COLEGIO DE POSTGRADUADOS •••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••• InstItucIón de Ensenanza e InveStlgaclOn en Ciencias Agrícolas Instituto de Recursos Naturales Centro de Edafología Montecillo, México DINAMICA DE SALES CON SIIVIULACION DE LLUVIA EN SUELOS SALINOS DEL NORTE ARIDO DE IVIEXICO VICTOR MANUEL REYES GOMEZ T E S 1 S PRESENTADA COMO REQUISITO PARCIAL PARA OBTENER EL GRADO DE MAESTRO EN CIENCIAS ESPECIALIDAD EN EDAFOLOGIA Montecillo México 1998
159
Embed
Dinamica de sales con simulacion de lluvia en suelos ...horizon.documentation.ird.fr/exl-doc/pleins_textes/divers15-10/... · fmanciero de la investigación que me permitió realizar
This document is posted to help you gain knowledge. Please leave a comment to let me know what you think about it! Share it to your friends and learn new things together.
Transcript
COLEGIO DE POSTGRADUADOS••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••••
InstItucIón de Ensenanza e InveStlgaclOnen Ciencias Agrícolas
Instituto de Recursos NaturalesCentro de EdafologíaMontecillo, México
DINAMICA DE SALES CON SIIVIULACION DELLUVIA EN SUELOS SALINOS DEL NORTE ARIDO
DE IVIEXICO
VICTOR MANUEL REYES GOMEZ
T E S 1 SPRESENTADA COMO REQUISITOPARCIAL PARA OBTENER EL GRADODE MAESTRO EN CIENCIAS
ESPECIALIDAD EN EDAFOLOGIA
Montecillo México 1998
•
COLEGIO DE POSTGRADUADOS, INSTITUTO DERECURSOS NATURALES, CENTRO DE EDAFOLOGIA,
SECCION FISICA DE SUELOS
Esta Tesis se realizó en la Sección Física de Suelos del Colegio dePostgraduados. Fue complemento del proyecto global titulado ti suelosSalinos ti dentro del convenio entre el Instituto de Ecología y el Instituto deInvestigaciones en Cooperación (Orstom).
El desarrollo de la presente investigación fue fmandado por parte de:Conacyt (Proy. ref.: 1365-T9206), Orstom, Colegio de Postgraduados y elInstituto de Ecología.
La tesis fue realizada bajo la dirección del Consejo Particular indicado, ha. .
sido aprobada por el mismo y aceptada como requisito parcial para obtenerel grado de:
MAESTRO EN CIENCIASESPECIALISTA EN EDAFOLOGIA
~.Dr. ÓL~ÜNBERGERDirector de tesis :----.....,-:;.+-----;;¡--------
A los Directivos del Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología de México (CONACYT), por suconfianza al otorgarme la beca crédito para los estudios de la Maestría, así como por el apoyofmanciero de la investigación que me permitió realizar la presente tesis (Proy. Conacyt, Ref:1365-T9206).
A los Directivos del Colegio de Postgraduados (CP) : por permitir mi superación académica comoMaestro en Ciencias, así como el apoyo financiero para los análisis de laboratorio.
A los Directivos del Instituto de Investigación Científica para el desarrollo en Cooperación,Misión México (ORSTOM) : por el apoyo académico y financiero, brindado durante el desarrollodel presente trabajo.
A los Directivos del Instituto de Ecología (IE) : por depositar su confianza en mi formaciónacadémica, así como el acceso a la reserva de Mapimí y sus facilidades en la logística requeridadurante el desarrollo de la presente tesis.
Al Dr. Benjamín Figueroa Sandoval por su orientación y asesoria en el trabajo de tesis.Al Dr. José Luis Oropeza Mota: por su asesoría en el desarrollo de la tesis y por su apoyo moral
durante mi estancia en el Colegio.Al Dr. Feliz González Cossio por sus recomendaciones en el tratamiento estadístico de datos.Al Dr. Olivier Grünberger del Orstom, por su disposición, dirección, asesoría, consejos y
paciencia durante el desarrollo del trabajo de campo y laboratorio.Al Ing. Jean Louis Janeau por su asesoría en la descripción de las costras superficiales del suelo.A los Drs. Sergio Guevara Sada, Dr. Miguel Equihua zamora, Dr. Gustavo Aguirre León, Dr. Jorge
Nocedal Moreno y Al Dr. Luis Carlos Fierro García : por su apoyo brindado durante el desarrollode la presente tesis.
Al Dr. Henri Poupon por la confianza y su apoyo durante la tesis.Al Ing. Francisco Morales por su ayuda en el manejo del paquete SAS.A los Profesores Investigadores del Colegio: Dr.José Luis Oropeza Mota; Dr. Mario Martinez
Menes, Dr. Benjamin Figueroa sandoval, Dra. Claudia Olesko, Dr. Lennon Cajuste, Dr. CarlosOrtíz, M.C. Jorge Alvarado, M.C. Donaldo Ríos, M.e. Jesus Martinez, M.C Enrique Mejía : porsu paciencia durante los cursos.
A los Biologos e Ingenieros Forestales: Raul Contreras, Miguel Castañeda, Erendira Murillo, NellyPáez, Ma. De La Luz Dávila, Adolfo Vital y Cristobal Rocha por su ayuda en la toma de datosdurante la simulación de lluvia.
Al Ing. Claudia Zamora Luna de Celulócicos Centauro de Durango por sus consejos en el diseñodel desmineralizador de agua.
Al Personal del Laboratorio de Física de suelos: Cesar, Felipe, por su apoyo desinteresado durantelos anÁlisis fisico químicos de suelos.
A mis compañeros de la Maestría: Maria Alcalá, Arturo Galviz, Julio Botella, Samuel Nieto,Arturo Lara, Jesús Rodríguez, Demetrio González, Teresa, Eduardo Balero, Reina, ArmandoContreras, José C. Patrón, Adrián Gómez, Israel Cabrera por compartir sus experiencias yconocimientos, por el apoyo moral recibido durante los estudios.
A todo el personal Administrativo y de Informática de la Sección de Física de Suelos: Salus,Maro, EIsa y José por su apoyo desinteresado durante la tesis.
A los Sres. Jase G. Olivas, Sergio Herrera, Francisco Herrera y a la Sra. Agustina por su apoyo endurante las estancias de campo.
A mis compañeros de trabajo: los Biólogos Alfredo Garza, Elias Chacón, Angeles Morales,Elizabeth Aragón y al Dr. Hector Gazden por compartir sus libros.
A todos aquellos que de una u otra forma contribuyeron en la realización de la presente tesis.
A Lucy, Carmen y Daniel con todo mi amor.
A Pepe, Don FiIi, Rosario, Doña Carmen y Ramiro con cariño.
A la Sra. Carmen, a Sandra y a Julio con afecto.
A María, Olivier, Elias , Gema, Luis, Sergio, Pepe, Catherine, Jean Louis y Norma
con amistad
CONTENIDO GENERAL
1. INTRODUCCION, _
2. REVISION DE BlliLIOGRAFIA. _2.1 Fenómenos hidrológicos. _
2.1.1 Lluvia, _2.1.2 Infiltración, _
2.1.2.1 Concepto _2.1.2.2 Ecuaciones de infiltrabilidad. _2.1.2.3 Sortividad (S), _
2.1.2.3.1 Medición. _2.1.3 Escurrimiento _
2.1.3.1 Concepto. _2.1.3.2 Ecuación del escurrimiento _
2.2 Simulación de lluvia. _2.2.1 Principios y características del simulador de lluvia. _
2.2.1.1 Descripción del aparato. _2.2.1.2 La parcela de medida, _2.2.1.3 La energía cinética de las lluvias, _2.2.1.4 Experimentos con lluvia simulada. _2.2.1.5 Fonna de lluvias _2.2.1.6 Dispositivo experimental _
2.2.2 Las variables hidrodinámicas medidas con lluvias simuladas'---2.2.2.1 Fases observadas con lluvia simulada _2.2.2.2 Variables características de infiltración. _2.2.2.3 Intensidad límite de escurrimiento _2.2.2.4 Validación de las medidas con lluvia simu1ada, _
2.3 Sales en el sue1o _2.3.1 Origen de las sales, _2.3.2 Sales solubles en sue1os, _2.3.3 Solubilidad de las sales. _2.3.4 Minerales más representados en suelos salinos, _
2.3.5.4 La simulación de concentración ionica de una salmuera'---2.3.6 Dinámica de solutos. _2.3.7 Salinidad y alcalinidad del suelo, _
2.4 Análisis multivariado, _2.4.1 Análisis de conglomerados (AC), _2.4.2 Componentes principales (CP) _
2.5 Análisis de regresión simple, _2.6 Análisis de regresión múltiple _2.7 Conclusiones de la revisión bibliográfica. _
3.0BJETIVOS, _
4. DESCRIPCION DEL AREA DE ESTUDIO _4.1 Localización'-- _4.2 Clima, _
4.2.1 Precipitaciones, _4.2.2 Radiación y temperatura'-- _4.2.3 Humedad del aire _4.2.4 Evaporación, _
4.3 Geomorfología del paisaje, _4.4 Suelos _4.5 Hidrología'-- _4.6 Geología y vegetación'-- _
4.6.1 Zona de caliza _4.6.2 Zona Central _4.6.3 Zona de depósitos arenosos _4.6.4 Zona de dunas _4.6.5 Zona de playa'-- _4.6.6 Zona oeste, _4.6.7 Zona de meseta de basalto, _
4.7 Uso del suelo, _4.7.1 Ganadería extensiva, _4.7.2 La agricultura, _4.7.3 Extracción de sal, _4.7.4 Extracción de candelilla (Euphorbia anthisyphilitica), _
5. MATERIALES Y METODOS. _5.1 Superficie del suelo _5.2 Parcelas de simulación de l1uvia, _5.3 Simulación de l1uvias, _
5.3.1 Experimento 1 _5.3.2 Experimento 2, _5.3.3 Tratamiento de agua para la simulación de l1uvia, _
5.4 Muestreo del agua de escurrimiento. _
II
33343536383842464748
50
5252525353545454565758595959596060606060616162
6363656666666767
5.5 Caracterización hidrodinámica del suelo 695.5.1 Calculo de sortividad 69
5.6 Caracterización química del escurrimiento 705.7 Análisis estadístico de resultados 70
5.7.1 Análisis de conglomerados (AC) 705.7.2 Componentes principales (CP) 705.7.3 Modelos de regresión lineal (RL) 715.7.4 Modelos de regresión múltiple (RM) 71
6. RESULTADOS 736.1 Superficie del suelo 736.2 Reorganizaciones superficiales 73
6.2.1 Costra de decantación 746.2.2 Costra de erosión 756.2.3 Costras salina y de yeso consolidado 75
6.3 Caracterización hidrodinámica 786.4 Análisis general del comportamiento químico e hidrodinámico 79
6.4.1 Análisis de conglomerados (AC) 796.4.2 Componentes principales (CP) 84
6.5 Variables características de las propiedades hidrodinámicas 876.5.1 Coeficiente de infiltración 87
6.5.1.1 Infiltración en costra de decantación 876.5.1.2 Infiltración en costra de erosión 906.5.1.3 Infiltración en costras salina y de yeso consolidado 93
6.6 Intensidad máxima de escurrimiento 956.7 Tiempo inicial del escurrimiento (ti) 986.8 Análisis de sortividad 1016.9 Equilibrio químico del suelo y el escurrimiento 1036.1 OVariables características de las propiedades químicas del escurrimiento_ 105
6.10.1 Flujos carbonatados 1056.10.2 Flujos sulfatados 1066.10.3 Flujos de cloruros 1066.10.4 Geografia de carbonatos 1076.10.5 Geografia de sulfatos 1086.10.6 Geografia de cloruros 109
6.11 Indices de saturación del escurrimiento 1106.11.1 Saturación con Yeso 1116.11.2 Saturación con Calcita 1126.11.3 Saturación con Halita 113
7. CONCLUSIONES 115
8. LITERATURA CITADA 119
8. APENDICES 124
III
INDICE DE FIGURAS
Número Contenido Página
1 Evolución de la velocidad de infiltración, según el tiempo 5
2 Flujo de agua a través de una columna vertical de suelo saturado 8
3 Diagrama esquemático del simulador de lluvia utilizado en el presente trabajo 14
4 Hidrograma de escurrimiento para una lluvia simulada 18
5 Relaciones Lr(Pu), Rx(i), Fn(i) en una lluvia simulada 22
6 Relaciones Lr(Pu,IK) para una parcela de Africa 22
7 Intensidad de Infiltración en suelo seco y húmedo 24
8 Validación de lluvias simuladas 25
9 Ilustración del método de aglomerado combinatorial de cinco unidades 39
10 Estrategia para la dualidad en componentes principales 44
11 Ubicación geográfica de la reserva de la biosfera de Mapimí 52
12 Variación mensual de precipitación en la reserva de la biosfera de Mapimí 53
13 Variación de la temperatura en la reserva de la biosfera de Mapimí 54
14 Unidades deomorfológicas de la zona de estudio 55
15 Carta edafológica de la zona de estudio 56
16 Hidrología de la zona denominada como reserva de Mapimí 58
17 División geoecológica de la reserva de Mapimí 58
18 Diagrama de flujo para costras superficiales de zonas áridas 64
19 Ubicación geográfica de las parcelas de simulación de lluvia 65
20 Diagrama esquemático del desmineralizador de agua adaptado al simulador de
lluvia 68
21 Ilustración de la experimentación en campo de la simulación de lluvia 68
22 Determinación de la porción de infiltración correspondiente a la sortividad 69
23 Porcentaje de elementos superficiales del suelo de playa 73
24 Diagrama esquemático de una costra de decantación 74
25 Diagrama esquemático de una costra de erosión 75
26 Diagrama esquemático de una costra salina y de yeso consolidado 76
27 Porcentaje de costras superficiales en playa 77
28 Hidrogramas de escurrimiento durante la experimentación 78
29 Dendrograma del método de aglomerado para 36 lluvias donde hubo
escurrimiento 80
30 Plano de componentes principales 1 vs 2 86
31 Y32 Aptitudes hidrodinámicas en pastizales con CV < 25% 88
IV
33 Y34 Aptitudes hidrodinámicas en lechos de ríos 89
35 Y36 Aptitudes hidrodinámicas en suelos desprovistos de vegetación 91
37y 38 Aptitudes hidrodinámicas en zonas con y sin vegetación 92
39y40 Aptitudes hidrodinámicas en zona de laguna y sobre dunas yesosas 94
41 Rectas de regresión para obtener el valor de le en régimen permanente de
escurrimiento, sobre suelo encostrado (tipo erosión y decantación con
vegetación) 97
42 Rectas de regresión para obtener el valor de le en régimen permanente de
escurrimiento, sobre suelo encostrado ( tipo decantación erosionada y salinas) 98
43 Proyección de valores estimados para el tiempo de inicio de escurrimiento 101
44 Evolución de la concentración en escurrimiento que indica un flujo carbonatado 105
45 Evolución de la concentración en escurrimiento que indica un flujo sulfatado 106
46 Evolución de la concentración en escurrimiento que indica un flujo con
cloruros en la parte inicial del escurrimiento 107
47 Geografia de la concentración de carbonatos disueltos en escurrimiento 108
48 Geografia de la concentración de sulfatos disueltos en escurrimiento 109
49 Geografia de la concentración de cloruros disueltos en escurrimiento 110
50 Saturación del escurrimiento por el yeso (CaS04H20) 111
51 Sobresaturación del escurrimiento por calcita (CaC03) 112
52 Subsaturación del escurrimiento por calcita (CaC03)113
53 113Saturación del escurrimiento por Halita (NaCl)
Número decuadro
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
INDICE DE CUADROS
Contenido
Ejemplo de un experimento de simulaciones de lluvia
Composición por elementos de la corteza terrestre
Secuencia de la extracción ionica durante la meteorización de rocas
Vanación de la solubilidad del sulfato sódico
Constantes de reacción y precipitación de algunos minerales
Valores de al, al, J} en análisis de conglomerados
Geoforrnas y superficie de suelo donde se localizan las parcelas de
simulación de lluvia
Intensidades de lluvia aplicadas en cada una de las parcelas
Determinaciones analíticas para el suelo y el agua de escurrimiento
Promedios de los resultados analíticos de las costras superficiales que
prevalecen en la playa
Análisis de conglomerados (AC)
Aglomerados y sus medias obtenidas a partir de AC
Eigenvalores de la matriz en CP
Valores obtenidos para los eigenvectores de los 5 primeros CP
Valores predichos para la intensidad máxima de escurrimiento con la
ecuación de regresión que incluye el comportarnineto hidrodinámico de la
playa
Resultados de regresiones entre intensidades de lluvia y escurrimiento
Predicción del tiempo de inicio de escurrimiento
Resultados de sortividad (S), mediante la relación Li(t l /2)
Relación entre Ss y Sd
Concentración media de aniones solubles en el suelo y el escurrimiento
VI
Página
17
26
26
29
32
40
66
67
72
77
79
80
84
84
95
96
100
102
104
104
RESUMEN
Sobre 11 suelos representativos del norte árido de México, en la reserva de la
biosfera de Mapimí se aplicaron dos experimentos con simulación de lluvia: a) uno a una
intensidad constante durante un mínimo de 60 minutos bajo régimen permanente de
escurrimiento y, b) otro con una intensidad seriada (60 mm a 14 mm.h- l; 20 mm a 45
rnm.h-1; y 10 mm a 112 rnm.h- l
). Las variables medidas para las propiedades
hidrodinámicas del suelo fueron: la intensidad de lluvia aplicada, el volumen de
escurrimiento e infiltración, el tiempo de duración del régimen permanente de
escurrimiento y de la lluvia. Para caracterizar el comportamiento químico químico de los
suelos se midió la concentración iónica de sales solubles dentro del escurrimiento y la
concentración máxima de sales solubles en los primeros centímetros del suelo. La
interpretación de los resultados se basó en un análisis de conglomerados y de componentes
principales mediante el paquete estadístico SAS. Las propiedades hidrodinámicas reflejaron
una lata capacidad de infiltración para los suelos de pastizal con coberturas de vegetación
mayor al 10%. Lo opuesto sucede en los sitios donde el suelo esta desprovisto de
vegetación, ya que los resultados indican que son suelos muy aptos para el escurrimiento.
La calidad química del escurrimiento se presentó según tres flujos preferenciales: 1)
escurrimientos carbonatados sobre suelos generalmente cubiertos con costras de erosión o
decantación; 2) flujos sulfatados sobre suelos de dunas yesosas y lechos de ríos cercanos al
fondo de laguna donde el manto acuífero aflora a los 100 cm, o bien en sitios cercanos a los
pies de montes y cerros de origen basáltico.
DINAMICA DE SALES CON SIMULACION DE LLUVIA EN SUELOS SALINOSDEL NORTE ARIDO DE MEXICO
1. INTRODUCCION
La presencia de altos contenidos de sales solubles en suelos de regiones áridas es un
problema, ya que la precipitación es insuficiente para movilizar cualquiera de las sales
acumuladas. Estas sales se disocian en la presencia de agua, posteriormente con la evaporación
del agua superficial se origina un desplazamiento de iones a las capas superficiales del suelo
donde se forman costras salinas, o bien una alta depositación de sales en horizontes superiores
o medios de estos suelos, salinizándolos, 10 que reduce el aprovechamiento del agua por las
plantas, debido esencialmente a su alto contenido de iones en solución (Teuscher y Alder,
1984; Schwab el al., 1990).
A los suelos salinos es común encontrarlos en regiones áridas y en antiguos lagos
desecados formando núcleos pequeños de suelos negros o castaños. La cuenca de la Laguna de
Palomas es un ejemplo donde existe gran extensión de esos suelos salinos. La laguna se sitúa
al suroeste del bolsón de Mapimí incluido en la zona denominada como Desierto
Chihuahuense del altiplano Mexicano. Dicha cuenca es de tipo endorreico y su área de
captación es de 18 800 km2 extendiéndose en su mayor parte dentro del estado de Durango
(Tamayo, 1982). La parte plana y baja de la cuenca de la Laguna de Palomas está representada
por playas dentro de la geomorfología general. Las playas de la reserva de Mapimí representan
una extensión del 24 % del suelo que ahí se encuentra (Grünberger el al., 1992).
Los suelos salinos o de álcali blanco se caracterizan principalmente por un exceso de
cloruros y sulfatos de sodio. Generalmente se presentan en todos los sitios donde el nivel
freático queda cerca de la superficie, como en las riveras de ríos, lagos y los bajíos de
depresiones sin salida para el agua. Como es de suponerse la vegetación de los suelos salinos
es escasa, con manchones donde existe menor concentración salina, y se encuentra formada
por plantas halófilas resistentes al salitre (Tamayo, 1982).
El escurrimiento superficial es uno de los medios de transporte de solutos que influyen
en la salinización del suelo. La disolución de las sales del suelo, forman salmueras
concentradas que intervienen en la mineralización del paisaje. Los procesos hidrodinámicos
como la lluvia, infiltración y evaporación también son factores que intervienen en la
salinización de suelos localizados en partes bajas de cuencas cerradas. Los procesos
involucrados en la disolución de solutos, actualmente son tratados por estudios
complementarios desde el punto de vista de la fisica y química del suelo. Una mejor
apreciación de la dinámica ambiental y las interacciones del agua y solutos en el suelo es
esencial desde varios puntos de vista: para evitar la salinización del suelo que puede
degradarse volviéndose improductivo; para mejorar la fertilización del suelo mediante el
control de nutrimentos en la zona de raíces; para entender como se presenta el fenómeno de
mineralización superficial del suelo al nivel de cuencas, así como la prevención de
alcalinización. Tal entendimiento ayuda en la optimización del manejo del medio ambiente. Al
determinar la concentración de solutos en flujos superficiales, se podrá conocer el origen y
migración de ellos cuando hay escurrimiento, así como la influencia en la mineralización del
suelo superficial. Las distintas concentraciones de agua de escurrimiento le confieren cierto
nivel químico para su aprovechamiento. Los niveles de concentración de solutos explican la
dinámica de sales en un paisaje dado.
El escurrimiento ocasionado por la lluvia natural no resulta fácil de estudiar desde el
punto de vista de la evolución del contenido de sales durante el evento mismo.·Además por el
alto costo de lo que resultaría realizar investigaciones que aclaren la dinámica de sales en
grandes extensiones de suelo, como el ambiente playa de la reserva de Mapimí, se requiere del
establecimiento de metodologías mas prácticas y menos costosas. Con el uso del simulador de
lluvia y el control químico de los flujos, se plantea como esencia de la presente investigación
conocer las relaciones lluvia-escurrimiento-transporte de solutos sobre suelos con problemas
de salinidad, en una región representativa del norte árido de México.
2
2. REVISION DE BIBLIOGRAFIA
Antes de la era cristiana, ya se conocían algunos fenómenos de disolución e
intercambio iónico en suelos. Los abonos orgánicos y la adición de cal para mejorar la calidad
del suelo, no era otra cosa mas que la agregación de componentes al mismo, que la lluvia y
riegos podían disolver y que posteriormente mediante intercambio iónico serían utilizados por
las plantas al inicio del ciclo de cultivos, decreciendo esta propiedad con el inadecuado manejo
y cantidad de cultivos, aunque no se conocían claramente estas reacciones y fenómenos.
Después del declive de Roma, el aporte a la agricultura fue pobre. Desde el siglo XIII en
adelante las ciencias afmes al suelo se preocuparon por este recurso para optimizar su uso
(Tisdale y Nelson, 1970).
La lisimetría para medir el movimiento de la solución del suelo data de fmales del siglo
xvn (Flores, 1987). El estudio del movimiento de sales en solución sobre la superficie del
suelo en agua de escurrimiento ha sido contemplado sobre todo en aspectos de calidad química
de agua para riegos agrícolas, pero en zonas áridas el escurrimiento superficial no se ha
estudiado para conocer su influencia en la distribución y adquisición de minerales que son
fenómenos que intervienen en la funcionalidad de esos ecosistemas. Existen numerosos
estudios en que se ha investigado la solución del suelo desde el punto de vista de drenaje
interno, sobre todo en los suelos considerados con problemas de salinidad. También en otras
investigaciones se han abordado temas sobre calidad y contaminación de mantos acuíferos.
2.1 Fenómenos hidrológicos
Los estudios actuales que involucran los fenómenos hidrológicos concernientes a un
cuerpo fisico denominado como cuenca hidrológica, tienen que abarcar los diferentes
componentes del ciclo hidrológico que se presenta dentro de esa cuenca. El estudio de todos
los componentes de ese ciclo son referidos al entendimiento de como se lleva a cabo el flujo
del agua desde que se presenta como lluvia, después como escurrimiento e infiltración y
posteriormente en forma de vapor. Finalmente explicar como cada uno de estos fenómenos
influyen sobre la funcionalidad del ecosistema llamado cuenca.
2.1.1 Lluvia
Los estudios metereológicos desde el punto de vista de la pluviometría son comunes y
esenciales para conocer: su erosividad sobre el suelo, distribución en el espacio y su
variabilidad en el tiempo, así como su influencia en la contaminación de suelos y mantos
acuíferos.
En zonas áridas como la reserva de Mapimí, Delhoume (1995) estudió durante seis
años la distribución espacial de la lluvia y demostró que la altura precipitada puede variar en
3
distancias de 1 a 2 km, por ejemplo encontró que la lluvia del 29 de julio de 1988 varió de 41
mm hasta 3 mm en una distancia de 6 km.
Los efectos de erosividad de la lluvia en la zona de reserva al nivel de cerros, bajadas y
transición bajada-playa fueron estudiados por Viramontes (1992). El autor comprobó que el
suelo perdido por la acción hídrica se presentó en el orden de: 0.0013 a 0.752 ton ha-1 en la
zona de mayor relieve donde los suelos son Litosoles de fonna estratificada e inversa a la
pendiente; de 0.492 a 1.85 ton ha- 1 en zonas de pie de monte donde los suelos dominantes son
de tipo Regosol; de 0.32 a 0.437 ton ha-1 en zonas de bajadas donde aun dominan los
Regosoles pero se presentan los Xerosoles y Yennosoles; pérdidas de 1.11 a 1.494 ton ha-1 en
zonas de bajada inferior. Viramontes concluye que las diferencias encontradas se deben al tipo
de suelo, pendiente, cobertura de vegetación e intensidad de lluvia.
El agua presente en el suelo y sus constituyentes de la fase líquida hacen que el
agua no sea químicamente pura. El agua se supone destilada y esencialmente pura, pero al
condensarse en nubes y descender en fonna de lluvia a través de la atmósfera, generalmente se
disuelve con gases atmosféricos tales como bióxido de carbono y oxígeno, después con los
gases industriales como óxidos de azufre y nitrógeno. También a lo largo de la costa la brisa
acarrea cantidades importantes de sal. El agua de irrigación, generalmente obtenida de
reservorios superficiales o subterráneos, con frecuencia contiene cantidades significativas de
sales disueltas; fmalmente, durante su residencia en el suelo, el agua infiltrada tiende a
disolverse con solutos adicionales, en su mayoría sales electrolíticas.
Grünberger y Janeau (1997), realizaron un estudio en la zona de playa (de la reserva de
Mapimí) para conocer la calidad química del agua de lluvia durante un año. Instalaron
dispositivos a lo largo y ancho de la zona donde colectaron las muestras de agua de lluvia de
los eventos ocurridos durante 1992 y 1993, detenninaron la concentración de solutos para cada
evento y encontraron que los iones de mayor concentración fueron los cloruros con un valor
medio de 1.3 meq L_l en el año 1993.
2.1.2 InfiltraciónCuando el agua es suministrada a la superficie del suelo, ya sea por precipitación o
irrigación, parte del agua penetra la superficie y es absorbida dentro del suelo, después de un
tiempo puede ya no penetrar más, pero en cambio se acumula en la superficie o fluye sobre
ella. El agua que ha penetrado, más tarde se divide en la que retorna a la atmósfera por
evapotranspiración y la que se percola como drenaje profundo, ésta última agua puede emerger
como arroyos y el resto recargar los reservorios de agua subterránea (Hillel, 1980b).
2.1.2.1 Concepto de infiltración
4
Infiltración es el ténnino aplicado a los procesos de entrada del agua al suelo. La
velocidad de estos procesos, es relativa a la velocidad de la adición del agua, detenninada por
el gasto de agua, en la zona radicular, y algunas veces al gasto de zonas más profundas. Por 10
tanto la velocidad de infiltración afecta no solo la economía del agua en comunidades
vegetales, sino también, la cantidad del escurrimiento superficial, 10 cual aumenta el peligro de
que se erosione el suelo.
Donde la velocidad de infiltración se ve limitada, las plantas no pueden tener suficiente
humedad por un tiempo prolongado y la erosión aumenta. El conocimiento de los procesos de
infiltración y la fonna en que son afectadas las propiedades del suelo y las condiciones
transitorias y el modo del suministro de agua, es por 10 tanto un prerequisito para un eficiente
uso del suelo y el agua.
Si rociamos agua sobre la superficie del suelo constantemente y aumentando la
velocidad, tarde o temprano el creciente suministro del agua excederá los limites de la
velocidad de absorción del suelo, los excesos se acumularán en la superficie del suelo (Figura
1).
Ks
Intensidad de lluvia o riego
Tiempo
Figura 1. Evolución de la velocidad de infiltración, según el
tiempo (Tomada de Hillel, 1980b).
La velocidad de infiltración esta definida como el volumen de agua que fluye dentro
del perfil por la unidad de área de superficie del suelo. Este flujo, expresado con unidades de
velocidad, también se le puede llamar "coeficiente de infiltración". Para la condición especial
en donde la velocidad de la lluvia exceda la habilidad del suelo para absorber el agua, la
5
infiltración se lleva a cabo a llila máxima velocidad, a la cual Horton llamó "la capacidad de
infiltración" del suelo (Hillel, 1980a).
Más recientemente Hillel propuso el término de "infiltrabilidad" para designar el flujo
de agua resultante de la infiltración del agua , a presión atmosférica. Esta singular palabra evita
la contrariedad del término de capacidad de infiltración, permitiendo el uso del termino de
velocidad de infiltración en el sentido literal para representar el flujo superficial en cualquier
circllilstancia (Hillel, 1980a).
La infiltrabilidad del suelo depende de los siguientes factores:
(1) Tiempo de duración de la lluvia o irrigación. Al inicio, la velocidad de infiltración es
relativamente alta, tiende a decrecer y eventualmente se toma casi constante. Esto es muy
característico de cualquier perfil
(2) Contenido inicial de la humedad del suelo. Conforme el contenido inicial de humedad es
mayor la infiltrabilidad inicial del suelo disminuye, debido a que existe llil gradiente de
succión menor. Independientemente de la rapidez del descenso al fmal se logra llila velocidad
constante, la cual es independiente del contenido inicial del suelo.
(3) Conductividad hidráulica. Cuando la conductividad hidráulica a saturación del suelo es
de valores muy altos, el suelo refleja llila elevada infiltrabilidad y viceversa.
(4) Condiciones de la superficie del suelo. Cuando la superficie del suelo es muy porosa y de
estructura "abierta" la infiltrabilidad inicial es muy alta, siempre que el suelo tenga
lliliformidad en todo el perfil. La infiltrabilidad final (constante) puede cambiar si el suelo
subyacente de las capas superiores presenta diferencias estructurales. Por otra parte, cuando la
superficie del suelo está compactada y el perfil esta cubierto por llila costra de baja
conductividad la velocidad de infiltración es mucho más baja que llil suelo sin costras. La
costra superficial actúa como llila barrera hidráulica, impidiendo la infiltración. Este efecto se
ve aumentado con costras gruesas y densas, reduciendo la infiltrabilidad inicial y
eventualmente la infiltrabilidad estable (fmal). El encostramiento esta influenciado por el
golpeteo de las gotas de lluvia, lo cual puede ser reducido con el "mulch" y los residuos
vegetales, minimizando el sellamiento superficial del suelo.
(5) Estratificación del perfil. La presencia de capas de diferente estructura producen
diferentes velocidades de infiltración del agua en el suelo.
Los estudios sobre este fenómeno hidrológico se basan en la infiltración vertical y
llilidimensional (Kostiakov, Horton, de Green y Ampt). La mayoría de estos experimentos se
lleva a cabo dentro de columnas de suelo infmitamente profundas (longitud z) con llil
contenido inicial de humedad W¡, cuando la superficie es encharcada instantáneamente y
mantenida a saturación volumétrica Wo' Una de esas suposiciones en la derivación del modelo
Green y Ampt es la existencia de llil frente de humedad defmido entre el suelo como W¡ y
6
suelo como Wo donde la conductividad hidráulica Ko es constante e igual a la conductividad a
saturación de la región de mojado. Esta condición de frontera de encharcado instantáneo de la
superficie es quizá apropiada para irrigación y modelado en problemas de drenaje, pero éste es
menos apropiado para la infiltración cuando llueve.
Al inicio de la mayoría de las lluvias, toda el agua se infiltra, pero la capacidad de
absorción del agua disminuye hasta que es menor que la intensidad de lluvia. En este punto
(llamado condición de encharcamiento), el agua libre primero aparece sobre la superficie del
suelo y en este momento inicia el escurrimiento. Los modelos de Oreen y Ampt, y de Philip no
se aplican en la fase inicial de la lluvia cuando no se ha encharcado el suelo, pero el modelo de
Main y Learson amplía la ecuación de Oreen y Ampt para describir la infiltración con lluvia
constante.
2.1.2.2 Ecuaciones de infiltrabilidad
Al considerar el movimiento del agua dentro del suelo en condiciones de encharcado,
Oreen y Ampt aplicaron la Ley de Darcy en una columna de suelo vertical (Figura 2) para
reproducir el flujo superficialj(m S-l).
f= Ko~ = Ko(L; H¡) =Ko(1+ ~¡) (Ec.2.1)
Donde:
¿jJ[ = Diferencia de presión (m)
Hf= potencial matricial (m)
L = Distancia de la superficie del suelo al frente de humedecimiento (m)
Ko = conductividad hidráulica saturada
La lámina acumulada del agua infiltrada l(m), está dada por:
1=(Wo-W¡)L=nL (Ec.2.2)
sustituyéndola en la ecuación (2.1), se tiene:
f =Ko(l + n H¡ ) (Ec. 2.3)1
si /=0 al tiempo O, entonces la forma integral de la ecuación (2.3) puede ser escrita
como:1
1= K ot - Aln(l + - )A
(Ec.2.4)
esta es conveniente para modelar, ya que relaciona la velocidad de infiltración con la
profundidad cuando inicia este fenómeno. En la ecuación anterior lambda es:
A=(Wo- W¡)(Ho- H¡)
7
y Ho es la carga en la superficie del suelo
Figura 2. Flujo de agua a traves de una colwnna vertical de
suelo saturado (Modificado de Hillel, 1980a).
El potencial matricial medio H¡es usualmente calculado por la integración del
potencial del agua en el suelo (\11) en relación a la conductividad hidráulica (Kr), dada como:
H f = Krdlf/ (Ec.2.5)
en esta ecuación el límite superior (\Pi) de la integral es el valor inicial del potencial del
agua y el límite inferior (\fIf) es el valor de ese potencial al alcanzar la saturación (m).
El modelo de Philip fue la primera solución general de la ecuación diferencial que
maneja infiltración vertical en función del tiempo [l(t)]. Su solución cuasi analítica es una
serie potencial con la forma:
f(t) =S¡(~ +S2t~ + Snt~ + Kit (Ec.2.6)
en la que los coeficientes S2' S3' ..... So son calculados a partir de la conductividad hidráulica
K (m S-I) y de la difusividad del agua D(m2 S-I) como funciones del contenido de humedad y
K¡ es la conductividad hidráulica no saturada en W;. El primer término de la ecuación describe
la entrada horizontal del agua en el suelo con las mismas condiciones de frontera (por ejemplo,
una columna infmita a W;, cuando la superficie es encharcada instantáneamente y mantenida
como Wo), pero sin el factor gravedad. Los otros términos son consecuencia del campo
8
(Ec.2.9)
(Ec.2.10)
gravitacional. Por práctica, la serie de términos de la ecuación, dada por intervalos de tiempo
infmitamente pequeños, generalmente se reduce a dos parámetros:
I(t) = S t Ji + A t (Ec.2.7)
en las ecuaciones 81 o 8 es la sortividad, que describe la absorción inicial por los suelos como
resultado del mismo gradiente de potencial matricial, A es una constante. Para tiempos largos,
la diferencia de las ecuaciones es que no convergen para la linea asintota.
En un intento de ampliar la validez de los parámetros del modelo Philip para tiempos
largos, Youngs (1982) ha tomado A = K o' aunque han tenido únicamente éxitos parciales.
Análisis recientes y rigurosos muestran que los parámetros Ko en el modelo de Green y Ampt
y la 8 y A del modelo Philip dependen del tiempo. En consecuencia, las ecuaciones pueden
dar resultados erróneos si se usa extrapolación a otros sitios o para períodos de tiempo lejanos
a los considerados como válidos.
Philip (1969) afirma que no necesariamente A = K o' particularmente en tiempos
pequeños e intermedio. Sin embargo, en tiempos largos (para los cuales la serie infmita de
valores no converge) es posible de representar la infiltración con la conductividad hidráulica
como sIgue:
1= S(Ji + Kt (Ec.2.8)
donde K es la conductividad hidráulica de las capas superiores del suelo (la zona de
transmisión), la cual en un suelo uniforme y encharcado es muy parecida a la conductividad
hidráulica K s.
En términos de infiltración horizontal, la sortividad puede estar defmida, de acuerdo a
Philip (1969), como:
I -JiS = 1/ =I( 2
t12
Así mismo, la sortividad en flujos verticales, puede estar defmida, de acuerdo a Philip
(1969) como:1- Kt -1/
S = ~ = (1- Kt) ( /2t 1
2
2.1.2.3 Sortividad (S)
El término de sortividad fue introducido por Philip (1957) en su conocida Ecuación de
infiltración de dos términos. La sortividad es una medición del movimiento de agua sin efecto
gravitacional, esto es esencialmente una propiedad del medio con alguna remembranza a
permeabilidad.
9
De acuerdo a la Ecuación de Philip, este coeficiente es uno de los parámetros más
importantes del suelo que gobiernan la primera porción de la infiltración (Chong y Oreen,
1983 en Lupercio H., 1991).
El concepto de sortividad medida en campo es muy útil en estudios hidrológicos.
Caracterizando su variabilidad espacial por tipo de suelo en las cuencas, se tendrá un punto de
partida para el uso de métodos de medición de S que sean simples y económicos. Eso hace
posible el muestreo intensivo que se requiere (Chong y Oreen, 1983 en Lupercio H., 1991).
2.1.2.3.1 Medición de la sortividad
De los métodos para medir la S que se reportan en la literatura, solo se abordará el
método de infiltración con tasa de lluvia constante.
(Mein y Larson 1971; Parlange y Smith 1976; Kutilek 1980; citados por Chong y
Green 1983) expresaron el tiempo de inicio de escurrimiento en ténninos de S(8), intensidad
de lluvia, Ks o A(8) de la serie potencial de Philip. Esa Ecuación se puede ordenar para
calcular S midiendo las demás variables en campo.
A pesar de que otros métodos estudian el fenómeno de sortividad de una fonna más
práctica (infiltración saturada con infiltrómetro de doble cilindro; infiltración insaturada;
método numérico; perfil instantáneo, etc.) el simulador de lluvias que se utiliza en el presente
estudio ya ha sido utilizado por algunos investigadores para el estudio de propiedades
hidrológicas del suelo (Touma y Albergel, 1992), tales como la capacidad de infiltración
(Ahuja el al., 1976; Chong el al.,198l Youngs, 1986) y la detenninación de la variación
espacial de las propiedades del suelo (Vieira el al.,198l; Vauclin el al.,1983).
Touma y Albergel (1992) indican que la simulación de lluvia raramente es usada para
detenninar las propiedades hidraulicas in silu. Sin embargo con los datos de medición en
campo durante la experimentación de simulación de lluvia, se pueden medir las variables
necesarias para la primera porción del fenómeno de infiltración, según la Ecuación de Philip.
En el presente estudio, los datos en función del tiempo que se toman en cuenta para
expresar la sortividad son: la intensidad de lluvia (Ip) y la lámina infiltrada en la fase de
absorción máxima (Li), este ultimo momento corresponde a la primera porción de la
infiltración en la Ecuación de Philip.
Camargo H. (1983), menciona que para tiempos muy largos, la ecuación de Talsma
Parlange presenta ventajas sobre la ecuación de Philip ya que la primera elimina la necesidad
de calcular K(8) y D8). La ecuación de Talsma y Parlange esta dada por:
1/ 1 1 K 23/I=St;2+-K t+-_s t/2 (Ec.2.11)
3 s 9 S
10
(Ec.2.13)
donde 1 es la infiltración acumulada (m) correspondiente a t(s) en un suelo con una sortividad
S(m s·v.), a un contenido de humedad inicial especificado, y con una conductividad hidráulica
Ks (m S·I) a saturación. La tasa de infiltración, i, está derivada de la ecuación anterior como:
1 -~ 1 K2~
i = 2 St 2 + 3K s + SS t 2 (Ec.2.12)
Por otra parte, el modelo de Mein y Larson incluye dos etapas de infiltración,
utilizando valores de campo de la conductividad hidráulica y contenido de humedad. Ese
modelo está descrito por dos ecuaciones: la etapa 1, cuando el tiempo es menor que cuando el
suelo es encharcado:
1 _[H/Wo-W)]p - [(f7KJ-l]
En la segunda etapa, posterior al encharcamiento del suelo, la infiltración es descrita
por una ecuación idéntica a la del modelo Green y Ampt. Muchos otros modelos que varían en
complejidad matemática se han publicado alguna vez por Mein y Learson para describir la
infiltración durante las lluvias constantes y de intensidad variables.
La variabilidad espacial y temporal del modelado hidrológico, además de la
heterogeneidad de los suelos pueden hacer que las mediciones puntuales no sean
representativas de una cuenca, sin embargo, esos modelos pueden llegar a describir la
distribución espacial de los componentes hidrológicos del sistema en estudio.
2.1.3 Escurrimiento
2.1.3.1 Concepto
Cuando la velocidad de suministro de agua al suelo (por lluvia, irrigación o deshielo)
excede la velocidad de infiltración, el agua libre, conocida como exceso de agua superficial,
tiende a acumularse sobre la superficie del suelo, esta agua se colecta en depresiones
(charcos), 10 mismo que en canales. El total de esa agua almacenada por unidad de área, es
denominada como capacidad de almacenamiento superficial. Dependiendo de la irregularidad
y pendiente del terreno, será la forma en que se origine el flujo de escurrimiento superficial.
Sólo cuando los charcos y canales se desborden se dice que ha comenzado el escurrimiento. El
término de escurrimiento superficial representa la porción del agua llegada al suelo la cual no
es absorvida por el suelo ni acumulada en la superficie, pero que fluye pendiente abajo y
eventualmente puede ser colectada en cuerpos de aguas abajo (Hillel, 1980a).
2.1.3.2. Ecuación del escurrimiento
11
En una cuenca hipotética con superficie impermeable y sin pérdida, el caudal máximo
será directamente proporcional a la intensidad de la lluvia. En las cuencas naturales se cuentan
otros factores: parte de la lluvia es interceptada por la vegetación y otra se infiltra en el suelo y
una vez que éste se satura se presenta el escurrimiento (Hudson, 1982).
La manera mas sencilla de medir la escorrentía es utilizando el método racional según
la siguiente ecuación:
Q= lA (Ec.2.14)
Donde:
Q == Caudal (volumen por unidad de tiempo) (m3s- l )
1 == Intensidad del caudal (lámina por unidad de tiempo) (mm h- l )
A = Area del terreno o de la cuenca (ha, m2, cm2
)
A veces es necesario utilizar una constante dentro de esa formula para la conversión de
unidades, siempre que las variables de medición sean dadas en: 1= mm h- l; A == ha. Además en
ocasiones es necesario utilizar el coeficiente de escurrimiento C, quedando:
Q= O.0028ClA (Ec.2.15)
El coeficiente de escurrimiento (adimensional) depende de las condiciones del suelo:
topografia, vegetación, velocidad de infiltración, capacidad de retención del suelo, tipo de
drenaje, etc. Se dispone de tablas al respecto, donde los valores adimensionales de C dados
por Hudson (1982) son: 0.18 para un bosque de relieve ondulado, 0.21 para bosque de relieve
quebrado, 0.36 para pasto con relieve ondulado y 0.42 para el caso de pasto con relieve
quebrado.
2.2 Simulación de lluvia
Dentro de las metodologías para el estudio de las características hidrodinámicas del
suelo, la simulación de lluvia es una de las herramientas más utilizadas. Robinson (1979),
comenta que los simuladores de lluvia son ampliamente usados para estudios de infiltración,
escurrimiento, erosión y sedimentos en condiciones de campo. Esos estudios se basan en la
reproducción de lluvias naturales con condiciones de gotas de agua con la energía cinética muy
similar a la de una lluvia natural. Por otra parte Neff (1979), afirma que los distintos
simuladores de lluvia son diseñados y usados de acuerdo con los objetivos de la investigación
donde se utilizara. Neff, señala que los trabajos con simuladores se iniciaron cerca del año
1930 continuando a través de los cuarentas. Según Swanson (1965), el concepto de simulación
de lluvia evolucionó mucho desde los años sesenta, donde se usaban pipas de agua de 30 a 50
m3, hasta el uso actual de los minisimuladores, que permitieron la divulgación de su uso por el
hecho que manejaban cantidades de agua de 1 m3 o menos. Otras características ventajosas de
12
los actuales simuladores de lluvia son el acondicionamiento de implementos como los
controles electrónicos para la programación de eventos o para el registro de datos sobre
escurrimiento, duración de la lluvia y con los intentos actuales de acondicionar sensores
electrónicos para observar las diferentes características químicas y fisicas del flujo de
escurrimiento.
Desde el punto de vista de los edafólogos, en los estudios que se llevan a cabo con
simuladores de lluvia sobresale la importancia de las primeras capas del suelo, como interface
determinante entre infiltración y escurrimiento (Valentin, 1981; Asseline y Valentin, 1978). En
la reserva de Mapimí ya se hicieron estudios para caracterizar la hidrodinámica del suelo
utilizando el simulador de lluvia tipo aspersor del Orstom (Desconnets, 1992; Tarín, 1992 y
Reyes, 1995). Estos últimos autores encontraron que la principal hidrodinámica esta limitada a
40 cm de profundidad del suelo, así mismo concluyen que las zonas de playa y bajadas
presentan coeficientes de escurrimiento mayores del 50% con lluvias > de 40 rnm.h _l. Por
último comprobaron el efecto positivo de algunos mosaicos vegetales sobre las aptitudes de
infiltración, ya que en suelo cubierto por pasto el porcentaje de agua infiltrada puede ser más
del 50% que en zonas desnudas.
Debido a que en el presente trabajo se utilizó un simulador de lluvias tipo aspersor
(modelo Orstom), el funcionamiento y la mecánica para la caracterización hidrodinámica del
suelo se describen a continuación.
2.2.1 Principios y características del simulador de lluvia (Asseline - Deltalab,
Orstom)
El simulador de lluvia utilizado en este estudio es una versión más simplificada del tipo
Bertrand y Parr (1960). El principal perfeccionamiento fue la de proveer la posibilidad de
modificar la intensidad durante la lluvia (Asseline y Valentin, 1978).
2.2.1.1 Descripción del aparato
El simulador está constituido de un sistema de tubos fijos que forman un tronco
piramidal con cuatro metros de altura (Figura 3). Esta estructura permite la fijación de una lona
para proteger la lluvia simulada de la acción del viento.
13
Figura 3. Diagrama esquemático del simulador de lluvia tipo Aspersor
(Asseline- Deltalab, Orstom).
Un movimiento de balanceo se da por un motor y un sistema de brazo de leva que
permite variar el ángulo del balance, y modificar la superficie irrigada de suelo y la intensidad
sobre la parcela de un metro cuadrado en una gama comprendida entre 30 y 150 mm h_1• El
ensamble del mecanismo de balance es montado sobre un eje central de la parcela. Un
manómetro instalado en la cúspide de la torre, permite controlar la presión de admisión del
agua al aspersor e iniciar de forma constante.
Su funcionamiento es a partir de una fuente de energía eléctrica, la cual se obtiene de
una batería eléctrica o grupo electrógeno de 220 volts y 5 Hp (parte 10 de la Figura 3). Con
esta potencia eléctrica, una motobomba de 220 volts y 0.6 Hp (parte 5) sube el agua desde un
depósito hasta el aspersor del simulador (parte 1). Del aspersor el agua cae sobre el suelo en
forma de lluvia. La presión de la lluvia se mantiene constante, dado que el aspersor se calibró
en el laboratorio en un rango de 0.50-0.52 Bares. Los manómetros de presión (partes 3 y 4)
controlan la intensidad de lluvia: uno en la entrada y otro en la salida de agua cerca del
aspersor. La intensidad, tipo y duración de lluvia se rigen a partir de un "cerebro" electrónico
(parte 2).
14
El simulador está conformado con dos recuperadores laterales de agua que la reciclan
al depósito principal (partes 6 y 8, respectivamente). La lluvia producida se recibe en una
microparcela de simulación de lluvia (parte 9).
La ventaja de este nuevo simulador es que permite programar eventos de lluvia con
intensidad variable.
2.2.1.2 La parcela de medida
La parcela de estudio (1 m2) está limitada por un cuadro metálico enterrado dentro del
suelo aproximadamente 5 cm. La base frontal del cuadro está perforada al ras del suelo, éstos
orificios se conectan a un canal que recoge el escurrimiento, mismo que desemboca dentro de
un cubo, calibrado a partir de una elevación de un centímetro de agua dentro del cubo para una
lámina de escurrimiento de un milímetro. El cubo puede ser acondicionado con un limnígrafo
libre de rotación que permite registrar los volúmenes escurridos con excelente precisión que es
posible de apreciar en tiempos de 10 s y láminas escurridas a 0.1 mm. Este proceso se puede
realizar con medidas directas por medio de probetas y un cronómetro.
2.2.1.3 La energía cinética de las lluvias
La energía cinética de las lluvias es una de las causas principales de la reorganización
superficial del suelo (Valentin, 1978). Al realizar un estudio detallado de este problema se ha
demostrado que la energía cinética de lluvias simuladas es del mismo orden que las lluvias
naturales y que sólo en un instante las lluvias simuladas pueden ser superiores (entre 50 y 60
mmh- I).
2.2.1.4 Experimentos con lluvia simulada
Se considera que los principales factores que influyen en el escurrimiento y la
infiltración pueden ser caracterizados si se conoce la intensidad y duración de la lluvia, el tipo
de suelo con sus costras de superficie en la zona salina, el estado de humectación inicial del
suelo, la pendiente, la cobertura de vegetación (englobada dentro de la descripción superficial
del suelo) y la actividad fáunica. Los primeros experimentos con lluvias simuladas con el
aparato a que en este apartado se refiere permitieron mostrar que sobre las parcelas de un
metro de largo, la pendiente no influye sensiblemente (Casenave y Guiguem, 1978). El
dispositivo experimental y la forma de medidas permite caracterizar con el mínimo de lluvias,
el papel de cada uno de los factores susceptibles a influenciar la infiltración.
2.2.1.5 Forma de lluvias
15
Con el fm de acercarse más a los fenómenos naturales se impondrá un cierto número de
condiciones en la defmición de experimentos en cuanto a la forma y número de lluvias:
- Eventos puntuales de intensidad única,
- El tamaño de la lluvia no debe sobrepasar la altura de la lluvia diaria de la frecuencia anual o
decenal. Estas alturas son determinadas en un pluviómetro totalizador en el sitio de
medidas,
- El total de lluvias sobre una parcela no debe exceder el valor medio de la pluviometría anual,
- Los componentes intensidad-duración-frecuencia deben corresponder a los comúnmente
ocurridos en la región.
Para el total de las parcelas testigos dentro del cuadrante de estudio, los experimentos
son llevados acabo en una sucesión de lluvias simuladas anuales y decenales tomando en
cuenta los datos climáticos del área, los valores de estas lluvias cambian en función de la
posición geográfica de los sitios testigos.
En el Cuadro 1 se presenta un ejemplo de una sucesión de lluvias que componen los
diferentes eventos para una cuenca determinada. Cada parcela se somete a una sucesión de
eventos (generalmente seis), separados por los tiempos de secado variables a fm de estudiar la
influencia del estado de humectación inicial del suelo. Se sabe que hay una variación ligera a
través del tiempo; la reducción progresiva de conocimientos permite modificar los
experimentos de los eventos sobre una parcela, los que casi siempre son de la forma que en
seguida se presenta.
Cuadro 1. Ejemplo de un experimento con simulaciones de lluviaLluvia (mm) Tiempo secado (h) IK
11555555555115
2472248424
o69.827.850.218.344.5
IK = índice pluviométrico l
IIK= Indice pluviométrico utilizado cuándo no se cuenta con medidas directas de la humedad del suelo en estudio. Ese índice es calculado a
partir de láminas de lluvia y de su repartición en el tiempo. . . . . . .Para un evento dado el índice es calculado a partir del total acumulado de las llUVias anteriores, corregido en funclOn del tiempo
que separa esos eventos. En lo~ trabajos hechos actualmente el modelo adoptado es de la forma exponencial correspondiente a la siguiente
ecuación:
IK. = (IK.-l + P._¡) e-alDonde IKn =es el valor del índice pluviométrico, antes de una lluvia n; Ikn-l= valor del índice antes la lluvia n-I; Pn-l =lámina de la
lluvia n-I; t = tiempo expresado en fracción de días que hay entre el fm de la lluvia n-I y el inicio de la lluvia n; a = coeficiente de ajuste.
cuyo valor es constante = 0.5
16
Para el caso del presente estudio, el índice pluviométrico IK tendrá un valor de O,
debido a que en los sitios donde se simuló lluvia, el suelo al inicio de la experimentación
lluvia estuvo muy seco y el tiempo entre eventos siempre fue mayor a los 30 días.
2.2.1.6 Dispositivo experimental
Se debe señalar que uno de los factores principales que influyen en los resultados del
estudio con lluvias simuladas es la influencia primordial y casi exclusiva del suelo superficial
sobre la hidrodinámica superficial de todas las zonas áridas en el mundo. En la metodología a
cartografiar la superficie del suelo se deben tener en cuenta dos niveles de organización
superficial:
- La superficie elemental considerada como el suelo homogéneo en cuanto a su
comportamiento hidrodinámico.
- La costra de superficie que corresponde a una sola superficie elemental, a la yuxtaposición
o asociación de varios tipos de superficies elementales. Este concepto desarrollado más tarde
es la base de la defmición de las unidades cartográficas dentro de los límites que pueden ser
trazados a partir de los relieves del terreno y de las fotografias aéreas.
Después de medir las lluvias simuladas en cada parcela se puede observar el
comportamiento de una superficie elemental. Un sitio experimental reagrupa generalmente
varias parcelas, lo que corresponde entonces a una unidad cartográfica.
2.2.2 Las variables hidrodinámicas medidas con lluvias simuladas
2.2.2.1 Fases observadas con lluvia simulada
Después de una lluvia simulada, el registro de la curva de volúmenes escurridos y su
variación de pendiente permite calcular los momentos de escurrimiento instantáneo que
pueden ser reportados en función del tiempo para designar el hidrograma de escurrimiento
(Figura 4).
Dependiendo de la lluvia simulada, se pueden observar cuatro fases dentro del análisis
presentado por Lafforgué yNaah (1977), completado por Lafforgué y Casenave (1980).
..
17
________ _ j:scUrrimiento
o:-__~ ~__~o u ~
Tiempo (ada)
Figura 4. Hidrograma de escurrimiento para una lluvia simulada
(Tomado de Casenave y Valentin, 1989).
2.2.2.1.1 Fase de imbibición
Del inicio de la lluvia justo al tiempo ti (Figura 4), cuando el escurrimiento aún no
aparece. Esta es la fase de imbibición caracterizada por la altura de lluvia, infiltrada o
almacenada en superficie, llamada lluvia de imbibición, Pi. La infiltración es total, la
intensidad potencial de infiltración F (t), en cada punto de la parcela es superior a la intensidad
de lluvia. Los suelos se humedecen progresivamente, la capacidad de infiltración disminuye y
en ciertos puntos esa infiltración se toma inferior a la intensidad de lluvia. El agua comienza
entonces a escurrir y a reemplazar las depresiones de la parcela. Al tiempo ti los charcos se
desbordan y el agua se pone en movimiento. Con base en la fase de imbibición se tiene:
Lr = ODm=O
Pu(t) - Li(t) - S(t) = O (Ec.2.16)
Donde:
Lr (t) = lámina escurrida al instante t (mm)
Dm (t) = retención superficial movilizable al instante t (mm)
Pu (t) = Lámina de lluvia al instante t (mm)
Li (t) = lámina infiltrada al instante t (mm)
S (t) = lámina almacenada en la superficie al instante t (mm)
2.2.2.1.2 Fase de transición
Al iniciar el escurrimiento, el hidrograma toma una forma de S alargada ocasionado
por la disminución de la intensidad de infiltración. Si todos los charcos desbordan, el total de
18
la superficie de la parcela participa en el escurrimiento. La altura media de la lámina de agua
en movimiento en la superficie aumenta. Esta fase corresponde a un régimen transitorio dado
por:dDm dS
I(t)-R(t) -F(t)----=Odt dt
Donde:
1 (t) == intensidad de la lluvia al instante t (mm.h- l )
R (t) == intensidad del escurrimiento al instante t (mm.h- l )
F (t) == intensidad de infiltración al instante t (mm.h- l )
(Ec.2.17)
2.2.2.1.3 Fase de escurrimiento permanente
A partir de un tiempo tm (Figura 4), aparece un periodo de escurrimiento donde la
intensidad llega a su máximo. La intensidad de infiltración es ahora mínima. Se establece un
régimen de escurrimiento permanente. Si hay cambios de intensidad de la lluvia, este régimen
permanente varía durante un intervalo de tiempo hasta que la intensidad de escurrimiento y de
infiltración alcanzan un nuevo equilibrio. El periodo correspondiente a un nuevo régimen
permanente se puede caracterizar por:
R (t) = RxF (t) =FndDm/dt = OdS/dt = O
Cuando:
1 -Fn = ORx == intensidad máxima de escurrimiento (mm.h- l )
Fn == intensidad mínima de infiltración (mm.h- l )
2.2.2.1.4 Fase de drenado
Cuando la lluvia termina al tiempo tu, el escurrimiento decrece justo hasta el tiempo tf
o desaparece. Esta es la fase de drenado. La cantidad de agua que escurre representa la fracción
no infiltrada de la detención superficial movilizable. Esta fracción responde a la ecuación:Lr(tf) - Lr(tu) = Dm(tu) + S(tu) - S(tf) + Li(tu) - Li(tf) (Ec.2.18)
2.2.2.2 Variables características de infiltración
2.2.2.2.1 Lluvia de imbibición
19
(Ec.2.20)
Como se verá, la cantidad de agua infiltrada o acumulada en la superficie antes del
inicio del escurrimiento corresponde a la lluvia de imbibición. Este valor varía, con el estado
de humectación inicial del suelo. Dentro de esta variación se consideran dos valores de Pi, la
primera, Pis, corresponde a un suelo muy seco (pF superior a 4.2, la primera lluvia del
experimento debe simularse en el mes más seco de la estación de secas), la segunda, Pih, para
un suelo muy húmedo (prácticamente saturado, pfmuy inferior a 3) corresponde a la lluvia con
el valor mayor de IK.
2.2.2.2.2 Coeficiente de infiltración
A cada lluvia simulada corresponde una lámina infiltrada
Li =Pu- (Lr + Dr) =Pu- Lr (Ec.2.19)
Donde:
Li = lámina infiltrada durante la lluvia (mm)
Pu = altura total de la lluvia simulada (mm)
Lr = lámina escurrida durante la lluvia (mm)
Dr= detención superficial recuperable (mm) = a la fracción de lluvia de
escurrimiento medido después del fm de la lluvia
A esta lámina infiltrada corresponde un coeficiente de infiltración, expresado en
porcentaje:
ki =(Li) 100Pu
Para una parcela dada, podemos defmir un coeficiente de infiltración para el total de
lluvias:
Kl' = "(Ll') 100LJ (Ec.2.21)'LPu
Donde:
¿ Li = lámina infiltrada acumulada de las diferentes simulaciones (mm)
¿ Pu = Lámina total de la simulación aplicada (mm)
Para ser comparables, los Ki de diferentes parcelas deben ser calculados a partir de
eventos rigurosamente idénticos. No es el caso para el estudio, ya que los experimentos varían
ligeramente de un sitio a otro por tener condiciones climáticas locales en el lugar de las
simulaciones. Las variaciones son hasta cierto punto limitadas, los valores de Ki reflejan
fielmente las capacidades de infiltración de los diferentes estados de superficie. Para una
parcela dada, cada simulación permite determinar la relación entre la lámina escurrida y la
altura de lluvia (Figura 5).
20
La curva que expresa esta relación puede ser similar a una recta sin un error notable, la
parte curva, característica del déficit de saturación del suelo en inicio de lluvia es siempre
breve (Casenave, 1982). Esta relación corresponde a un estado de humedecimiento del suelo
dado, caracterizado por el valor del índice IK del inicio de la lluvia. El reporte del ensamble de
las rectas Lr (Pu), correspondiente a la serie de lluvias sobre una misma parcela, muestra que
la pendiente de estas rectas varía de acuerdo con los valores de IK. Para cada parcela existe
una relación linear entre la lámina escurrida y el índice IK:
Lr = aIK+ b(l) (Ec. 2.22)
Los coeficientes a y b de esta ecuación varían de forma lineal con la altura de la lluvia (Figura
6). Con frecuencia los puntos representativos de estas relaciones se alinean sobre dos grupos
de rectas. Cada cambio de pendiente de las relaciones a (pu) o b (pu) corresponden a los
índices pluviométricos a partir de que la influencia del factor IK decrece. Estos resultados
corroboran los de Valentin (1981) donde muestra que de una cierta cantidad de lluvia, la
intensidad de infiltración es constante e igual al valor del coeficiente de infiltración a
saturación Kst -.Jil..
1- UI14' •• •.•••• ,
IlbI:-nu I
1-110-------,: 1b-'7.! :
1 1-11
: ~:;~..; I 1_~-_~_,I ~h.5U
I 11 '."~ I ~7I I I ,I I I II I I f: I I II 1 I I
,.
'00!. 1" h_
....-"
,..
" 1" I ~I
Figura 5. Lluvia de intensidad variable; relaciones Lr(pu), Rx(i), Fn(i), tomado de
Casenave y Valentin, (1989).
21
100 Lrmm
Figura 6. Relación Lr(Pu,IK), con un ejemplo sobre una
parcela de Binnde (Africa), tomado de Casenave y Valentin
(1989).
(Ec.2.23)
lámina infiltrada dada por la ecuación (2.19),
(Ec.2.24)
Si se introducen en la ecuación (2.22), los valores a(Pu) y b(Pu), la ecuación expresa
las relaciones entre Lr, Pu e IK dada por:
Lr =APu +BIK + CPuIK+DA esta lámina escurrida corresponde una
Es esta relación la que caracteriza la aptitud de la infiltración de una superficie
elemental. Con el fm de comparar estas aptitudes para los diferentes estados de superficie, se
utilizaron los valores de KiO y Ki2ü que corresponden a los coeficientes de infiltración dados
por:
22
ParaKi = (Li) 100Pu
una lluvia de 50 mm y para los estados de humectación de suelo dado. El primer KiO
corresponde a un IK = OYes para suelos muy secos. El segundo Ki20 calculado para un IK =
20 corresponde a los suelos muy húmedos, el valor de IK = 20 es un valor muy alto para una
serie de lluvias naturales (Seguis, 1986).
2.2.2.3 Intensidad límite de escurrimiento
Igual que para una lluvia dada se obtiene una· relación Lr (Pu), un evento simulado de
varias intensidades pennite trazar las rectas Rx (l) o Fn (l) (Casenave, 1982).
Para cada parcela, los reportes de las relaciones Rx (l) corresponden a cada una de las
lluvias dadas en función de las rectas más o menos paralelas a la abcisa en el origen y estan en
función del índice IK que representa la intensidad límite de la lluvia, 1[ a la que es imposible,obtener escurrimiento. Cada recta tiene una ecuación de la fonnaRx = K(I-I¡).
Para todas las rectas de una misma parcela, lb puede expresarse en función de IK, lo
cual da una ecuación de tipo:
Rx =al + blK + e (Ec. 2.25)
que caracteriza la parcela dentro de un tipo de superficie dado.
En suelos muy secos como en la reserva de Mapimí, IK = O, convirtiendo la ecuación (2.25)
en:
Rx =al + e (Ec. 2.26)
Como conclusión sobre el escurrimiento máximo Rx, corresponde otra similar pero de
sentido opuesto sobre la intensidad mínima de infiltración Fm. Las rectas Rx (1)corresponden a las rectas Fn (1) que ocupan la primera bisectriz en el valor de 11 para un
estado de humectación del suelo dado. Para la recta Fn (1) correspondiente a un suelo más
húmedo (valor alto de IK) del evento (el experimento de lluvias es tal que para este valor de IK
se puede considerar que el suelo está muy cerca de la saturación) el valor de 11 puede ser
similar al coeficiente de infiltración a saturación. Es este valor que se tomará en este estudio
como uno de las características de hidrodinámica del suelo superficial (Figura 7).
23
Suela leca
1001,
2' I----/---+-------::~'_____+-___=.__=____+
Figura 7. Intensidad de infiltración en suelo seco y hÚInedo(Arbergel, 1987).
2.2.2.4 Validación de las medidas con lluvia simulada
La fiabilidad y fidelidad del simulador de lluvia en cuanto a la medida del
escurrimiento y de la infiltración se probaron durante el curso de un estudio sobre una cuenca
salina del norte de Cameroun en Africa (Albergel y Thebe, 1986). Las principales conclusiones
de este estudio son:
- Los escurrimientos medidos sobre tres parcelas de un mismo sitio durante dos estaciones
secas diferentes, dan una muestra estadística homogénea de la variabilidad del orden de la
precisión de medidas,
- Sobre las parcelas sin vegetación, el escurrimiento medido con lluvia simulada es equivalente
al medido con lluvias naturales y se sobre estima en los sitios cubiertos con un estrato
herbáceo importante.
- Esta sobre estimación es despreciable (inferior al 10%) para las coberturas de vegetación
típicas del Sahel, pero puede contener 30% si la cobertura de vegetación rebasa el 50% de la
superficie de la parcela (Figura 8).
24
CDbertura > so .....
111
40
30
10
10
lO 10 30
Lra(IN'Ilo),
40
Figura 8. Validación de lluvias simuladas (tomada de Thebe, 1987).
Esta disminución de escurrimiento en período de lluvias resulta de la destrucción local
de las organizaciones superficiales con el efecto de la germinación y la actividad de la
mesofauna.
25
2.3 Sales en el suelo
2.3.1 Origen de las sales
Las sales presentes en los suelos salinos proceden de la meteorización de los
minerales y rocas que constituyen la corteza terrestre (pizarro, 1985) cuya composición
donde la distancia entre el nuevo aglomerado (j,k) esta formada por lajaVa y kava unidad y,
una tercera hava unidad o grupo de unidades que pueden ser calculadas a partir de las
distancias conocidas de D(j,k), D(j,h), así mismo los parámetros al' a 2 Y ~. Por ejemplo, la
distancia entre la unidad individual 3 y el aglomerado representado por 1 y 4 (Figura 9,
Ciclo 2) esta dado por:D(I,4) = al D(I,3) + a2 D(4,3) + flD(l,4) (Ec.2.28)
39
Las diferentes estrategias de aglomerados varían únicamente en los valores de al' ~
Y ~ (Cuadro 6), los cuales son los más importantes para determinar las nuevas distancias
(más adelante se explica mejor).
Cuadro 6. Valores de parámetros para a¡,a2 y ~ de la ecuación deLance y Williams para diferenciar las estrategias de gerarquización deaglomerados. El número de unidades en los grupos de la java y kava sont(j) y t(k), respectivamente, y el número de unidades en el grupocombinado (j,k) es t(j,k)
'O 5 •'O \~ O .¡....e..---l_-I--_---+-_---+--------'_-i
~ O 20 40 60.e Duración de la lluvia (min)e
Figura 22. Determinación de la porción de infiltración correspondiente a la sortividad.
68
En todos los eventos donde se generó escurrimiento se realizó la misma operación
para estimar el momento de sortividad, posteriormente se corrieron las regresiones que nos
permitieron estimar el valor de S (Apéndice 1).
5.6 Caracterización química del escurrimiento
Se hicieron los hidrogramas de concentración del escurrimiento con base en la
especie de ión analizado (Apéndice 11), esos hidrogramas se utilizaron para entender la
evolución del contenido ionico por especie en el escurrimiento durante las lluvias aplicadas.
Posteriormente, mediante el programa WATEQ (Water quality) se llevó a cabo la
interpretación de la mineralización del suelo por los disueltos en escurrimiento. El principio
del programa se basa en el cálculo de concentración, actividad ionica y el índice de
saturación de los minerales que se pueden formar a partir de los iones presentes en la
solución analizada. Todo eso se explica en el apartado de revisión de bibliografia
(Simulación de concentración en soluciones, química de soluciones). WATEQ tiene como
principio esencial, involucrar las concentraciones ionicas por especie mediante modelos
termodinámicos para el comportamiento químico de salmueras. El producto del programa
WATEQ son las actividades iónicas y los índices de saturación de salmueras en frente de
los minerales que se pueden originar a partir de los inones presentes en esa salmuera. Los
minerales analizados son la halita, la calcita y el yeso, ya que son los minerales más
representativos de la salinidad del suelo de la reserva de Mapimí.
5.7 Análisis estadístico de resultados
5.7.1 Analisis de conglomerados (AC)
Mediante un procedimiento (PROC CLUSTER), con el paquete SAS se agruparon
en gerarquía los suelos de las 11 microparcelas de simulación de lluvia, tomando en cuenta
la aproximación en comportamiento hidrodinámico (variables de intensidad de lluvia,
infiltración y escurrimiento), así como distintos elementos químicos (concentración del
agua escurrida en la experimentación con simulación de lluvia). El procedimiento utilizado
fue el PROC CLUSTER (Apéndice ID).
5.7.2 Componentes principales (CP)
Por medio del paquete SAS para estadísticas (SAS. User's Guide, Statics, Versión 5
Edition) se llevó a cabo un análisis multivariado para la selección de componentes
principales de una matriz de 13 variables correlacionadas (hidrodinámicas y concentración
iónica del escurrimiento). Esos componentes principales nos permitieron formar grupos
mutuamente excluyentes. El procedimiento utilizado fue el PRlNCOM (Apéndice IV).
69
5.7.3 Modelos de regresión lineal (RL)
Con el paquete QPW se relacionaron la intensidad promedio del escurrimiento y la
lluvia aplicada de cada grupo resultante del análisis anterior (CP). Se involucraron los dos
experimentos aplicados para obtener los modelos de predicción de escurrimiento máximo
sobre los principales suelos con una superficie elemental (hidrodinámica parecida) de playa
en zonas áridas (Apéndice V).
Por otra parte, tomando en cuenta la concentración inicial del suelo (primeros
centímetros) y la del flujo de escurrimiento, se analizó la relación entre los contenidos de
sales solubles existentes y los removidos durante el escurrimiento. Con ello se entenderá
mejor la dinámica de sales en los suelos estudiados.
5.7.4 Modelos de regresion multiple (RM)
Con el paquete para estadísticos SAS (SAS. User's Guide, Statics, Versión 5
Edition) se determinó un modelo predictivo para el tiempo de inicio de escurrimiento (ti).
Se utilizaron cinco variables independientes de comportamiento hidrodinámico y una de
tipo independiente (tiempo de inicio de escurrimiento). El procedimiento utilizado es el de
regresión progresiva Backward (Apéndice VI). Este análisis se aplicó en cada superficie
elemental resultante de la agrupación por CP.
5.8 Descripción de perfiles de suelo
Para conocer el contenido de sales solubles en el suelo donde se experimentó, se
realizó una descripción estratificada a profundidades de O - 50 cm. La metodología
empleada para la descripción es la propuesta por la FAO. A cada una de las muestras de
suelo se les determinó lo indicado en el Cuadro 9. A las muestras de escurrimiento se les
determinó el contenido ionico, pH, CE Y temperatura. Por cuestiones económicas se
seleccionó una muestra de escurrimiento de cada cinco, para medir su concentración
cationica.
Los resultados analíticos del suelo se encuentran en el Apéndice VIT. Las medias de
la concentración ionica en el escurrimiento a régimen permanente, se encuentran tabuladas
en los apéndices III y N, fueron introducidas como variables de entrada tanto en el análisis
de conglomerados como en el de componentes principales.
70
Cuadro 9. Detenninaciones analíticas aplicadas en suelo de estudio y en el agua escurridadurante la simulación de lluvia.
MuestraSuelosSuelosSuelos
Suelo y escWTimientoSuelo yescWTÍmiento
Suelo yaguaSueloSuelo
AnálisisTexturasHumedad
Humedad en yeso·pH
Cationes: Ca, Na, Mg, KAniones: Cl-, S042-, HC03
CICSulfatos
MétodoBoyoucus
Gravimétrica: 60°CGravimétrica: 110°C
PotenciometroAbsorción atómica
Thecnicon: Flujo continuoAcetato de sodio, pH 8.2
Turbidímetro (Apha, Aywa,Wpcfe, 1961)
• El agua ligada químicamente al yeso (S04Caz.H20) se empieza a perder a temperaturas de 60 oC, de alúque en suelos sulfatados es conveniente separarla de la humedad gravímétrica, para evitar sobreestimaciónen el contenido de humedad gravimétrica.
71
6. RESULTADOS
6.1 Superficie del suelo
La Figura 23 muestra los porcentajes de los elementos que forman la superficie del
suelo en las estaciones de trabajo, se observa que la costra fue el más representado en la
zona de estudio ya que como se aprecia en la gráfica, la relación de costras más baja fue en
la Estación 9 (30%) debido a que es un pastizal de Sporobolus airoides. Las demás
estaciones presentaron porcentajes mayores al SO%, pudiendo alcanzar el 100% como en la
estación 7 en lecho de río.
100
80
60
40
20
3p 1 3 4 Sp Sm 6 7 9 du 11Parcelas
o Costras ~Mantillo ~Vegetación
Figura 23. Relación de los elementos que cubren la superficie del suelo en la zona de playa.
El mantillo depositado sobre el suelo cubre áreas importantes de suelo sobre todo en
las estaciones donde existe vegetación que origina el acumulo de ese material. Las
estaciones 9, Sm, 1 y 4 presentaron porcentajes entre 10 Y40%. El elemento vegetación,
varió según las estaciones: cubre el 32.9% en la zona de pastizales de Sporobolus airoides
(Estación 9), o bien el 21.S% en el pastizal de la Estación 1; el 14.5% en la zona de
manchas (Estación Sm) y menos deI4.S% en las demás estaciones.
6.2 Reorganizaciones superficiales
Se lograron distinguir tres reorganizaciones superficiales que dominan sobre la
infinidad de costras que acaso se pudieran originar dentro del paisaje: (1) las costras tipo
decantación, (2) las costras de erosión y, (3) costras salinas y de yeso consolidado.
72
6.2.1 Costra de decantación
Se caracteriza por estar formada de dos microhorizontes: uno superficial
generalmente de partículas muy finas (como arcillas y limos o arenas muy finas) que
descansa sobre la matriz del suelo donde se pueden apreciar elementos de tallas mayores al
anterior. Este tipo de reorganización superficial tiene su génesis en sitios donde el agua de
escurrimiento se logra almacenar dando oportunidad a que se depositen los aluviones finos
suspendidos en el agua. Debido al efecto de desecación y humedecimiento de las arcillas
presentes en estas costras, la apariencia de estas es siempre con grietas de desecación de
forma poligonal y de tamaño muy homogéneo (Figura 24). El espesor de las costras de
decantación es variable, pero en general en las zonas entre matas de los pastizales alcanza
hasta 8 cm de espesor, mientras que en zonas de lecho de río por efecto del escurrimiento
acaudalado, la costra se desgasta manteniendo una talla delgada. En sitios donde la
vegetación no existe, el espesor siempre es menor a 1 cm excepto en cuerpos de agua
semipennanentes donde la depositación de aluviones finos es en forma lenta, originando
costras de decantación cuyos espesores fácilmente llegan a los 20 cm.
1. Película d~ decantación con 1Íi1eas dedesecación reposan sobre:
2. Matriz del suelo
Figura 24. Diagrama esquemático de una costra de decantación.
Dentro de este tipo de costras, en los lechos de río cercanos al fondo de laguna, se
origina una variante de costra de decantación debido al constante deslave por el agua del río
y por el alto contenido de sales que llegan a formar parte de esa costra como en las
estaciones 6 y 7 de lechos de ríos.
73
6.2.2 Costra erosión
Superficie que domina en zonas desprovistas de vegetación, donde la topografia del
terreno muestra pendientes menores al 1%, Y donde el escurrimiento generalmente es de
tipo laminar. La costra de erosión se forma por 3 microhorizontes: uno superior consolidado
por elementos de arena gruesa y media con partículas fma de arcilla o limo; este reposa
sobre uno medio conformado de elementos finos (arcilla) y arenas muy fmas; estas dos
capas reposan sobre la matriz del suelo (Figura 25).
Una peculiaridad de este tipo de superficies es que la consolidación entre elementos
de arena y arcilla no permiten la formación de grietas de desecación, dándole continuidad
casi ininterrumpida (estructura continua). En la zona de playa donde el paisaje denota
escurrimiento lento y de forma laminar, esta superficie y las formaciones vegetales que se
logran establecer en el paisaje forman grandes mosaicos de alternancias de costra de
erosión-vegetación.
l .l'\ofiCl'ohorU:onte superficial de
elementos de al"ena fina y gruesadescansan SObl"e (2) una capamedia de a1"ena-arcilla.3. Matriz del suelo
Figura 25. Diagrama esquemático de una costra erosión
A este tipo de reorganización superficial se pueden presentar variantes de costra
cuando la génesis se ve influenciada por el aporte de gravas y arenas gruesas como las que
se forman en zonas de bajadas inferiores cercanas a cerros y lomas de conglomerado donde
el agua acarrea esos elementos y los deposita sobre las costras, originando así típicamente
costras estructurales (Estación 3p). Estas últimas modalidades se llegan a nombrar como
costras gruesas con uno o dos horizontes de elementos consolidados con elementos gruesos.
Si la costra es deslavada continuamente por el escurrimiento, puede originarse una costra de
erosión o bien de tipo escurrimiento.
6.2.3 Costras salinas y de yeso consolidado.
Este tipo de superficies domina en lugares donde el contenido de sales como el yeso
y el cloruro de sodio intervienen en su génesis. La estructura típica de estas
74
reorganizaciones superficiales de suelo se fonnó por dos microhorizontes: uno superficial,
que en zona de laguna o sebkra está consolidado con carbonatos, yeso y cloruro de sodio o
bien en zona de dunas este microhorizonte es una capa consolidada de yeso y una masa
filamentosa de algas (biodenna) que les confieren propiedades hidrodinámica distintas; este
microhorizonte reposa sobre la matriz del suelo que en laguna generalmente es sobre suelo
de depósito lacustre o sobre matriz de yeso en las dunas (Figura 26).
l. Microhorizonte superficialconsolidado con yeso, sal yalm'¡ones finos Reposan en:2.1I.oIatriz del suelo
Figura 38. Hidrodinámica en suelo desnudo de playa (100% de superficie
encostrada).
91
6.5.1.3 Infiltración en costras salinas y de yeso consolidado
Desde el punto de vista de propiedades de hidrodinámica, las costras salinas y de
yeso consolidado mostraron ser superficies con buenas aptitudes de infiltración si las lluvias
son < 15 mm h_ 1; sin embargo, cuando la lluvia es mayor a 45 mm h_1, esa propiedad se
reduce hasta 40% en zona de zebkra o fondo de laguna (Figura 39). Las costras salinas que
reposan sobre la zona de sebkra en la laguna, son disueltas cuando la intensidad de lluvia es
mayor a los 10 mm h-1 si dura más de 3O minutos, en tanto que las costras de yeso
consolidado se disuelven y se destruyen cuando la intensidad de lluvia son superiores a 40
mm h_1•
El suelo de sebkra y laguna es de tipo lacustre con depósitos aluviónicos muy finos.
Los encontrados en el cordón de duna son de tipo Regosol calcárico o Yermosol gípsico en
fase petrogípsica (Breimer, 1985). La superficie elemental que cubre la laguna cuando está
seca está formada por costra salina que fácilmente se disuelve cuando llueve, por lo que en
realidad se debe entender que la hidrodinámica corresponde a la costra subyacentes al
manto salino que también se trata de costras de tipo salino, solo que consolidadas con
aluviones finos como arcilla y limo.
En el caso de superficie de yeso consolidado como en las dunas que bordean la
laguna de Palomas, las costras elementales se asocian con algas filamentosas (bioderma)
que las consolidan confiriéndole mayor rugosidad al suelo. Esa característica de rugosidad
le confiere una mayor capacidad de infiltración al suelo, sobre todo con lluvias > 50 mm h
1 (Figura 40).
En sitios áridos como en Africa, las algas que se asocian a la superficie del suelo son
del tipo Cianoficeas, del género Scycotenema sp. y los estudiosos al respecto le confieren
cierta propiedad hidrofóbica para el suelo (Casenave y Valentin, 1989), en tanto que en la
reserva de la biosfera de Mapimí, los organismos determinados en el bioderma asociado al
yeso son las Cianoficias: géneros Lyngbya, Mycrocoleus, Oscillaoria y algunas Crysofitas
de los géneros Nitzohia, Cyclotella y Fragillaria'. La propiedad de rugosidad por el
bioderma asociado al yeso se pudo comprobar al aplicar un tratamiento de Weismeir, con
el que la infiltración aumenta en 20 % cuando la masa de algas esta ausente.
I Las especies de algas fueron determinadas por Ma. del Rosario Ortega y Marlene Gomez Peralta de laUniversidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo y por Alejandrina G. Avila del Laboratorio de Fisiologíade la UNAM.2 Consiste en retirar la costra superficial del suelo en estudio, de forma cuidadosa con una espatula hasta elpunto en que el suelo quede desprovisto de ese" manto" de costras asociadas al bioderma, e inmediatamentedespués aplicar la lluvia y caracterizar su hidrodinámica de la misma forma que en cualquier caso.
92
,-... 100~o'-"
a. 80....<1>
:::t:.
o: 60....~C/)
40<1>+-'e<1>·0 20¡¡::
<1>oÜ O
Parcela 11
!1!i!!!!!!!i!i!!!!!i!!liI!!!!!!
15.880 46.800 115.440Intensidad de lluvia (mm.h-1)
o Kirp =Infiltración mKerp = Escurrimiento
Figura 39. Hidrodinámica en suelo de laguna (100% de superficie
encostrada).
Parcela duna
,-... 100~o'-"
a. 80....<1>~
<1> 60....~C/)
40<1>+-'e.~u 20¡¡::<1>oÜ O
15.640 47.760 118.560Intensidad de lluvia (mm.h-1)
D Kirp = Infiltración mKerp =Escurrimiento
Figura 40. Hidrodinámica en suelo de dunas (98.25% de superficie
encostrada).
93
6.6 Intensidad máxima de escurrimiento
Para toda lluvia simulada con varias intensidades es posible trazar W1a relación entre
la intensidad del escurrimiento y la intensidad de lluvia [Ie(ll)], para predecir la intensidad
máxima de le sobre W1a superficie dada y la intensidad mínima de lluvia a la que escurrirá
sobre ese mismo suelo (Casenave y Valentín, 1989).
Tomando en cuenta los valores medios de intensidad de escurrimiento durante el
régimen permanente (Cuadro 15) se realizó W1a prueba de regresión lineal que incluye el
total de parcelas en estudio, con el propósito de establecer W1 modelo predictivo del
escurrimiento máximo en suelos de playa de zonas áridas.
Cuadro 15. Valores predichos para intensidad máxima de escurrimiento (lec) sobre suelo de
playa, tomando en cuenta la relación le(n).
Estación 11 le lec Residual Estación Ji le lec Residual
El modelo obtenido es del tipo: lec = 0.683441(11) - 5.35518 (mod.l)
Donde lec =Intensidad máxima de escurrimiento (mm h" l)
11 =Intensidad de lluvia (mm h" l)
El modelo resultante presentó W1 grado de confiabilidad bueno (p < 0.005), con W1
alto grado de relación (r = .8221, gl = 35, te = 8.29783). Esto permite concluir que el
94
modelo puede ser útil en la estimación de la intensidad máxima de escurrimiento en los
suelos de estudio.
Con el propósito de obtener modelos semejantes, pero de forma más particular para
los tipos de costras dominantes en la zona de estudio, se hicieron regresiones para las
costras más representadas en el paisaje. En el Cuadro 16 se encuentran los valores de
regresión obtenidos en cada caso.
Cuadro 16. Resultados de los análisis de regresión entre la intensidad de lluvia (11) vs la
intensidad de escurrimiento (le) para las costras dominantes en el paisaje.
Costras Estación r r a b gl (n-2) te
DEC (Veg) 5m,I,9 0.88173
ERO 3,4,5p,3p 0.98963
0.77744
0.97938
-11.7176
-5.50865
0.51068
0.92584
5
13
4.179246
24.84969
SAL 11,Duna 0.93795 0.87975 -21.09511 0.78551 5 6.048193
DEC (Ero) 7,6 0.83583 0.69860 -9.63288 0.69574 5 3.404338r = Coeficiente de correlación; r2 = coeficiente de determinación, a = constante; b = coeficiente X; gl =grados de libertad; tc = distribución t de Student con n-2 grados de libertad.; DEC (Veg)= costra dedecantación con vegetación; ERO = Costra de erosión; SAL = Costra salina; DEC (Ero)= Costra dedecantación erosionada
De los modelos obtenidos, el de los suelos con costra superficial tipo ERO (Figura
41 a) fue el que presentó una mayor significancia (p < 0.001), con una mayor correlación (r
= 0.987, gl = 13, tc = 24.84969). Estos resultados nos indican una con'elación positiva entre
las variables del análisis (Il,le), lo cual quiere decir que a mayor intensidad de lluvia mayor
será la intensidad máxima del escurrimiento que se presente en estos suelos. Los demás
suelos presentaron el mismo patrón de relación, aunque tanto el valor de r como el de te
fueron menores que en el caso de suelos cubiertos por costras ERO. En las Gráficas de la
Figura 41 se observan las rectas de ajuste que representan los modelos para predecir la
intensidad de escurrimiento en fase de régimen permanente sobre suelos encostrados con
ERO y DEC respectivamente.
Como se puede apreciar, los modelos particulares obtenidos, son más significativos
que el modelo global, sin embargo conviene recordar que para fines prácticos el primer
modelo enmarca todo el suelo de playa, lo que no se contempla con los modelos de cada
costra.
En las costras tipo decantación (Figura 41 b) la significancia de la relación le(l1) fue
con una p < 0.01, mostrando una buena correlación (r = 0.88173, gl = 5, tc = 4.17). Los
95
suelos agrupados en este análisis corresponden a suelos, principalmente de pastizales
fOfilados por las especies Sporobulos airoides e Hilaria mutica.
(Costras ERO)
le = 0.1l258 (11) • 5.5087r=0.1l8116
¡¡l=13te = 24.84117
120C"IoC
~ 100
'-"o... SO¡j's'E 60:lc.>~11)
40"O"O
'""O.¡;¡20¡j....sO
O 20 40 60 SO 100
Intensidad de lluvia (rrun h- I )
120
• ObsclVados - Estimados
(a)
60
le = 05107 (11) -11.7176r = 0.s817
¡¡l= 5te = 4.1711246
(Costras DEC-VI)
12040 60 80 100
Intensidad de lluvia (rrun h- I)
20
O'¡---+--+-O~--+----+--+---+--+--I---+----l
O
• ObsclVados - Estimados
(b)
Figura 41. Rectas de regresión para obtener el valor de le en régimen
permanente de escurrimiento, sobre suelos encostrados de playa.
Las costras de decantación desprovistas de vegetación, salinizadas y ubicadas en
lechos de ríos (Figura 42 a) mostraron una relación con grado de significancia de p < 0.01,
con una correlación aceptable (r = 0.8358, gl = 5, tc = 3.40438).
96
Los suelos cubiertos con costras salinas y de yeso consolidado (Figura 42 b).
también mostraron una buena relación le(Il) (r = O.93795. gl = 5. tc = 6.048193). con un
* = son eventos donde el escurrimiento apareció después de 60 minutos de lluvia < 15 mm h"¡. Li = laminatotal infiltrada durante sortividad; t =tiempo de duración de sortividadNota: Todas las regresiones tienen una significancia alta (p < 0.001)
De los valores encontrados, los más bajos se registraron en las estaciones 3, 4 Y 5p
(valor de S entre 0.030 y 0.011), la superficie de este suelo esta desprovista de vegetación y
el suelo es tipo Yennosol sin propiedades vérticas. Además, la costra superficial de estos
sitios es de tipo Erosión continua cuyas propiedades hidrodinámicas reflejaron una alta
capacidad para producir escurrimiento.
Los resultados obtenidos muestran que la sortividad puede analizarse desde el punto
de vista de la humedad, estructura y porosidad del suelo, tal como 10 realizó Lupercio,
(1991).
101
6.9 Equilibrio químico del suelo y el escurrimiento
En toda lluvia natural donde se alcanza establecer un reglmen pennanente de
escurrimiento, se presenta un equilibrio químico en la solución del suelo. Ese equilibrio se
ve reflejado en la evolución de los flujos ionicos que se presentaron en los escurrimientos
de la experimentación. Como se podrá apreciar en el siguiente apartado los flujos ionicos
preferenciales indican que cuando el escurrimiento alcanza un estado pennanente, el
fenómeno de disolución de sales tiende a ser constante en función del tiempo.
La segunda hipotesis referente al equilibrio químico en el suelo, planteada dentro de
los objetivos puede ser aceptada o rechazada al analizar la relación entre la cantidad
máxima disponible de aniones solubles (Ss) presentes en los primeros centímetros del suelo
y la cantidad de aniones disueltos (Sd) en el escurrimiento.
Los resultados mostrados en el Cuadro 19 indican una relación positiva del 80%
entre Ss y Sd, lo cual indica que a mayor concentración de sales solubles en el suelo, mayor
será la concentración de sales disueltas en escurrimiento. Los valores de r, gl y P
encontrados muestran la bondad de cada relación, sin embargo, el valor de correlación
indica solo el 64% de variables involucradas en la relación.
Si se analiza el contenido total de los aniones removidos por el escurrimiento
(Cuadro 20), se puede apreciar que en ningún caso la concentración de Sd es superior a la
de Ss. Esto es debido a que los fenómenos hídricos dentro del suelo, crean una dinámica de
sales donde el ascenso del agua del manto freático y el aporte de solutos en agua de
escurrimiento, son el suministro de sales al suelo superficial. Cada ciclo de
humedecimiento y secado del suelo se puede ver reflejado analizando la evolución de la
concentración ionica del escurrimiento para los dos experimentos realizados en este trabajo.
Si se observan los valores de la concentración media en el escurrimiento a régimen
permanente (Cuadro 20), en el segundo experimento se esperaría que la concentración del
flujo fuera menor que en la primera lluvia, pues de hecho al aplicar una primera lluvia se
realiza un lavado al suelo. Sin embargo, la dinámica de sales arriba mencionada da la
oportunidad de que el suelo se vuelva a cargar de Ss y comience de nuevo esa dinámica.
Este proceso parece mantenerse en fonna continua e indefmida a través del tiempo, al
menos en suelos no controlados en drenaje y calidad química del riego. La relación entre Ss
y Sd muestran una tendencia muy clara del equilibrio químico entre la disolución y
depositación de sales solubles en el suelo, mediante las relaciones entre los fenómenos de
lluvia-escurrimiento y evaporación.
Este análisis y entendimiento sirve de base para aceptar que el equilibrio químico
del suelo existe cuando una lluvia perdura hasta alcanzar un régimen pennanente de
escurrimiento.
102
Cuadro 19. Relación entre Ss y Sd
Experimento
1
2
r
.801748
.790977
gl
9
9
p0.01
0.01
0.642799
0.625644
Cuadro 20. Concentración media de aniones solubles en el suelo y el escurrimiento
...... Parcela duna -a- Parcela 7-e- Parcela 11: Sebkra
Figura 50. Saturación del escurrimiento con yeso.
Este comportamiento explica que el yeso es una sal que llega a saturar el escurrimiento de
las zonas más bajas del paisaje, dando oportunidad a una precipitación de aquel y originar
I Se entiende como una solución saturada cuando sus índices presentan valores de cero o muy cercanos a cero; unasolución diluida o subsaturada cuando esos valores se alejan más por debajo del cero y una solución sobresaturada esaquella en que los valores son mayores a cero
110
distintos estados dé superficie con yeso consolidado con otras sales como el cloruro de sodio o
bien distintas asociaciones con organismos como las algas.
6.11.2 Saturación con Calcita
Las parcelas que mejor ilustran la saturación del escurrimiento son las encontradas en
zona de playa con costras de erosión y sobre costras de decantación en pastizal (Estaciones 1, 3,
4, 5 y 6) donde existen concentraciones altas de carbonatos. La Figura 51 muestra efecto de
sobresaturación del escurrimiento con calcita cuando los eventos de lluvia son arriba de 40 mm h
1 Yde intensidad constante, sucede 10 contrario en el caso de lluvias donde la intensidad es menor
Figura 53. Saturación del escurrimiento con halita.
112
La saturación de escurrimiento en zona de laguna y lechos de ríos que desembocan en el
fondo de la cuenca, está influenciada por el ascenso de sales del manto freático, debido al
afloramiento de cloruro de sodio y la consolidación de ese mineral con otras como el yeso y la
calcita. Cuando el agua de la laguna se evapora, se originan gran cantidad de costras salinas que
serán disueltas con los primeros escurrimientos, sin embargo, como en estas zonas el agua se
logra concentrar, la concentración de las salmueras se sobresatura y existe el fenómeno de
precipitación salina, es decir, la mineralización del suelo con altos contenidos de cloruros,
carbonatos y sulfatos. Este fenómeno es típico en fondos de laguna y sus alrededores en respuesta
a los fenómenos hidrológicos como la lluvia-escurrimiento-evaporación-salinización en el suelo.
113
7. CONCLUSIONES
Con base en los resultados expuestos en el presente trabajo se llegó a las siguientes
conclusiones:
l. Las costras superficiales que dominan en el suelo de playa son: tipo decantación. de
erosión. salinas y de yeso consolidado. La cobertura de vegetación dominante fue
pastizal de Sporobolus airoides y matorral de Suaeda spp.
2. Las lluvias aplicadas en los dos experimentos alcanzaron el régimen permanente de
escurrimiento, lo que permitió conocer las capacidades de infiltración y escurrimiento
en los suelos de estudio.
3. Los grupos obtenidos mediante el análisis de conglomerado y por componentes
principales reflejan características hidrodinámicas y químicas permitieron separar las
propiedades hidrodinámicas de las costras dominantes y analizar la distribución
espacial de la dinámica de sales en el suelo del paisaje en estudio.
4. La mayor tasa de infiltración ocurre en zonas de pastizal cuyos coeficientes son del 50 al
100%. Este comportamiento se presenta en costras de decantación asociadas a la
vegetación que actúa como retén del escurrimiento. lo que permite el depósito de
aluviones finos que forman costras de decantación. En lechos de ríos este tipo de
superficie se encuentra desprovista de vegetación y la infiltración se reduce el 10%.
5. La máxima tasa de escurrimiento la presentan las zonas donde el suelo no tiene cobertura
de vegetación y la superficie elemental es de tipo estructural. El escurrimiento se forma
a partir de lluvias de 12 mm h- I aun en estado seco inicial del suelo. Los coeficientes de
escunimiento en este tipo de superficie son de 20 a 80% para lluvias de 12 a 14 mm h
1; de 72 a 85% con eventos de 43 a 46 mm h-I y del 89 al 93% con intensidades de
lluvia> 100 mm h- I • Sólo en superficies de bajada. la grava que reposa sobre el suelo
favorece la infiltración cuando la lluvia es < 40 mm h- I•
6. La zona de dunas es una superficie cuyo comportamiento hidrodinámico refleja aptitudes
altas de infiltración (75-100%) si llueven < 50 mm h- I y con 15% en lluvias> 100 mm
h-I•
7. De los modelos para predecir la intensidad máxima de escurrimiento. los obtenidos por
tipo de costra son de mayor significancia que el que involucra el total de suelos en
estudio. Las relaciones obtenidas son de alta significancia y positivas: r = 0.987. gl =5. tc = 24.89 para superficie con costra de erosión; r = 0.8817, gl = 5, tc = 4.17 para
costras de decantación; r = 0.938, gl = 5. tc = 6.04 para salinas y yeso consolidado; r =0.83.58. gl = 5, tc = 3.40 para zonas de pastizal. El valor de p siempre fue menor de
0.01.
114
8. La relación para predecir el tiempo de aparición del escurrimiento presento una alta
significancia cuando se incluyen todos los eventos de lluvia y todos los tipos de suelo (1'
= 0.932, gl = 22, tc = 17.36 con una p < 0.001). Las variables del modelo son
Intensidad de lluvia y lamina infiltrada hasta el momento de apariCión del
escUlTimiento.
9. Los máximos valores de sortividad se presentan en los suelos de pastizal con coberturas
de vegetación > 10%. Esto indica que la primera fase de infiltración en esos suelos
requiere de mayor tiempo para saturarlos. Esto se debe al efecto de la cobertura de
vegetación, a las propiedades vérticas del subsuelo y los grandes depósitos de mantillo
ahí encontrados.
10. Los valores mínimos de sortividad se presentaron en sitios desprovistos de vegetación,
donde la costra superficial juega un papel muy importante: obstruye el paso del agua al
subsuelo pues se tapan los poros yal quedar el aire comprimido se inhibe la infiltración
y el escurrimiento aparece casi instantáneamente. Los valores de sortividad mínimos se
registraron en las estaciones 3, 4 y 5 donde se obtuvo la más alta capacidad de
escurrimiento.
11. El equilibrio químico de disolución de sales se alcanza con el equilibrio hidrodinámico
del suelo. La evolución de la concentración del escurrimiento tiende a ser constante en
función del tiempo. La relación entre la concentración máxima de sales solubles (Ss) y
los salutos disueltos en el escurrimiento (Sd) muestran que el equilibrio químico de
disolución salina existe, ya que la relación resulto ser positiva y de buen nivel de
significancia (1' = 0.80, gl = 9 con p = 0.01). Esto corrobora la hipótesis de que a mayor
concentración de solubles en los primeros centímetros del suelo, mayor será la
concentración de solutos en el escurrimiento. Al respecto cabe mencionar que en
condiciones de lluvia natural dependerá mucho de la duración y tipo de lluvia y de si se
alcanza un equilibrio hidrodinámico en el suelo. Los valores del coeficiente de
correlación del 64% indican que debe tenerse cuidado en la utilización del modelo para
estimar concentración en escurrimiento, y que deberá seguir la búsqueda de un mejor
ajuste de curvas.
12. A partir de los modelos para predecir la intensidad máxima de escurrimiento (lec) se
espera que la intensidad mínima de lluvia para que escurra en las tres superficies
elementales sea de: 21.35 mm h_1 en dunas y fondo de laguna en la que yacen la costra
salina y el yeso consolidado> 19.32 mm h_1 en zona de pastizal donde dominan las
costras de decantación> 5.95 mm h_1 en zonas de playa donde prevalece la costra
estructural.
115
13. Los flujos de escurrimiento desde el punto de vista de concentración ionica define tres
tipos: (a) flujos carbonatados en zonas de playa cuya costra es estructural; (b) flujos
sulfatados donde dominan la costra de yeso consolidado y la salina y (c) los flujos del
primer escurrimiento donde se lavan estos químicos presentes en costras de laguna y
lechos de ríos cercanos al manto friático, así como en bajadas cercanas a cerros de
origen volcánico.
14. La razón de concentración en flujos preferenciales durante el régimen permanente de
escurrimiento se da como:
a) flujos carbonatados con 1.73 meq L_l de carbonatos> 0.956 meq L_l de sulfatos> 0.134
meq L-I de cloruros (n = 16).
b) Flujos sulfatados con 14.64 meq L_l de sulfatos> 0.501 meq L_l de carbonatos> 0.156
meq L_l de cloruros (n =7).
c) flujos iniciales con cloruros a razón de 32.2 meq L_l de cloruros> 10.86 meq L_l de
sulfatos> 1.18 meq L_l de carbonatos.
15. Los índices de saturación permiten deducir la siguiente geografia de mineralización para
tres sales importantes:
a) Yeso (CaS04 • 2H20) es un mineral que produce salmueras cuya concentración en
sulfatos reflejan índices de saturación entre Oy - 0.2 en superficies de fondo de laguna.
Lo anterior ocurre cuando el escurrimiento ya ha lavado la mayor cantidad de cloruros.
La mineralización por el sulfato cálcico en estas zonas se debe a la presencia de
yacimientos eólicos de yeso (dunas yesosas).
b) Calcita (CaC03) es un mineral que genera salmueras de escurrimiento con índices de
saturación entre Oy 0.6 cuando llueve> 40 mm h_1• Esta sal se presenta en zonas donde
la superficie elemental es de tipo estructural, sitios con escurrimientos carbonatados
que logran precipitar antes de ser transportados para formar parte de la estructura
mineral de las costras dominantes.
c) Halita (NaCl) es el mineral cuyas concentraciones reflejan los índices de saturación más
bajos (entre - 8 y-lO). Su alta solubilidad le confiere mayor permanencia en solución y
por consecuencia es transportado a mayores distancias que los otros minerales. Esta sal
precipita más en fondo de laguna o en depresiones donde se estanque el agua conforme
la evaporación avanza. De ahí la razón de que este mineral sea un constituyente
impOliante en fondo de cuerpos de agua desecados como la superficie de la laguna del
presente estudio.
Finalmente los resultados dan las siguientes respuestas a las hipótesis planteadas en la
presente investigación:
116
- la hipótesis número uno se cumple porque la hidrodinámica del suelo en playas pudo ser
explicada al determinar las relaciones lluvia-escurrimiento e infiltración.
- la hipótesis número 2 también se cumple porque los flujos de concentración ionica tienden
a ser constantes en función del tiempo cuando se establece el equilibrio hidrodinámico,
incluso cuando la lluvia es de intensidad variable, la evolución de concentración ionica
por especie tiene el mismo comportamiento. Además, si el suelo es lavado durante una
temporada de lluvia, el clima prevaleciente de la región estudiada da la oportunidad de
que la fuente de sales solubles (el suelo) se "recargue" de solutos antes de que
comience el siguiente periodo estival. esto se observó en la presente investigación, ya
que en el segundo experimento (1 mes después), la remoción de sales se comporto de la
misma manera que durante la primera lluvia.
117
8. LITERATURA CITADA
Ahuja L.R, El-Swarfy, S.A. and Rahman A., 1976. Measuring hydrologic properties of soilwith a double-ring infiltrometer and multiple-depth tensiometers. Soil Sci. Soco Am. J.,40: 494-499.
Asseline J., Valentin C., 1978. " Construction et mise au point d 'un infiltrométre aaspersion ". Cah. ORSTOM, ser. Hydrol., 15 (4): pp 321-350.
Arbelgel J., 1987. Genese et prédétermination des crues au Burkina Faso. Du m2 au km2
etude des parametres hydrologiques et de leur évolution. These doct. Univ. Paris VI, 336pags.
Arbelgel 1. et B. Thebe (1986). Pluie naturelle-pluie simulée. Quelle différence sur leruissellement? ORSTOM Montpellier, Francia.
Bartolino J. R., 1988. Cenozoic Geology of the Eastern Half of the la Flor Quadangle,Durango an Chihuahua, Mexico. Estudio Integrado de las relaciones vegetación, suelo yagua, en la reserva de Mapimí. Montaña C., Edit.. I. - Ambiente natural y humano.Durango, México. MAB, Instituto de Ecología, A.C..
BalTal H., L. Hemández, 1992. Reseña del Poblamiento y de la Ganadería en el Bolsón deMapimí. Actes du seminaire Mapimi: Etude des relations eau-sol-vegetation dans unezone aride du nord du Mexique orientee vers 1'utilisation rationnelle des cezs ressourcespour l'elevge bovin extensif. ORSTOM-Instituto de Ecología, A. C. Durango, México.
Bertrand R.B. et 1. F. Parr (1960). Development of a portable sprinkling infiltrometer.Trans. ofthe VIIth Int. Congo ofSoil Sci., Madison, VI,4, pp 433-440.
Breimer R.F., 1988. Physiographic Soil Survey. Estudio Integrado de las relacionesvegetación, suelo yagua, en la reserva de Mapimí. Montaña C., Edit.. I. - Ambientenatural y humano. Durango, México. MAB, Instituto de Ecología, A.C..
Breimer R. F., 1985. Soil and Landscape survey ofthe Mapimi Biosphere reserve, Durango,Mexico. UNESCO-MAB.lnstituto de Ecología, A.C, México. 124 págs.
Buol S.W., F.D. Hole y RJ. McCracken (1981). Génesis y Clasificación de Suelos. Trillas,México. 400 pags.
Camargo H. A., 1983. Estudio de la variabilidad de sortividad y conductividad hidráulicasaturada en tres series de suelos, y su uso para la predicción de infiltración. Tésis deIngeniería. Universidad Autonoma de Chapingo. Chapingo, México.
Casenave A., 1982. Le minisimulateur de pluie. Conditions d'utilisation et principes del'interprétation des mesures. Cah. ORSTOM, ser. Hydrol., XIX. 4: 207-227.
Casenave A. et Guiguen N., 1978. Etude des crues décenanales des petits bassins forestiersen Afrique Tropicale. Détermination des carctéristiques hydrodinamiques des soIsforestiers. Campagne 1977-0RSTOM, CEIEH, Abidjan. 62 págs.
Casenave A. et Valentin C., 1989. Les états de surface de la zone Sahélienne. Influence surl'infiltration. Editions de lÓRSTOM, Collection Didactiques. París, Francia. 229 págs.
Cajuste L., 1977. Quimica de suelos. Colegio de Postgraduados. Montecillo, México.Comet A., 1988. Principales caracteristiques climatiques de la reserva de Mapimi. Estudio
Integrado de las relaciones vegetación, suelo yagua, en la reserva de la biosfera deMapimí. Montaña C., Edit.. I. - Ambiente natural y humano. Durango, México. MAB,Instituto de Ecología, A. C..
118
Costa J. L., R. E. Knighton, L. Prunty, 1994. Model Comparison of unsaturated SteadyState Transport in a Field Plot. Soil Sci. Soco Am. J. 58:1277-1287.
Chong S. K., R. E. Oreen and L. R. Ahuja, 1981. Simple in situ detennination ofhydraulicconductivity by power function descriptions of drainage. Water Resour. Res., 17: 11091114.
Chong S.-K., and Green R.E., 1983. Sortivity measumerement and its application. p. 82-91In Proceedings of the national conference on advances in infiltration. ASAE Pub-II-83.Chicago, I1, 12-13 Decembre. ASAE St Joseph, Mich.
Dena AJ., 1990. Manual de química Lange, Xli edición, Mc Graw Hill, México, Vol. 4Delhoume J. P., 1988. Distribution spatiale des soIs le long d'une toposéquense
représentative. Estudio Integrado de los recursos vegetación, suelo yagua, en la reservade la biosfera de Mapimí. Montaña C., Edit.. 1. - Ambiente natural y humano.
Delhoume J. P., 1995. Fonctionnement hydro-pédologique d'une toposéquence de soIs enmilieu aride (Reserve de la Biosphere de Mapimi, Nord-Mexique),. These docto Univ.Poitiers. 295 pags.
Desconnets J. C., 1992. Analyses des comportements hydriques de trois parcellesexperimentales implantées en zone basse d'un bassin endoéYnque. Zone aride du nordMexique (réserve de la biosphere de Mapimi). ORSTOM, Francia. Instituto de Ecología,A. C. Mexico.
DETENAL. 1979. Descripción de la leyenda de la carta de edafológica DETENAL.México, D.F.
Elrick D. E., R. G. Kachanoski, E. A. Pringle, A. L. Ward, 1992. Parameter Estimates ofField Solute Transport Models Based on Time Domain Reflectometry Mesaurements.Soil Sci. Soco Am. J. 56:1663-1666.
Fitzpatrick E. A., 1984. Suelos, su fomlación, clasificación y distribución. Procesos deformación del suelo. CECSA, México. pp 25-77.
Flores L., 1987. Lisimetria: Estudios de Evapotranspiración. Programa Nacional DeInvestigación para el aprovechamiento del agua. Estudio del movimiento de sales yfertilizantes en lisímetros. Memorias del taller sobre Lisimetría. SARH, INIFAP, ClAN,PRONAPA. Gómez Palacio, Durango, México.
Feike J. L. and J. H. Dane. 1991. Solute Transport in a Two-Layer Medium Investigatedwith Time Momentes. Soil Sci. Soco Am. J. 55:1529-1535.
García E., 1981. Modificaciones al sistema de clasificacion climatica de KOPPEN (paraadaptarlo a las condiciones de la Republica Mexicana. OFSET Larios. México. 252 pags.
Gaston L. A., H. M. Selim, P. M. Walthall, 1993. Predicing Cation transport in SmectiticSoils. Soil Sci. Soco Am. J. 57:307-310.
González B. J. L., 1986. Estudio de la repartición de la salinidad en una zona baja (playa)de una cuanca endorreica. En el Desierto de Chihuahua. Tesis Profesional. Facultad deCiencias Biologicas (UANV).
119
Gonzalez B. J. L., 1992. Características de la salinidad edafica en la parte baja de unacuenca endorreica. Actes du seminaire Mapimi: Etude des relations eau-sol-vegetationdans une zone aride du nord du Mexique orientee vers 1'utilisation rationnelle des cezsressources pour l'elevge bovin extensif. ORSTOM-Instituto de Ecología, A. C. Durango,México. pp 201-218.
Grünberger O., 1995. Principios de la química de soluciones. La Sal en México. Memoriasde la: reunión Nacional sobre Explotación de la sal. Universidad de Colima. 138 págs.
Grünberger O. y Janeau J. L., 1997. Les Playas du Désert de Chihuahua. Orstom, Institutode Ecología, México. 235 págs. (en prensa).
Grünberger O., J.L. Janeau, E. Aragón, A. García Arebalo et V. M. Reyes, 1997. Les"Manchones" de la Reserve de la Biosphére de Mapimí. Interactions entre les états desurface, la fauna et Prosopis glandulosa dans le monticule. Grünberger et Janeau Edits.In: Les Playas du Désert De Chihuahua. Orstom, Instituto de Ecología, México. (Enprensa).
Grünberger O., V. M. Reyes, J. L. Janeau., 1994. Informe de Investigación proyectosCONACyT. Diseño de un Desmineralizador de agua. Manuscrito inedito del Conacyt yel Instituo de Ecología. Durango, México. 30 págs.
Grünberger O., Reyes G., Ochoa l., Janeau J. L., 1992. La sal de un Desierto. Memorias delSeminario" Ecología de Ambientes Aridos ". Instituto de Ecología, A. C., Xalap, Ver;,México.
Harvie C.E., N. Moller y J. E. Waere, 1984. The prediction ofmineral waters: The Na-KMg-Cl-S04-0h-HC03-Co2-H20 System to High Ionic Strenghts at 25° C. Geochim.Cosmochim. Acta 48, pp 723-751.
Hillel D., 1980a• Fundamental of Soil Physics. Chapo 8: Flow of Water in saturated Soil.AP, San Diego, New York, USA. pp 166-194.
Hillel D., 1980b• Applications of Soil Physics. Chapo 2: Infiltration and Surface Runnoff.AP, San Diego New York, USA. pp 5-46.
Hudson, N.W., 1982. Soil Conservation, Bastford, Londres. 320 págs.Lafforgué A. y E. Naah, 1977. Inventaire et examen des processus élémentaires de
ruissellement et d'infiltration sur parcelles. Cah. ORSTOM, ser. Hydrol., XIV, 4, pp299-234.
Lafforgué A., et Casenave A., 1980. Demiers résultats obtenus en zone tropicale sur lesmodalités de transfert pluie-débit par lémploi de simulateurs de pluie. La HouilleBlanche.45.243-249.
Lance, G. N. and W. T. Williams (1967). A general theory for classificatory sortingstrategies. 1. Hierarrchical systems. Computer Joumal 9: 373-380.
Lietze M. H., R. W. Stoughton, 1962. The calculation of activity coefficients from osmoticcoefficient data. 1. Phys. Chem., 6, pp 508-509.
Ludwing A. J. and J.F. Reynolds., 1988. Statistical Ecology a primer on methods andcomputing. USA. pp. 189-243.
Lupercio H., F. de J., 1991. Evaluación de la estructura del suelo mediante la sortividad.Tesis de Maestria. Colegio de Postgraduados. Montecillo, México.
120
Montaña C., R. F. Breimier, 1988. Major vegetation and environrnente units of the Mapimibiosphere reserva. Estudio integrado de los recursos vegetación, suelo yagua en lareserva de Mapimi. Montaña C., Edit.. 1. - Ambiente natural y humano. MAB, Institutode Ecología, A. C., Mexico.
Montero J. P., J. F. Munoz, R. Abeliuk, M. Vauclin, 1994. A Solute Transport Model forthe Acid Leaching ofCopper in Soil Columns. Soil Sci. Soco Am. J. 58:678-686.
NeffE. L., 1979. Why Raifall Simulation. Proceedings ofthe Rainfall simulator workshop.Tucson, Arizona., USA. Department of Agriculture. pp 3-6.
Ortiz S. C. A., D. Pájaro H., M. del C. Gutiérrez C. 1994. Introducción a la Leyenda delMapa Mundial de Suelos FAO/UNESCO, Versión 1998. Colegio de Postgraduados,Cuaderno de Edafología 20. Montecillo, México. 40 pags.
Philip, 1957. The infiltration ecuation and its solution. Soil Sci. 83: 345-357.Philip, 1969. Theory ofinfiltration. Adv. Hidrosci., 5: 215-296.Pizarro F., 1985. Drenaje agrícola y recuperación de suelos salinos. Madrid, Ed. Agrícola
Española. 521 págs.Reyes G., 1995. Hidrodinámica en algunos suelos bajos del norte árido de México. Terra,
13: 244-254.Robinson A. R., 1979. Cornments--Raifall Simulator Workshop. Proceedings of the
Rainfall simulator workshop. Tucson, Arizona, USA. Department of Agriculture. pp 1y2.
SAS, User's Guide, 1985. Manual y paquete para estadísticas. Cary, North Carolina. USA.637 págs.
Scotter D. R., P. J. Ross, 1994. The Uper Limit of Solute Dispersion and Soil HydraulicProperties. Soil Sci. Soco Am. J. 58:659-663.
Schwab O. G., Frevert K. R., Edminster W. T., Barres K. K., 1990. Ingeniería deConservación de suelos y Aguas. LIMUSA, Mexico. pp 456.
Steel G.D. and J. H. Torrie, 1988. Bioestadística. Principios y procedimientos. Mc GrawHill, México. pp 231-325.
Seguis L., 1986. Recherche, pour le Sahe!, d'une fonction de productionjournaliere (lameécoulée) et sa régionalisation. Thése USTL, Montpellier, 326 p.
Tamayo L. J., 1982. Geografia moderna de México. TRILLAS, México. pp 144-169.Tarín T. G., 1992. Caracterización hidrodinámoca en una formación vegetal denominada
"mogote" con simulación de lluvia. Reserva de la biosfera de Mapimí. Tesis deLicenciatura. UAC, Coahuila, México. 147 págs
Teuscher H., R. Alder, 1984. El suelo y su fertilidad. CECSA, México. pp 93-12l.Touma 1. and J. Albergel, 1992. Determining soil hidrologic properties from rain simulator
or double ring infiltrometer experiments: a comparison. J. Hydrol. 135: 73-86.Thebe B., 1987. Hydrodinamic de quelques soIs du nord Cameroun. Bassins versants de
Mouda. Contribution a l'étude des transferts d'échelles. Thése Docteur Université desSciences et thecniques du Langudoc. Montpellier, Francia. 306 págs.
Tisdale S. L., W. L. Nelson, 1970. Fertilidad de los suelos. MONTANER y SIMON, S. A.Barcelona, Espana. pp 121-133.
121
Valentin C., 1981. "Organisations pelliculaires superficielles de quelques de reglOnsubdésertique (Agadez-Niger)". Dynamique de fonnation et conséquences surl'economie en eau. Editions de L'ORSTOM, Paris. 250 page.
Valentin C., 1978. Divers aspects des dynamiques actuelles de quelques soIs ferralitiques etinterprétations agronomiques. ORTOM, Adiopodoumé, 141págs.
Vauclin M., J., Imbernon, G. Vachaud and C. Dancette, 1983. Description experimentale etmedélisation stochastique des transferts par la mise en échelle des propiétéshydrodynamiques des soIs. Isotope and radiation techniques in soil physics and irrigationstudies. IAEA-SM-267/25, pp. 103-124. Orstom, Francia.
Vieira S.R., D. R. Nielsen and J.W. Biggar, 1981. Spatial variability of field-measuredinfiltration rateo J. Soil Sci. Am., 45: 1040-1048.
Viramontes P. D., 1992. Redistribución espacial del agua en el paisaje, escurrimiento yerosión hídrica a través de una toposecuencia. Actes du seminaire Mapimi: Etude desrelations eau-sol-vegetation dans une zone aride du nord du Mexique orientee versl'utilization rationnelle des ces ressources pour l'elevage bovin extensif. Instituto deEcologiía, A. C. ORSTOM. Durango, México.
Viramontes P. D., 1990. Cuantificación del escurrimiento y la erosión hídrica en el DesiertoChihuahuense. reserva de la biosfera de Mapimí. Tesis de Licenciatura. Escuela Superiorde Bilogía (UJED). Gómez Palacio, Dgo. México.120 págs.
Wayne W., D. 1989. Bioestadística. Base para el análisis de las Ciencias de la salud.Limusa, México.pp. 355-455.
Yamane T., 1979. Estadística: Problemas y soluciones. Harla, México. pp. 214-277.Youngs E. G., 1986. Estimating hydraulic conductivity values from ring infiltromete
measurements. J. Soil Sci., 38: 623-632.
122
Número
APENDICES
Contenido Página
1 Hidrogramas de escurrimiento para determinación del momento
de sortividad 124
II Hidrogramas de concentración del escurrimiento
TI Programa para análisis de conglomerados en SAS 141
IV Programa para análisis de componentes principales 142
V Modelos de regresión para estimar la intensidad máxima de
escurrimiento 143
VI Programa de regresión multiple para obtener el modelo de tiempo
de inicio de escurrimiento 144
VII Datos analíticos del suelo de estudio 145
VIII Valores de r para diferentes diveles de significancia 148
123
Apéndice 1
Hidrográmas de escurrimiento para determinación del momento de Sortividad.
10020 40 60 80Duración de la lluvia
,.....p
~ 10 ,-.1 ~\.:2 ~III ••r.jlO+-----.--t-----i----+-'----<+--+------ic: o
80
Estocl6n' e'Penmento 2
..•......- _..
10 20 30 40 50 60 70Duración de la lluvia (min)
...- .>"'~
r.
,.....:c:E..s50oe 4041
:~ 30:;~ 2041
~ 10
~O+--~-+--+--t+_--+---+---+--+-=--+---l:2~ o41c:
,.....:c:E..s 120
~ 100 Estaclón3.'P 1 n.~ 80 ~ :
.~ 60 i 1~ j !41 40 . .
~ 20 '1·····~ ~- ,~
~ O --t--_-+-.............·1C.H¡:...' I I ,~
ji O 20 40 60 80 100.E Duración de la lluvia (min)