que deberían presentar de acuerdo a los distintos estados de trofía.

 

La composición química de los organismos expresa de forma aproximada sus requerimientos, los que deben ser obtenidos desde el sistema para mantener su crecimiento. La relación carbono: nitrógeno: fósforo, en peso en plantas es de aproximadamente 40C: 7N: 1P, de acuerdo a lo cual en la mayoría de los lagos el fósforo es el nutriente limitante por excelencia, seguido del nitrógeno. De esta forma, vertidos de fósforo desde la cuenca de drenaje al sistema lacustre, pueden superar las limitaciones de fósforo y recaer en un aumento continuo de la fotosíntesis, y de esta forma también del estado de trofía del sistema (Wetzel 1983).

 

Stuardo et al. (1989) señalan la existencia de perturbaciones en el lago Budi y muestra de acuerdo a las mediciones de productividad, que este lago presenta magnitudes similares a los valores obtenidos en otros sistemas eutróficos regionales. El proceso de sedimentación, registrado por estos autores y por Hauenstein et al. (1999) (En Stuardo et al. 1989), se encontraría influyendo sobre las tasas de acumulación de materia orgánica en los sedimentos y favoreciendo por lo tanto, el proceso de eutrofización.

 

Por su parte Antimán & Martínez (2005) obtienen en su investigación acerca del estado de trofía del lago Budi, resultados para fósforo (42,8 mg/l invierno; 50,03 mg/l verano), disco Secchi (0,98 m en invierno; 1,1 m en verano), nitrógeno (423,8 mg/l invierno; 565,6 mg/l verano) y clorofila “a” (10,5 mgmˉ³) que indican, de acuerdo a los criterios empleados por normas internacionales (Vollenweider, 1968; NAS/NAE, 1972; OECD, 1982; USEPA, 1974; Wetzel, 1975 y APHA, 1981), que el lago Budi se encuentra en un estado eutrófico (Jaque, 2004).

 

 

Tabla 6: Clasificación del estado trófico del lago, basado en algunavariables que indican eutrofización

Variable

Unidad

Oligotrofico

Mesotrófico

Eutrofico

Referencia

Fósforo Total

mgP/I

<10

10-35

35-100

OECD(1982)

 

mgP/I

10(10)

20-30

-

Antimán & martinez

 

 

 

 

 

2005

Nitrógeno (NO3-N)

MgN/I

1-50

60-200

>200

APHA,1981

 

mgN/I

250(450)

400(750

-

Antimán & Martinez (2005)

Clorofila “a”

Mg>Cla/I

3

10(15)

-

Antimán &Marttinez (2005)

 

Mg>Cla/I

<4

4-10

>10

NAS/NAE (1972)

Fuente: Modificado de Antimán & Martínez(2005).

 

 

 

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