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Introducción
Los suelos forestales regulan el ciclo hidrológico (Swank et al., 2001; Jarvis, 2007), reducen los problemas de inundaciones por las altas tasas de infiltración locales (Robichaud, 2000; Laurance, 2007), mantienen los manantiales, ojos de agua y veneros activamente fluyendo durante la época de estiaje, lo que da vida a los arroyos y ríos y en consecuencia a las comunidades riparias en sequías inter-estivales (Baker y Mace, 2007). En regiones áridas y semi-áridas más del 90% del agua que transita por los cauces fue infiltrada profundamente en las regiones montañosas aledañas (Viviroli and Weingartner, 2004; Liniger and Weingartner, 2005).
Los suelos forestales presentan estratos bien definidas, con un horizonte orgánico, por lo general horizontes A, B, y a continuación el material parental. El material rocoso se encuentra generalmente fracturado por la intemperización, la penetración de las raíces de los árboles, por una combinación de ambos o por otros procesos (Laurance, 2007). El paso del agua de la superficie a las capas profundas se realiza a través de los macroporos que resulta de las presiones positivas que se generan localmente en la matriz del suelo (Návar et al., 1995; 1996). Los macroporos son perforaciones dentro de la matriz del suelo que poseen dimensiones mayores que 2 mm de diámetro que incluyen: raíces vivas, en descomposición, conductos hechos por nemátodos e insectos, grietas de desecación, espacios estructurales del suelo, entre otros (Jarvis, 2007). En contraste, los mesoporos o microporos del suelo conducen el agua y el transporte de los químicos siguiendo preferencialmente las leyes del flujo laminar. Las raíces vivas, en descomposición y totalmente descompuestas, los conductos perforados por nemátodos, hormigas y otros insectos y las grietas estructurales del suelo y material rocoso permiten la percolación del agua a sitios de mayor profundidad a velocidades que se ajustan a las leyes cinemáticas y son los principales procesos que recargan acuíferos (Beven y Germann, 1982; Smettem, 2009).
Estudios recientes han demostrado la importancia relativa de los macroporos en el transporte del agua a pesar de su limitada variación espacial (Buttle y McDonald, 2002; Jarvis, 2007) y de transporte de contaminantes (Turton et al., 1995; Skovdal et al., 2004). Sin embargo, los mecanismos que controlan el flujo del agua a través de los macroporos del suelo sigue siendo un tema controversial (Návar et al., 1996; Hutchinson and Moore, 2000; Weiler, 2001; Jarvis, 2007).
El papel que juegan las estructuras macroporosas del suelo en el flujo del agua es dinámico en el tiempo, entre y dentro de una misma tormenta y en espacio (Návar et al., 1995; McDonnell, 1990). Factores tales como la intensidad de la lluvia y el contenido inicial de humedad del suelo parecen determinar el tipo y número de macroporos que participan activamente en el transporte del agua y contaminantes durante una lluvia (Smettem, 2009; Alaoui et al., 2011). Sin embargo, a escalas intermedias de tiempo, estas estructuras pueden ser perturbadas, modificadas, reducidas o eliminadas de un suelo forestal y cambiar sutilmente los regímenes hidrológicos, sobretodo la producción de escorrentía superficial, sub-superficial y la recarga de acuíferos. La apertura de caminos, de los carriles de arrime y arrastre, las prácticas de sobrepastoreo con diversos animales, los incendios forestales a través del percolado de materia orgánica parcialmente quemada, pero sobre todo el cambio de uso del suelo y el cambio de las especies forestales con diferentes hábitos radiculares pueden modificar substancial y permanentemente el número, las dimensiones y la profundidad de las estructuras macroporosas del suelo forestal (Robichaud, 2000; Williamson y Neilsen, 2000; Jégou et al., 2002; Drewry et al., 2008).
En vista de la importancia que reviste el volumen de macroporos de los suelos forestales en la regulación del ciclo hidrológico, esta investigación tuvo como objetivos a) investigar el efecto de la presencia-ausencia de macroporos en los cambios hidrológicos y b) describir los mejores sistemas de manejo forestal que cumplan con los objetivos primarios de extracción de trocería y secundarios de la conservación de los regímenes hidrológicos de la microcuenca ‘La Rosilla II’ de Durango, México.
Materiales y Métodos
El estudio se realizó en la microcuenca La Rosilla II en la región del Salto, Pueblo Nuevo, Durango, México. La microcuenca tiene una superficie de 944 ha y se localiza en la cuenca del Río Presidio en la Región Hidrológica No. 11 del Presidio-San Pedro. La microcuenca se localiza en la porción centro - norte de México, dentro de las coordenadas geográficas extremas, en su posición septentrional, 23° 41´ 12.6´´ N, -105° 25´ 2.9´´ O; en su zona oriental 23° 42´ 33.9´´ N, -105° 23´ 27.7´´O; en su posición más al norte 23° 43´ 55.2´´N y -105° 25´ 2.9´´ O, y en su posición occidental 23° 42´ 33.9´´ N, -105° 26´ 37.9´´ O (Figura 1). La microcuenca se eleva desde los 2500 hasta los 2900 m sobre el nivel medio del mar. El clima templado frío predomina en las más altas estribaciones y el clima templado en las estribaciones bajas de la microcuenca (García, 1987). En la parte alta las precipitaciones sobrepasan los 1000 mm anuales, mientras que en las partes bajas la precipitación anual promedio es de 850 mm. El gradiente de precipitación en las vertientes orientales de la cuenca es de aproximadamente 40 mm por cada 100 m de altitud (Návar, 2014). Los bosques templados cubren la totalidad de la microcuenca; donde dominan los bosques puros de pino en las más altas estribaciones y los bosques de pino-encino en las zonas intermedias. Los suelos predominantes son los Litosoles y los Regosoles.
El balance hidrológico de los suelos forestales.
En este reporte se utilizó un método físico indirecto, clasificado como la técnica del balance de masas que mide las entradas, salidas y cambios del agua en el suelo (Viessman et al., 2007). La entrada del agua por la lluvia que se almacena en el suelo es el excedente de la precipitación que logra traspasar la barrera de la interceptación. La entrada de agua o tasa de infiltración es alta en suelos forestales (Swank et al., 2001; Viessman et al., 2007) y en suelos de la SMOcc de Durango, en México esta tasa se sobrepasa solo en lluvias intensas que se presentan con una frecuencia promedio cada 2 años (Dueñez et al., 2006). Parte del agua que sobrepasa la barrera de la interceptación humedece el suelo y cuando éste se satura, el contenido de agua entre la capacidad de campo y el punto de saturación escurre superficial o sub-superficialmente y parte se percola hacia mayores profundidades para recargar acuíferos. El contenido de agua por arriba del punto de saturación escurre libremente por la superficie del suelo siguiendo los gradientes de gravedad como flujo de saturación dando origen al proceso del área dinámica que contribuye al escurrimiento durante la lluvia (Viessman et al., 2007). Para estimar los cambios en el contenido de humedad del suelo (θ), el balance de masas consideró la entrada por la precipitación y las pérdidas de agua por: a) interceptación, b) evapotranspiración y c) escorrentía.
El contenido del agua se calculó con el volumen de poros del suelo mineral y orgánico. La salida de agua del suelo se calculó como el contenido de agua gravitacional, que escurre y se encuentra entre los contenidos de agua a la capacidad de campo y al punto de saturación o con menos de 1/3 de bar de presión (Hillel, 2013). Cuando los suelos se saturan ocurre el escurrimiento superficial y saturado. La ecuación del balance de masas dentro del suelo se presenta en los modelos (1), (2), (3), (4) y (5).
(1)
(2)
(3)
(4)
(5)
La precipitación (P) se registró en pluviómetros. La evaporación (Et) se midió en evaporímetros. Estas dos variables fueron registradas en la estación climática El Salto de donde se tomaron los datos. Eta se calcula comúnmente con la ecuación de Penman-Monteith (Viessman et al., 2007) o con la ecuación de física de suelo (Hillel, 2013), reportada por la ecuación 7, y está regulada por el contenido de agua del suelo, la evapotranspiración potencial (Etp) y el tipo de vegetación. En ausencia de mediciones micrometeorológicas, Eta se calculó con un modelo como se explica mejor en la ecuación (7). La Etp está en función de Et. La escorrentía superficial (Qs) se midió en secciones del cauce con el uso de correntómetros. La escorrentía que sale fuera del alcance de las raíces (Qp) y drena hacia los acuíferos se calculó convencionalmente con el contenido del agua gravitacional del suelo. La interceptación (I) es el volumen de agua que se utiliza en humedecer la vegetación y el mantillo orgánico y regresa a la atmósfera sin haber contribuido al aumento de la humedad del suelo y se calcula con la diferencia de la precipitación (P) menos la translocación (Th) y la escorrentía cortical (S).
En esta investigación I se estimó con el modelo reformulado de Gash (Gash et al., 1995; Valente et al., 1997), cuya ecuación se presenta en el modelo (6):
(6)
donde: c = la proporción del suelo sin cobertura forestal; Ec = la tasa de evaporación del agua interceptada ponderada por la cobertura forestal; R = la intensidad de la lluvia sobre la cobertura; P’G = cantidad de lluvia necesaria para iniciar la redistribución de la lluvia sobre el suelo; q = la precipitación de lluvias que no sobrepasan P’G; Sc = la cantidad de agua necesaria para saturar la cobertura forestal; Pt = la proporción de la lluvia que es escorrentía cortical. PGJ es la cantidad de lluvia del evento j. n es el número de lluvias que saturan la cobertura forestal y m es el número de lluvias que producen escorrentía cortical.
Los parámetros del modelo para bosques mixtos, bosques de encino y bosques de pino se extrajeron de Návar (2011) y de Návar (2013). La evapotranspiración real (Eta), se calculó con la ecuación 7 que incluye la evapotranspiración potencial, Etp, que está en función de la evaporación en tanques (Et), el factor climático (Fc), el factor de cobertura forestal (Ftv); y se encuentra ponderada por el contenido del agua del suelo. El factor de ponderación se calculó con el contenido inicial de agua del suelo (θi), el contenido de agua del suelo al punto de marchitamiento permanente (θpmp) y a la capacidad de campo (θcc).
(7)
El modelo (7) estima la evapotranspiración actual o real, la cual está regulada por el tipo de cobertura forestal (Hillel, 2013). El factor Etp fue calculado como Et × 0.95. El contenido final de agua del suelo en forma proporcional se estimó a partir del balance hídrico de masas, donde θi = θi-1 ± [Precipitacióni-1 - Interceptacióni-1 - Eta - Qs - Qp]. En este documento, la nomenclatura i-1 se refiere al tiempo inmediato anterior, que para este propósito en la escala temporal diaria es del día anterior. El modelo se alimentó con los parámetros siguientes del suelo: profundidad del suelo = 21 cm, contenido del agua del suelo al punto de marchitamiento permanente, θpmp, = 0.27; contenido de agua del suelo al punto de capacidad de campo (θcc) = 0.51; y contenido de agua del suelo al punto de saturación de la porosidad del suelo (θs) = 0.63; con el parámetro climático de factor de conversión de Et a Etp = 0.95; el parámetro de vegetación (Ftv) = 1.25; y los parámetros de la interceptación (c) = 0.058; Ec= 2.64; R = 12.66; P’G = 0.25; q = 0.058; Sc = 0.135; Pt = 0.039. Los parámetros del suelo fueron tomados de Návar (2011). Los datos de física de suelos fueron derivados de 12 muestras extraídas aleatoriamente de la microcuenca ‘La Rosilla II’. Las muestras de suelo de la microcuenca se analizaron con respecto a las siguientes variables: profundidad del suelo en cm (20 ± 13), densidad aparente (0.82 ± 0.09 g cm-3), densidad real (2.24 ± 0.05 g cm-3), capacidad de campo (0.51 ± 0.12 cm cm-1) y punto de marchitamiento permanente (0.27 ± 0.06 cm cm-1). Los datos de densidad aparente y densidad real indican que el suelo tiene una porosidad promedio (desviación estándar) de 0.63 cm cm-1 (0.03).
Los macroporos del suelo
Las mediciones directas del volumen de los macroporos del suelo son difíciles de realizar en campo. Por esta razón, las estimaciones indirectas a través del contenido de agua en el suelo y de la descarga de agua de suelos forestales se han empleado como estimadores de estas estructuras (Návar et al., 1995). En este reporte se usó el contenido de agua del suelo cuando se encuentra entre la capacidad de campo (-1/3 bar de succión) y el contenido de agua al punto de saturación (0 bar de succión), consistente con: a) el agua que drena gravitacionalmente por tres días, b) el cambio agudo de la curva de retención del agua del suelo (contenido del agua del suelo en función de la succión o la energía con la cual es retenida) y c) el quiebre de la curva de la conductividad hidráulica no saturada en función del contenido de agua o la succión del suelo (Van Genuchten, 1980).
El balance hidrológico de masas se corrió utilizando las ecuaciones 5, 6 y 7; cuando el contenido actual de agua del suelo (θi) sobrepasa 0.63 cm cm-1 se produce la escorrentía superficial y el caudal de saturación (Qs). Cuando el contenido de agua del suelo sobrepasa de 0.51 cm cm-1 hasta 0.63 cm cm-1 se produce la percolación profunda, drenaje de agua fuera de la zona radicular, o recarga de acuíferos y escorrentía subsuperficial (Qp). Para que haya movimiento de agua por los macroporos deben de existir potenciales de presión positivos en la matriz del suelo; es por esta razón que el agua que se encuentra a menos de 1/3 de bar de succión no drena libremente por estas perforaciones o conductos de agua.
Se graficaron las descargas superficiales (con y sin macroporos) y la descarga sub-superficial (con macroporos) en función de la precipitación total anual para ajustar ecuaciones de regresión. Estas ecuaciones facilitan los cálculos de los tres tipos de escorrentía con solo la precipitación anual en lugar de utilizar todo el balance hidrológico de masas a escala diaria. El modelo del balance de masas usa un tipo de análisis de sensibilidad para obtener información sobre el efecto de los macroporos en la recarga de acuíferos y no utiliza datos reales en su validación por la dificultad que presenta su obtención y por la naturaleza de los acuíferos profundos en la SMOcc. El modelo fue originalmente asociado con la superficie y el número de incendios y la superficie incendiada para el Estado de Durango, México como un indicador de su realidad y los resultados mostraron una excelente correlación validando así su uso posterior (Návar, 2015).
Resultados y Discusión
El balance hidrológico de masas fue altamente sensible a la presencia-ausencia de macroporos en el suelo forestal de la microcuenca ‘La Rosilla II’, cambiaron drásticamente Eta, Qs, Qp y θ (Cuadro 1).
Xp = promedio; S.D. = desviación estándar; I.C. = intervalo de confianza; P = precipitación total anual (mm); I = interceptación anual (mm); Et = evaporación en evaporímetros (mm); Eta = evapotranspiración actual o real (mm); Qs = escorrentía superficial (mm); Qp = escorrentía subsuperficial y recarga de acuíferos (mm); Q = escorrentía total (superficial, subsuperficial y profunda) (mm); θ = contenido del agua del suelo (cm cm-1). Note que algunos años la precipitación es baja; esto se debe a lo incompleto de la serie de tiempo en estos años. Note que Qp = Q-Qs.
Cuadro 1 Balance hidrológico de masas calculado con y sin macroporos en un suelo forestal de la microcuenca ‘La Rosilla II’ de Durango, México.
Los registros de la parte baja de la microcuenca (estación climática del Salto, P.N., Durango, México) muestran que la precipitación promedio anual para el periodo de 1945-2006 fue de 855 mm. El balance hidrológico de masas estimó que en promedio, 93 (11%) se interceptan, 506 (59%) se evapotranspiran y 255 mm (30%) producen caudales superficiales, sub-superficiales y subterráneos. Los caudales superficiales se aproximan en promedio a 81 mm (9%) cuando existen macroporos en el suelo, en la microcuenca de referencia (Cuadro 1). Si se consideran los caudales totales como fuentes de salida de agua de los suelos, la descarga total que sale por los ríos se aproxima al 30% de la precipitación total. Este porcentaje es consistentemente mayor que los datos reportados por Návar (2008) en su balance hídrico para el estado de Durango, quien calculó que los caudales superficiales explican aproximadamente el 15.5% del destino de la precipitación promedio anual para el estado. De acuerdo con estimaciones anuales de la presente investigación, entre el 30 y el 50% es caudal base y el restante es caudal directo. El contenido promedio del agua del suelo es de 0.38 cm cm-1 cuando el punto de saturación es de 0.63 cm cm-1 o el contenido de agua a capacidad de campo es de 0.51 cm cm-1.
El balance hídrico de masas mostró que los suelos permanecen la mayor parte del tiempo semi-secos, con θ cercanos al punto de marchitamiento permanente (θpmp = 0.27 cm cm-1); lo que explica la alta incidencia de incendios forestales. Existe evidencia en la microcuena ‘La Rosilla II’ y en general en los bosques templados de Durango de que los incendios forestales tienen una frecuencia de 1 cada 15 años (Návar, 2015; Drury y Veblen, 2008; Fule y Covington, 1994). Los incendios forestales retroalimentan la pérdida de producción de caudales sub-superficiales o de recarga de acuíferos por espacios cortos de tiempo. El destilado de materia orgánica parcialmente quemada hacia las partes inferiores del suelo, sella el sistema poroso del suelo y reduce considerablemente la infiltración (DeBano, 2000; Alanís et al., 2000; Nyman et al., 2010). Como consecuencia, la escorrentía superficial se incrementa posterior a la presencia de incendios en bosques templados con la concurrente producción de erosión superficial (Alanís et al., 2000; 2009).
Los bajos contenidos de humedad del suelo calculados por el balance hídrico de masas (en promedio θ = 0.43 sin macroporos y θ = 0.38 con macroporos) son también un factor limitante en la productividad forestal de los bosques de la zona de estudio. Se ha encontrado que el crecimiento radial de las pináceas se relaciona positivamente con los altos contenidos de agua en el suelo en las etapas tempranas de la primavera en la región norte de México (González-Elizondo et al., 2005; Návar y Lizárraga-Mendiola, 2014). Lluvias invernales abundantes ocasionadas por el efecto El Niño/Oscilación del Sur aumentan preferencialmente los contenidos del agua del suelo y en ocasiones esporádicas producen escorrentías importantes (Návar, 2012). Sin embargo, estas condiciones se presentan en el norte de México solo una vez cada 3 a 7 años (Cavazos y Hastenrath, 1990) mientras que en el resto del tiempo prevalecen condiciones de La Niña o de sequía invierno-primaveral y de los inicios del verano. Los monsones, asociados con el canal de convergencia inter-tropical son los fenómenos que traen consigo lluvias importantes de Julio a Septiembre, en la etapa tardía del crecimiento de los árboles.
Efecto de la falta de macroporos en la hidrología del suelo
Las simulaciones con el modelo del balance hidrológico de masas mostraron que la Eta aumentó en promedio de todos los años de 505 a 541 mm en la ausencia de macroporos en el suelo (Cuadro 1). Esto es, la Eta incrementó en 35 mm anuales (14% del total normal). Por el contrario, en presencia de los macroporos, la escorrentía total (Qs +Qp) aumentó en 35 mm. Esta cantidad representa igualmente el 4% de cambio en el caudal con respecto a la precipitación promedio anual y en el 14% con respecto al caudal total.
Cuando no hay macroporos en el suelo la θs se modificó de 0.63 a 0.51, el cambio más notorio sucedió en la escorrentía profunda (Qp) se redujo a 0 y toda la escorrentía que se presenta es por la vía superficial y casi exclusivamente durante la época de lluvias abundantes. En la ausencia de macroporos en el suelo, se producen 221 mm de escorrentía superficial y cuando existen estas estructuras, Qs se reduce a 81 mm. Es decir, existe un diferencial de 140 mm de escorrentía sub-superficial, lo que equivale a casi el doble (≈172%) de mayor escorrentía sub-superficial que superficial en la presencia de macroporos del suelo. El contenido de biomasa radicular se ha asociado en forma positiva con el volumen de macroporos y como consecuencia con la tasa final de infiltración (Jarvis, 2007; Yang et al., 2007). Por esta razón, los diferentes tipos de bosques juegan un papel diferente en la regulación del ciclo hidrológico a través de la recarga de los mantos acuíferos porque poseen cantidades diferenciales de macroporos explicados parcialmente por la biomasa radicular. Por ejemplo, en Corea del Sur los bosques de Quercus poseen tasas finales de infiltración mayores que los bosques de Abies como consecuencia de las más altas cantidades de biomasa radicular (Yang et al., 2007).
La cantidad de agua que se infiltra superficial y profundamente con el sistema de macroporos equivale en promedio a 140 mm por año. De estos, es altamente probable que, un tercio contribuya al hidrograma de corrientes durante las lluvias de Julio-Septiembre; entonces, 59 mm que emergen sub-superficialmente y 81 mm que se producen superficialmente contabilizan aproximadamente los 140 mm. Este valor equivale al 16% de la precipitación total anual y es similar a los calculados por los balances hidrológicos derivados de los caudales de los ríos que drenan de la SMOcc (Návar, 2008). Los restantes 116 mm probablemente se encuentren emergiendo allende las fronteras del estado de Durango o durante la producción del caudal base en las épocas inter-estivales secas, durante sequías importantes. Otra posibilidad es que este volumen de agua se encuentre almacenado en la misma cadena de montañas y se esté liberando lentamente vía veneros, manantiales, ojos de agua. Esta cantidad de agua almacenada tiene relevancia al denominar a las montañas como las torres verticales de almacenamiento de este vital líquido (Viviroli y Weingartner, 2004; Liniger y Weingartner, 2005) que escurre lenta y probablemente por periodos largos en varias regiones de la SMOcc. Existen ríos sobre todo a lo largo de la vertiente occidental de la SMOcc (Ríos Baluarte, Presidio, Humaya, Piaxtla, San Lorenzo, San Pedro, entre otros) y oriental (Nazas) que no han reportado su total desecación aún en sequías decadales como la de los 1950’s o la de los 1990’s (Návar, 2012). Sequías inter-anuales máximas históricamente registradas, como la reportada en 2010-2012 tampoco han logrado impactar la continuidad en el flujo de varios ríos que nacen en las partes altas de la SMOcc (Návar, 2015).
Ecuaciones empíricas que explican los diferentes caudales de la microcuenca
Los caudales superficiales y sub-superficiales se encuentran estrechamente relacionados con la precipitación total anual (Figura 2). Este comportamiento se explica porque los caudales se presentan preferencialmente durante días consecutivos definidos por lluvias abundantes que ocurren preferencialmente durante la estación de lluvias. Lluvias abundantes aisladas no producen volúmenes importantes de Qs ni de Qp y solo aumentan parcialmente θ cuyo volumen promedio es de aproximadamente 12.6 cm.
Figura 2 Caudales estimados en función de la precipitación anual con la simulación de macroporos y falta de los mismos en el suelo forestal de la microcuenca ‘La Rosilla II’ de Durango, México.
Las ecuaciones de potencia se ajustan adecuadamente a los diferentes caudales estimados por el balance hidrológico de masas en el suelo forestal de la microcuenca estudiada. Las diferencias estadísticas entre las pendientes también son claras y significativas (P ≤ 0.05). El caudal superficial que se genera por la falta de macroporos es mayor que el caudal superficial que se genera con la presencia de estas estructuras porosas. El caudal que recarga acuíferos profundos y que mantiene los ríos fluyendo con agua y la transpiración de las especies forestales durante las épocas de estiaje es intermedio entre los dos caudales superficiales. Este caudal que se genera por el sistema de macroporos, sin embargo, tiene una pendiente menor en contraste con el resto de los caudales, lo que obedece parcialmente a que no está tanto en función de mayores cantidades de precipitación como son los caudales superficiales. Este caudal está más bien regulado por las características físicas del suelo y la evapotranspiración.
Para que exista caudal superficial anual importante (Qs > 100 mm) en la presencia de macroporos se requieren de precipitaciones anuales mayores a 1000 mm. Por el contrario, en la ausencia de macroporos del suelo, esta precipitación anual produce caudales superficiales del orden de los 300 mm. Este valor es el triple y conforme aumenta la precipitación anual esta proporción disminuye ligeramente por la diferencia en la pendiente, la cual es mayor en el caudal superficial con macroporos del suelo.
El caudal sub-superficial se presenta aún en lluvias anuales con poco volumen total. Por ejemplo, lluvias anuales de 400 mm generan caudales sub-superficiales y profundos cercanos a los 70 mm con la presencia de macroporos en el suelo forestal. Esto sucede porque las lluvias que se presentan en el estado de Durango tienen intensidades que sobrepasan la interceptación y cambian el contenido de humedad del suelo por arriba de la capacidad de campo. Es decir, las lluvias diarias son continuas y en cantidades importantes sobre todo en la época de monsones que está bien definida de julio a septiembre, con julio y agosto siendo los meses que presentan los mayores promedios mensuales. Este patrón se repite constantemente tanto en años secos, intermedios o lluviosos.
El cálculo de los diferentes tipos de caudales por el método del balance hidrológico de masas se necesita confirmar con otros tipos de estudios. Los diferentes tipos de caudales en los ríos del estado de Durango se deben separar para determinar la vida media de la precipitación infiltrada; de los flujos base y directo y de los diferentes aportes de agua a los cauces. Návar-Cháidez y Lizárraga-Mendiola (2016) reportaron por el método de separación de hidrogramas de corrientes aproximaciones promedio del 50% en caudal base y del 50% como caudal directo para 172 estaciones hidrométricas distribuidas en varias cuencas hidrológicas en el norte de México. Una combinación de la separación hidrológica y química con base en isótopos preferencialmente dará mayor información sobre la vida media del agua en las diferentes cuencas.
Volumen de los macroporos y sus controles espacio-temporales
El valor obtenido en la presente investigación del volumen de macroporos fue de 0.12 cm cm-1 (0.63‑0.51 cm cm-1). Sin embargo, la variabilidad espacial en los diferentes parámetros físicos de los suelos es alta; por ejemplo, el θpmp; θcc y θs tienen promedios (desviación estándar) de 0.27 (0.06), 0.51 (0.12) y 0.63 (0.03) cm cm-1, respectivamente. Esta alta variación se debe a diferentes causas naturales y antropogénicas, y explica que en algunas partes de la microcuenca existen condiciones que generan mayores cantidades de recarga de acuíferos que en otras. Este volumen es comparable y consistente con otros estudios en otras partes del mundo. Návar et al. (1995; 1996) para las Montañas Ouachita de Arkansas en USA reportan un promedio de 6 cm cm-1. Shi et al. (2007) encontraron que el área proporcional cubierta por macroporos tuvo un rango de 0.76 cm cm-1 hasta 31.3 cm cm-1, con un promedio de 10.8 cm cm-1 en las Montañas Liupan del noreste de China. Yang et al. (2007) en bosques de coníferas Coreanos encontraron un valor del 6% de la porosidad no capilar. Los macroporos forman aproximadamente el 5.5% de un suelo forestal en el sureste de Australia (Nyman et al., 2010). En suelos forestales Franceses, Legout et al. (2009) midieron 11 cm cm-1 de espacio cubierto por macroporos. La variabilidad natural del volumen de macroporos en suelos forestales descritos anteriormente es clara y la variación está relacionada con las características de los bosques mismos. La densidad, la diversidad de especies arbóreas y el estado sucesional del bosque parecen explicar estas variaciones. En el modelo del balance hidrológico de masas se muestra que a medida de que aumenta el volumen de macroporos aumenta la recarga de acuíferos y disminuyen la escorrentía superficial y la evapotranspiración actual y que el volumen de macroporos medido en esta investigación produce una recarga de acuíferos equivalente en promedio a 140 mm por año.
Los tipos de macroporos reportados comúnmente en la literatura y presentes en los suelos forestales, con excepción de las raíces de árboles vivos que sirven de conductos preferenciales del agua, pueden reducirse fácilmente por la presión a que se someten los suelos. El arrastre de trocería, el sobrepastoreo y el tráfico vehicular ejercen presión sobre el suelo y los macroporos son los primeros en absorber el esfuerzo a través de la reducción del sus dimensiones (Beven y Germann, 1982; Návar et al., 1995; 1996; Nyman et al., 2010). El 10% de la microcuenca está cubierta por caminos de acceso y extracción de trocería, sitios que se han compactado en su volumen de macroporos y como consecuencia al estancamiento de la precipitación. También existe sobrepastoreo que abre caminos de acceso visibles a simple vista en las pendientes de los suelos forestales de la microcuenca. Los carriles de acceso reducen el volumen de macroporos por la compactación y como consecuencia las tasas de infiltración disminuyen drásticamente (Dueñez et al., 2006). La carga animal recomendada es de 1 unidad animal, UA, por cada 20 hectáreas, cuando en la microcuenca existe en promedio 1 UA por cada 5 ha (Manzano y Návar, 2000; Manzano et al., 2000).
Los métodos de manejo forestal comunes a los bosques de la SMOcc de Durango, México son: a) el Método Mexicano de Ordenación de Montes, MMOM y b) El Método de Desarrollo Silvícola, MDS. El primero cumple con los objetivos de mantener el suelo con un buen volumen de macroporos al intervenir selectivamente los árboles adultos y quedando los bosques en general con una buena cobertura forestal y por consiguiente con un buen volumen de raíces. Solo en las aperturas del dosel por la extracción selectiva se modifica temporalmente el volumen de macroporos.
El segundo método deja el bosque con un mosaico de edades desde la regeneración, latizales, bajos fustales, hasta los bosques maduros. Su impacto en el volumen de los macroporos no se ha determinado aún con un buen nivel de precisión. Este sistema de manejo promueve involuntariamente: a) la reducción de la diversidad arbórea alfa; ya que en los rodales intervenidos con cortas de regeneración se establecen preferencialmente las especies pioneras de la sucesión P. durangensis; P. cooperi y P. Engelmannii, especies que concentran la mayor parte de las raíces en la parte superficial del suelo y b) los sistemas de arrastre y arrime disturban aproximadamente un 10% de la superficie del terreno, propiciando el cambio en la infiltración y produciendo en su mayor parte escorrentía superficial. Es por esta razón que se requieren más investigaciones que describan el impacto del Método de Desarrollo Silvícola en el volumen de macroporos y como consecuencia en el régimen hidrológico de las cuencas forestales para determinar con mayor exactitud el tamaño, forma y distribución de los sitios a intervenir bajo MDS sin modificar substancialmente el proceso de regulación del ciclo hidrológico.
Conclusiones
En la microcuenca ‘La Rosilla II’ de Durango, México, el ciclo hidrológico se modifica substancialmente con la eliminación de los macroporos del suelo. En particular se pierde el proceso regulatorio del ciclo hidrológico por los bosques al eliminar la recarga de acuíferos y producir preferencialmente escorrentía superficial. El volumen de macroporos presente fue de 0.12 cm cm‑1 y debería aumentar en promedio a los 0.15 cm cm‑1 que se reportan en su variabilidad dentro de la microcuenca. Este nuevo valor incrementaría la recarga de acuíferos en un 25% y reduciría el caudal superficial y la evapotranspiración real en la misma proporción. Por esta razón, se recomienda mantener los bosques en etapas intermedias de la sucesión por los métodos de manejo forestal existentes. La diversidad de macroporos a diferentes profundidades del suelo continuaría realizando el trabajo de regular el ciclo hidrológico sin menoscabo de la productividad forestal.
