Área de Estudio

El sitio de estudio se ubicó en una parcela de la zona chinampera de Xochimilco (UTM 490989E y 2130569N, y con altitud de 2240 m), la cual pertenece a la Delegación Xochimilco, Distrito Federal, México. Su selección se realizó durante la época de estiaje con el propósito de identificar los sitios con mayor afectación por salinidad (^{Ramos et al., 2011}; ^{Coras et al, 2014}). En ese sitio se tomaron muestras de suelo mediante perforación con barrena hasta una profundidad de 300 cm, recolectando una muestra cada 10 cm (^{Siebe et al. 1996}) (^{IUSS, 2006}), las cuales se trasladaron en bolsas de polietileno para su estudio en el Centro de Hidrociencias, Colegio de Postgraduados, Estado de México, México.

Análisis Fisicoquímicos

El material se manejó en condiciones de invernadero y se procesaron 100 g de cada muestra para evaluar su humedad relativa, mientras que el resto se secó a temperatura ambiente para su posterior análisis. Las muestras secas se tamizaron a través de una luz de malla de 2 mm y se trasladaron al laboratorio de Ciencias Ambientales del Colegio de Postgraduados para obtener el extracto de saturación y posteriormente, realizarles los análisis químicos referentes a salinidad (^{Allison et al., 1973}), la densidad real se determinó por el método del picnómetro y densidad aparente, mediante pesada volumétrica (^{Chapman y Pratt, 1973}). La conductividad eléctrica se determinó mediante medición directa con un conductímetro (Hanna Instruments modelo HI 255), mientras que el pH se determinó en el extracto de saturación con un potenciómetro (Hanna Instruments modelo pH 210). La concentración de los cationes Ca²⁺, Mg²⁺ se analizó mediante titulación colorimétrica y la cuantificación de los cationes Na⁺ y K⁺ por flamometría con un fotómetro de flama con autocalibración (Instrumentation Laboratory 643). Mientras que la concentración de SO₄^2- se determinó mediante turbidimetría (Hach Ratio/ XR -43900/XR). El residuo seco evaporado (RSE) y residuo seco calcinado (RSC) se analizaron mediante la técnica de evaporación y calcinación con una placa de calentamiento (Sybron modelo Thermolyne Type 2200 plate) y mufla (ISB modelo Lindberg) métodos 2540D y 2540E (^{APHA, 1989}).

Los datos de los análisis químicos obtenidos se compararon con los propuestos por ^{Allison et al. (1973)}. Posteriormente, se realizó una prueba de correlación simple de Pearson Statistix 8.1 (Analitical Software, USA), para conocer la relación entre los valores fisicoquímicos y el gradiente de profundidad del suelo. Los datos obtenidos se analizaron con el paquete estadístico señalado.

Edafogénesis de la Zona Lacustre de Xochimilco

Los sedimentos analizados en las muestras de suelo de las barrenaciones corresponden a una mezcla de materiales ígneos, arcillas y diatomitas poco intemperizadas, productos de diferentes procesos de deposición que corresponden a materiales alterados con evolución hidromórfica de carácter gléico (5GY 5/1). Composición similar a la que reportaron ^{Reyes y García (2004)}, que se considera de naturaleza autóctona (^{Ortega et al., 1997}; ^{Díaz et al., 1998}), donde los rasgos hidromórficos se distinguen por estar dispuestos en cintas o lenguas (^{Krasilnikov et al., 2013}). Los análisis físicos y químicos del suelo sugieren que la composición de estos materiales es similar a sedimentos aluviales y lacustres recientes con la estratificación volcánica del Cuaternario. De acuerdo con ^{Mooser (1956)}, grandes volúmenes de agua fluyeron en los periodos de glaciación e interglaciación durante el Pleistoceno-Holoceno, ello transportó sedimentos intemperizados mezclados con material piroclástico como ceniza, toba y material basáltico alcalino. Como consecuencia, la hidrólisis probablemente provocó el intemperismo de materiales primarios como Anfíboles y Piroxenos que aunado a condiciones de anaerobiosis, produjo reacciones de óxido-reducción de las sales de hierro y manganeso formando concreciones, la mayoría de las veces (^{Ortega y Velázquez, 2000}). Los registros de actividad humana sobre estos sedimentos datan del periodo Cuaternario (^{Mooser, 1975}); aunque se presume que las chinampas remontan su origen a 1100 y hasta 2000 años de antigüedad (^{Rojas, 1983}).

Los análisis de los sedimentos de la chinampa permiten inferir que el material basáltico alcalino y tobas evolucionaron en halogenuros como la halita, albita y plagioclasa como minerales secundarios derivados de feldespatos, como lo indican ^{Edmunds et al. (2002)}. Por otra parte, la actividad agrícola intensa, probablemente favoreció el desarrollo de una capa orgánica de aproximadamente 50 cm de espesor, de acuerdo con ^{Krasilnikov et al. (2013)} se trata de un Antrosol Sálico Terrico con textura migajón arcillosa, parda, con poca arena fina, grumos de carbonato de calcio y restos de material vegetal en proceso de humificación.

La correlación positiva entre la humedad y el gradiente de profundidad (r = 0.83, P = 0.04) sugiere un incremento del drenaje en los primeros 50 cm (Cuadro 1). Así mismo, existe estrecha relación (r = 0.9225, P = 0.7809) entre el contenido de humedad, la densidad real y la densidad aparente de los sedimentos a una profundidad de 50 a 110 cm, donde éstas últimas incrementaron cuantitativamente con la profundidad hasta en un 60%, aunque estos valores no se correlacionaron entre sí (r = -0.18, P = 0.7), debido a que dichos sedimentos poseen diferentes propiedades de hidratación y compresibilidad (^{Bryan, 1948}) (Figura 1).

Correlación de Pearson. r = valor de correlación; p = valor de significancia; DR = densidad real; H = porcentaje de humedad; HR = humedad relativa; DA = densidad aparente.

Cuadro 1 Análisis de correlación entre profundidad y valores de densidad aparente, densidad real y porcentaje de humedad en un espesor de 0 a 50 cm. 

Figura 1 Variación de la densidad real (DR) y el porcentaje de humedad en el perfil de suelo, realizado en el Distrito de Riego, Xochimilco, Distrito Federal. 

De 50 a 110 cm de profundidad, la proporción de arena aumenta conformando una clase textural migajón arenosa, indicativo de transporte y acumulación de material aluvial con poca energía, mezclado con material pumítico migajón arcillo arenoso, gris claro y poco compacto (^{Edmunds et al., 2002}; ^{Santoyo et al., 2005}). Observaciones de campo mostraron que para el perfil tipo, el manto freático estuvo presente a 90 cm de profundidad, seguido de una capa de 20 cm de arena fina, negra y compacta, cuya fuerza de adhesión disminuye a los 110 cm de profundidad. ^{Mooser (1975)}, describe a esta capa de sedimento como un acuñamiento de ceniza o toba volcánica consolidada, depositada durante el último evento volcánico ocurrido en la cuenca. El análisis de concentración iónica mostró que la presencia de éste acuñamiento, limita la lixiviación de sales y percolación de agua hacia los horizontes más profundos, ya que tiene una densidad aparente mayor en comparación con los sedimentos aluviales y lacustres, sin embargo, a profundidades mayores después del acuñamiento, la concentración iónica se redistribuye a lo largo del perfil conformando un gradiente de concentración hacia los 300 cm de profundidad, lo que demuestra que la capa hidrófoba no es impermeable en su totalidad. Cabe señalar que estos sedimentos altamente hidratados (mayor de 100%), se caracterizan por partículas arcillosas lacustres de color gris y pardo verdoso formadas como parte de la policromía a causa de la oxido-reducción de las sales de hierro y manganeso (^{Bryan, 1948}) y la anaerobiosis (^{Díaz, 2006}), estos moteados presentan intercalaciones con vetas de arena volcánica, negra y fina poco intemperizada (^{Ramos et al, 2011}).

De 240 a 300 cm de profundidad, los materiales forman parte de un mismo acuñamiento. ^{Bryan (1948)} describe estos materiales como arcillas bentoníticas y montmorilloníticas, con carbonato de calcio, diatomeas, ostrácodos e interestratificaciones de ceniza y arenas pumíticas, con una antigüedad de 48 000 a 46 000 años, correspondiente al Pleistoceno tardío-Holoceno (Figura 2). El origen de estos depósitos está íntimamente relacionado con la obstrucción definitiva del desagüe de la cuenca, causado por la intensa actividad volcánica que formó la Sierra Chichinautzin.

Figura 2 Acuñamientos diversos de sedimentos lacustres durante el Pleistoceno tardío al Holoceno, hace 48 000 años. Ilustración realizada por Juan Vanegas. 

Salinización y Sodificación del Suelo

El análisis de pH del extracto de saturación de las muestras denota el carácter alcalino del suelo (7.69-8.44) debido a la presencia de iones CO₃^2-. La distribución vertical de este ión, se relaciona con la presencia de los principales minerales que conforman la cuenca, entre los anfíboles, feldespatos y piroxenos, mismos que producen alta basicidad en las soluciones intemperizantes (Ortega y Velázquez, 2000). Estos minerales primarios promueven el intemperismo, con la subsecuente formación de micas, ilitas, vermiculitas y montmorillonitas, arcillas ricas en Si y Mg (^{Porta et al., 2003}).

La proporción de los iones en el perfil (Figura 3) presentó la siguiente secuencia Na⁺ > Mg²⁺ > Ca²⁺ > K⁺, cuya concentración disminuye al aumentar la profundidad hasta llegar a los 110 cm, en este punto, la inflexión de la curva se vuelve positiva hasta los 150 cm, lo mismo ocurre a una profundidad de entre 210 y 240 cm. La distribución de las sales en la estratigrafía del perfil, mostró que la concentración de cationes se encuentra altamente relacionada con la densidad aparente y real de los materiales acuñados. En este caso, la ceniza volcánica hidrófoba constituye el principal factor de interferencia durante la eluviación y lixiviación de las sales, sobre todo cuando se altera el nivel del manto freático. La ceniza volcánica es un material constituido, en su mayoría, por minerales como alófanos, y haloisita derivados de la meteorización de las cenizas volcánicas, en particular del vidrio volcánico; la cual además tiene una estructura cementada muy porosa conformada por agregaciones aleatoriamente distribuidas de tamaño limo y minerales de la fracción arcillosa. Su cementación es generalmente producida por minerales de arcilla tales como alofana, imogolita, haloisita y ferrihidrita, o compuestos de humus, Al/Fe y opalina silícea (^{Lizcano et al., 2006}).

Figura 3 Composición de cationes en el extracto de saturación del suelo en estudio, Xochimilco, México, D. F. 

La composición aniónica tuvo el siguiente orden: Cl > HCO₃^- > CO₃^2- > SO₄^2- (Figura 4), los cuales disminuyen de forma homogénea al aumentar la profundidad, por lo menos hasta alcanzar los 220 cm, punto en el que la inflexión varía de forma positiva hasta los 250 cm, la tendencia vuelve a disminuir pero solo para los iones de cloruro y bicarbonato, los iones de sulfato y carbonato son casi imperceptibles, esto es atribuible a su grado de solubilidad y al movimiento del agua en el perfil. Los resultados reportados en este estudio respecto a la composición mineralógica concuerdan con aquellos registrados en estudios previos sobre los suelos de la cuenca de México (^{Lozano y Ortega, 1998}; ^{Ramos et al, 2011}; ^{Solleiro et al., 2011}).

Figura 4 Composición de aniones en el extracto de saturación del suelo en estudio, Xochimilco, México, D. F. 

La mayor concentración de carbonatos CO₃^2- (0.14 a 0.22 meq 100 g de suelo^-1) se presentó en el rango de 0 a 60 cm de profundidad, a partir de la cual registró un descenso gradual hasta 0.07 a 0.00 meq 100 g de suelo^-1 a 300 cm. Se conoce que la acumulación de los carbonatos en la superficie de los suelos ocurre ocasionalmente por los procesos de evapotranspiración y de ascenso capilar desde los niveles freáticos someros, su lixiviación se presenta durante el predominio de los flujos descendentes de soluciones (^{Ortega y Velázquez, 2000}) y bajo determinadas condiciones físico-químicas. Esta distribución es más perceptible durante la estación de estiaje cuando se mantiene bajo el manto freático (^{Ramos et al., 2011}). La concentración de bicarbonatos HCO₃^- disminuyó sus valores de 1.83 meq 100 g de suelo^-1 a los 0 cm de profundidad, hasta 0.92 meq 100 g de suelo^-1 hacia los 120 cm, presentando una interrupción del patrón a los 130 cm, de este punto y hasta los 300 cm, los valores disminuyeron de 0.62 a 0.34 meq 100 g de suelo^-1 (Figura 3; Cuadro 2).

CE = conductividad eléctrica; RSE = residuo seco evaporado; RSC = residuo seco calcinado.

Cuadro 2 Propiedades químicas de un suelo Antrosol Salico Terrico en el Distrito de Riego, Xochimilco, Distrito Federal. 

Los sulfatos SO₄^2- presentaron bajas concentraciones (0.1428 a 0.003 meq 100 g^-1 de suelo) en el perfil 0-300 cm, y su concentración disminuye conforme aumenta la profundidad, cabe destacar que las mayores concentraciones (0.102 a 0.019 meq 100 g^-1 de suelo) de este ion se encontraron entre los 0-110 cm de profundidad, punto adyacente al acuñamiento de ceniza la cual disminuyo su lixiviación. La solubilidad del sulfato es alta (268 g L^-1) a 20 °C por lo que su capacidad de combinación con otros iones como el sodio, calcio, magnesio o potasio es casi espontánea (^{Szabolcs, 1989}) por lo que forman sales altamente solubles y móviles en el suelo (^{Ortega y Velázquez, 2000}), lo cual explica que sus valores más altos se presentaran en el rango de los 0 a 200 cm. Durante el proceso de lixiviación cuando el agua en el perfil del suelo se satura con sales en los horizontes superiores, ésta es desplazada hacia los horizontes inferiores, transformándola en soluciones sobresaturadas (^{Ramos et al, 2011}).

La determinación de las bases intercambiables, mostró la siguiente proporción: Na⁺ > Mg²⁺ > K⁺ > Ca²⁺, (Cuadro 3) donde el sodio intercambiable mantuvo la mayor concentración (36.80 a 9.40 meq 100 g^-1 de suelo) en el rango de 0 a 80 cm de profundidad, a partir de la cual disminuyó, en los 160 cm aumentó a 11.40 a 16.40 meq 100 g^-1 de suelo y después disminuyó abruptamente, presentando los valores más bajos a 300 cm de profundidad (10.20 a 3.80 meq 100 g^-1 de suelo). Por el contrario, la concentración de magnesio aumentó con la profundidad hasta los 120 cm, excepto en aquellos puntos donde varía la composición de los sedimentos donde mostraron valores menores, entre 130 y 300 cm de profundidad la concentración disminuyó (17.20 a 4.80 meq 100 g^-1 de suelo). Respecto a calcio y potasio, presentaron valores de 1.60 y 2.34 meq 100 g^-1 de suelo), respectivamente, los cuales se mantuvieron sin cambios significativos en su concentración a través de todo el perfil.

Cuadro 3 Bases intercambiables de un suelo Antrosol Salico Terrico en el Distrito de Riego, Xochimilco, Distrito Federal. 

Los análisis de residuo seco evaporado (RSE) mostraron que la mayor concentración de coloides disueltos (35 132 mg L^-1) están en los primeros 30 cm y disminuyen a los 100 cm de profundidad (7820 mg L^-1), posteriormente a los 110 cm la concentración aumenta (8120 a 8568 mg L^-1) hasta los 130 cm para finalmente disminuir, un comportamiento similar ocurre con el RSC. Es probable que el acuñamiento de ceniza que se encuentra a los 110 cm de profundidad influencia la variabilidad de las concentraciones debido a que la compresibilidad de estas y las diferencias en su clase textural dificultan la conductividad hidráulica (^{Tobón et al., 2004}).