en la reducción en los niveles de biodiversidad, y la frecuente ocurrencia y rápida dispersión de incendios, naturales o inducidos, en la alta montaña (Castaño, 2002). Aunque los impactos en la integridad de los hábitats de montaña son bastante difíciles de evaluar, se anticipa que el calentamiento inusual en los niveles altos podría generar un amplio espectro de alteraciones, entre ellas: 1) el ascenso de los límites de los ecosistemas; 2) la extinción de especies que no logran adaptarse a las rápidas condiciones cambiantes; 3) la desertificación de hábitats expuestos a alta insolación; 4) la desaparición de humedales por aceleración del ciclo hidrológico; y 5) la disminución en la capacidad de regulación hídrica de los ambientes de alta montaña. Todas estas disrupciones, combinadas, constituyen una seria amenaza para los ecosistemas de montaña de los Andes tropicales y, consecuentemente, para la oferta hídrica de toda la región (véase, por ejemplo, Vergara et al., 2007).
Pero el impacto del calentamiento inusual en la alta tropósfera tropical podría ser aún más crítico de lo que se proyecta. De hecho, las afectaciones a la integridad de los ecosistemas de montaña parecen estar siendo más severas que lo que el cambio en la temperatura del aire en los niveles altos, por sí solo, debería estar generando. La sinergia que se presenta por la ocurrencia simultánea de cambios en condiciones climáticas, y cambios en cobertura y uso del suelo, parece estar detrás de tales disrupciones. La pérdida acelerada de cobertura boscosa en los niveles bajos de las cadenas montañosas de los Andes es quizás esa problemática que, aunque ha constituido una gran preocupación para actores trabajando en torno a la conservación de la biodiversidad, no ha sido tan exhaustiva y ampliamente vinculada a estudios de vulnerabilidad de la
biodiversidad a cambios en condiciones climáticas históricas. Y esto es particularmente cierto en el contexto de ecosistemas estratégicos (y hotspots de biodiversidad; Myers et al., 2000) como es el caso de los ecosistemas de montaña de los Andes tropicales. Es en estos ambientes en los cuales existe una estrecha relación entre los bosques de las ‘zonas bajas’ y los ecosistemas de alta montaña. Una porción importante del agua que se precipita en zonas de alta montaña proviene de las zonas de aire en saturación (o cercano a condiciones en saturación) que están en cotas por debajo de su ubicación altitudinal. Es por esta razón que resulta prioritario entender los cambios que están ocurriendo tanto en el Bosque Montano Bajo (Lower montane forest/sub-Andean forest; 1.000-2.100 msnm) como en toda la extensión altitudinal del Bosque Montano Alto (Upper montane forest/Andean forest; 2.100-3.500 msnm), si se desea analizar en conjunto los impactos del cambio ambiental en la integridad y funcionalidad de los ecosistemas de montaña colombianos.
El movimiento de humedad debido a procesos de ascenso termodinámico
En general, las condiciones de estabilidad atmosférica en las zonas montañosas de los Andes Centrales colombianos se caracterizan por los siguientes factores: 1) la formación de nubes y niebla en el Bosque Montano; 2) el movimiento ascendente de humedad debido a procesos diurnos de ascenso termodinámico; y 3) el descenso de corrientes de aire frías y secas que ocurren en las horas de la noche debido a dinámicas de subsidencia. Los movimientos diurnos de masas de aire cumplen un papel fundamental en la integridad de los ecosistemas de alta montaña y son considerados clave en la preservación de estos ambientes andinos (Ruiz et al., 2008).
El proceso, en general, es simple: en las primeras horas de la mañana, cuando la atmósfera es estáticamente estable, las nubes de niveles bajos y medios se diferencian claramente de las nubes de niveles altos. Con los primeros rayos de sol que calientan la superficie del suelo, se acumula suficiente energía potencial convectiva en los niveles bajos de la tropósfera como para desestabilizar esta condición (Vernekar et al., 2003). Al final de la mañana, y en las primeras horas de la tarde, prevalecen condiciones de inestabilidad estática que generan turbulencia y mezcla vertical. Los movimientos atmosféricos inducidos transportan importantes cantidades de vapor de agua desde los niveles bajos hacia los niveles altos, formando niebla y nubes de niveles medios, e iniciando complejos de nubes de desarrollo vertical. Estos movimientos producen y mantienen una alta humedad en los ecosistemas de alta montaña. La niebla y las nubes de niveles medios, en particular, protegen los glaciares, los cuerpos de agua, las turberas y la vegetación de la radiación solar incidente. Las diferencias de temperatura y humedad entre los niveles altos y bajos controlan las dinámicas diurnas y continuarán modelando las condiciones climáticas futuras de los ecosistemas. Los incrementos en las temperaturas del aire, particularmente en los niveles altos, así como los cambios abruptos en la cobertura vegetal en los bosques montanos parecen estar debilitando las corrientes de ascenso de aire en la montaña.
Como consecuencia de este proceso disruptivo, se está produciendo menos vapor de agua en los bosques de niebla y menos niebla está alcanzando los niveles altos (Ruiz et al., 2008). Tal escenario sugiere que, en los niveles altos, la disminución en la niebla y la nubosidad podría ser el mecanismo
detrás del incremento del número de días soleados. Esto es particularmente adverso para los ecosistemas de alta montaña dado que estos hábitats están siendo “protegidos” únicamente por nubes de niveles altos, que tienen como efecto neto el incremento de las temperaturas superficiales.
El comportamiento observado de las zonas en saturación (o cercanas a la saturación)
La información de radiosondas que el país posee para el análisis de las zonas en saturación o cercanas a la saturación en aire libre (transiciones entre termodinámica de aire seco y aire húmedo) se limita a cinco sitios distribuidos en toda la extensión del territorio nacional y sus zonas insulares: 80001 San Andrés, 80222 Bogotá, 80259 Cali, 80371 Tres Esquinas y 80398 Leticia. La frecuencia de lanzamiento en todas ellas es, por lo general, una vez al día, aunque se tienen disponibles algunos lanzamientos esporádicos a otras horas del día. Tanto San Andrés como Bogotá tienen un importante número de registros y poseen series ‘continuas’ de lanzamientos a 12Z, cuando tienden a prevalecer condiciones de estabilidad. Los períodos históricos disponibles se extienden desde 1973 hasta el año 2016 para San Andrés, y desde 1974 hasta 2016 para la radiosonda 80222 Bogotá (ver figura 1). La radiosonda de San Andrés, la cual se libera a nivel del mar, sugiere una transición entre termodinámica de aire seco y aire húmedo que tiene lugar a las 12Z alrededor de los 349 msnm. Es decir, el ascenso hasta condiciones en saturación es de aproximadamente 350 m. Los datos de la radiosonda de la ciudad capital, la cual es lanzada desde los 2.600 msnm, sugieren una transición a las 12Z alrededor de los 2.702 msnm, razón por la cual el ascenso hasta condiciones en saturación es ligeramente mayor a los 100 m. La topografía juega un papel significativo en la distribución altitudinal del Nivel de Condensación por Elevación (LCL, por sus siglas en inglés).
Ahora bien, aún más importante es el comportamiento en el largo plazo exhibido por los LCL medios anuales a las 12Z de las radiosondas estudiadas. Ambas muestran comportamientos dependientes de los cambios en los regímenes del Océano Pacífico tropical (de más condiciones La Niña a más condiciones El Niño en el año 1976, y de más condiciones El Niño a más condiciones La Niña a principios de la década anterior). En el período comprendido entre mediados de la década de los 70s y principios de la década anterior, el LCL medio anual a las 12Z de ambas radiosondas muestra una tendencia hacia niveles más bajos, y a partir de ese momento una tendencia hacia niveles más altos. En el largo plazo, sin embargo, los LCLs muestran tendencias lineales de +3,7 mb/década (R2=0,446) para el caso de la radiosonda 80001 San Andrés, y de +3.0 mb/década (R2=0,311) para el caso de la radiosonda 80222 Bogotá. En otras palabras (asumiendo una tendencia lineal), el Nivel de Condensación por Elevación medio anual en San Andrés a las 12Z ha incrementado de 957 mb en la década de los 70s, a 973 mb a finales del 2016 (i.e. 16 mb en 43 años). En la ciudad de Bogotá, el LCL medio anual a las 12Z ha incrementado de 725 mb en la década de los 70s, a 738 mb a finales del 2016 (i.e. 13 mb en 43 años). Esto podría estar sugiriendo que, en las horas de la mañana están prevaleciendo aún más (y posiblemente seguirán prevaleciendo más) las condiciones de estabilidad. Bajo este escenario, los movimientos ascendentes de humedad debido a procesos diurnos de ascenso termodinámico podrían presentarse con menor frecuencia, pero en el caso de presentarse ellos deberían ocurrir con una mayor intensidad.
Aunque detrás de este proceso hay comportamientos regionales, resulta particularmente importante analizar condiciones locales específicas. Estudios previos adelantados en ecosistemas de montaña de los Andes centrales (Cuevas-Moreno, 2015; Universidad EIA – Isagen S.A. E.S.P., 2016; Ruiz- Carrascal et al., 2017) sugieren que, bajo condiciones medias trimestrales multianuales y teniendo como base los registros meteorológicos históricos disponibles (ground-truth), el LCL en el flanco occidental del macizo volcánico Ruiz-Tolima podría alcanzar los 2.140 y 2.190 m sobre el nivel del mar en los trimestres húmedo (Septiembre-Octubre-Noviembre) y seco (Diciembre-Enero-Febrero), respectivamente. Es decir, en condiciones actuales, la fluctuación intranual del LCL (promedio de todas las horas del día) alcanza los 50 m en la vertical.
Los análisis de condiciones de estabilidad atmosférica a lo largo de la Cordillera de los Andes, los cuales utilizaron resultados de simulación retrospectivos de modelos de circulación global (Ruiz, 2013), sugieren que, para las latitudes de interés, el LCL medio anual (promedio de todas las horas del día) ha ascendido desde 1950 a una tasa de 1,1 a 1,4 mb por década, estadísticamente significativa a un nivel de confiabilidad del 95%. Análisis más recientes basados en el procesamiento de datos locales (ground-truth) sugieren que, en el largo plazo (período histórico 1960-2015) la altura del LCL en el trimestre Septiembre-Octubre-Noviembre ha cambiado a una tasa, estadísticamente significativa a un
Figura 1. Histogramas de frecuencia de ocurrencia del Nivel de Condensación por Elevación (LCL, por sus siglas en inglés) y del Nivel de Convección Libre (LFC, por sus siglas en inglés), de acuerdo con la información registrada por las radiosondas 80001 San Andrés (z0 msnm) y 80222 Bogotá (z2.600 msnm), a 12Z, en los períodos históricos [dd/mm/ aaaa] 20/01/1973-31/12/2016 y 02/01/1974-31/12/2016, respectivamente.
nivel del 5%, que excede siete veces la tasa sugerida por los resultados de simulación de modelos de circulación. Estas inferencias más recientes sugieren que la altura esperada del LCL (promedio de todas las horas del día) en la década de los 60s en el sitio experimental analizado era de alrededor de los 1.940 msnm y la esperada para el 2015 será de aproximadamente 2.440 msnm.
Señales de cambio en condiciones climáticas en los registros de estaciones meteorológicas
El Instituto de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales – IDEAM, en su ejercicio de publicación de las Comunicaciones Nacionales a la Convención Marco de las Naciones Unidas sobre Cambio Climático – UNFCCC (ver publicaciones recientes: Mayorga et al., 2011; IDEAM et al., 2012; IDEAM et al.,
2015), ha venido procesando los registros de estaciones meteorológicas que proveen información de precipitación puntual y que cuentan con un período instrumental común extenso. Dado que algunas estaciones tienen datos faltantes en más del 15% del número total de días requeridos para el análisis, la nube de puntos de estaciones disponibles en la región Andina es de 408 (ver panel izquierdo en figura 2).
El IDEAM también ha procesado los registros de estaciones meteorológicas que proveen información de temperatura del aire cerca de la superficie, y que al igual que el caso de láminas de precipitación, cuentan con un período instrumental común extenso. Dado que algunas estaciones tienen datos faltantes en más del 30% del número total de días requeridos para el análisis, la nube de puntos de estaciones disponibles en la región Andina se reduce a 92 (ver panel derecho en figura 2). Solo 191 estaciones del total de 408 que registran pluviosidad, permitirían analizar el comportamiento en el largo plazo de la precipitación en el rango altitudinal [1.000-3.500 msnm] correspondiente al cinturón donde se encuentra aproximadamente toda la extensión altitudinal del Bosque Andino. Por su parte, tan solo 52 estaciones del total de 92 que registran temperatura media, permitirían analizar el comportamiento en el largo plazo de esta variable climática en el Bosque Andino (La ubicación espacial de las estaciones mencionadas se presenta en la figura 3).
Las variables asociadas a lámina de precipitación que se procesan normalmente incluyen: el número de días al año con lámina de pluviosidad que excede el umbral de 1 mm/día (días húmedos), el máximo número de días húmedos consecutivos (o racha húmeda), el máximo número de días secos consecutivos (o racha seca), la lámina total anual, la lámina de precipitación diaria máxima anual, y el número de eventos que exceden el percentil 95° de precipitación diaria o que caen en forma de lluvia intensa, excediendo los 100 mm/día (ver Ruiz-Carrascal, 2016).
Para el análisis de estrés hídrico de los Bosques Andinos es de particular interés el máximo número de días secos consecutivos, la lámina total anual y la lámina de precipitación diaria máxima anual. Aunque