Propiedades físicas del suelo

Se tomaron muestras inalteradas, compuestas de suelo para la determinación de textura por el método Bouyoucos (^{Gee and Bauder, 1986}), densidad aparente por el método del cilindro de volumen conocido (^{Blake, 1965}) y contenido de materia orgánica por el método de Walkley-Black (^{Nelson y Sommers, 1996}). Las determinaciones se realizaron en laboratorios acreditados de INIFAP-Bajío en Celaya, Guanajuato. Las muestras se obtuvieron a distancias de 2-3 m del punto de infiltración y de sensores para la medición de los contenidos de humedad en el suelo por Refractometría en el Dominio del Tiempo (RDT), cuyo principio de operación se describe más abajo. La porosidad se obtuvo a partir del contenido de humedad en condiciones de saturación con los sensores de RDT. Las características de retención del agua en suelo se estimaron a partir de los métodos basados en la textura, densidad aparente y contenido de materia orgánica (^{Gupta y Larson, 1979}; ^{Rawls et al., 1982}) y en las ecuaciones empíricas de ^{Brooks y Corey (1966)}, ^{Van Genuchten (1980)} y ^{Clapp y Hornberger (1978)}.

Registros de Conductividad Eléctrica

La Conductividad Eléctrica (CE) es la propiedad natural, característica de cada material de permitir el paso de la corriente eléctrica a través de sí mismo; es el inverso de la resistividad. El principio consiste en enviar una corriente eléctrica a través del suelo entre dos contactos ubicados en un electrodo de acero inoxidable. Esta corriente es medida simultáneamente con el voltaje que resulta en contactos intermedios. La conductividad es la relación entre la corriente y el voltaje, multiplicada por una constante. La lectura de CE es en milisiemens por metro (mS∙m^-1).

Esta propiedad ha sido utilizada por mucho tiempo como herramienta para clasificar suelos. El poder de ésta reside en el hecho de que altas conductividades eléctricas representan sedimentos de grano fino, como limos y arcillas, mientras que conductividades distintivamente bajas, caracterizan arenas y gravas. Los registros de conductividad eléctrica pueden ser correlacionados a lo largo del sitio de investigación para determinar cambios de espesor y variación granulométrica (^{Schulmeister et al., 2003}).

Con este propósito, se utilizó un sistema hidráulico para el empuje continuo de un electrodo de 0.05 m de diámetro y 0.90 m de longitud, con conexiones adicionales de acero de 1.20 m de longitud, montado en un vehículo tipo “van express” y conectado a un sistema denominado “Direct Image® Electrical Conductivity (EC) System”, que permite obtener una interpretación en tiempo continuo de la estratigrafía en el subsuelo. Se realizaron siete registros continuos de conductividad eléctrica hasta una profundidad de 2.5 m, separados 5 m entre sí, con el arreglo tipo Wenner (Figura 2a), con información a intervalos promedio de 0.025m, por lo que cada registro cuenta con al menos un total de 100 puntos de medición de CE.

Figura 2 a) Localización en planta de los siete registros de Conductividad Eléctrica y del electrodo Refractometría en el Dominio del Tiempo (RDT). b) Posición de los cinco sensores en la varilla de RDT a 0.15, 0.30, 0.60, 0.90 y 1.20 m. 

Permeámetro de Guelph

El permeámetro de Guelph (PG) está basado en el Principio de Marlotte, para obtener la conductividad hidráulica saturada en campo (^{Reynolds and Elrick, 1985}). El método consiste en obtener el valor de la recarga de agua en condiciones estacionarias o de equilibrio en un suelo inicialmente no saturado, en el interior de un agujero de forma cilíndrica (pozo) donde se establece una carga constante de agua. Como resultado se forma un bulbo estable de suelo saturado y su forma depende del tipo de suelo, el radio del pozo y la columna de agua en el pozo. La forma del bulbo saturado es única y permite obtener la conductividad hidráulica saturada del suelo a partir del análisis de Richard que considera el flujo tridimensional del agua en suelos, el empuje hidráulico del agua en el suelo, el empuje gravitacional del líquido a través del fondo del pozo y el empuje capilar del agua fuera del pozo a través del suelo que le rodea; se utilizó un permeámetro de Guelph modelo 2800; se aplicaron cargas de H₁ = 0.05 m y H₂ = 0.10 m, necesarias para el cálculo de la conductividad hidráulica saturada (^{Elrick y Reynolds, 1992}).

Pruebas de infiltración

Las pruebas de infiltración se realizaron en un cilindro individual de 0.278 m de diámetro interior y 0.27 m de longitud. El cilindro se instaló en el suelo, a una profundidad de 0.10 m y fue llenado parcialmente con agua. Durante la prueba, la profundidad del agua se mantuvo constante en el infiltrómetro, añadiendo agua a un nivel fijo a intervalos de tiempo adecuados con una fluctuación de 0.01 m (^{Chowdary et al., 2006}).

Las pruebas de infiltración se realizaron durante tres días consecutivos, con una duración de 5 a 6 horas por día, dejando reposar durante la noche. En general, se estableció infiltrar un volumen de 10 litros de agua y registrar los tiempos de ingreso al subsuelo, repitiendo este procedimiento durante cada día. Se consideró que, dada la ausencia de estratificación en los primeros centímetros de espesor del suelo, se estableció flujo dominantemente vertical.

Refractometría en el Dominio del Tiempo (RDT)

La Refractometría en el Dominio del Tiempo (RDT o TDR por sus siglas en inglés) se basa en la determinación de la permitividad o constante dieléctrica de un material a la propagación de ondas electromagnéticas que se mueven a lo largo de una línea de transmisión o sensor. Existe una fuerte relación entre la permitividad de un material y su contenido de humedad (θ) en un suelo.

Se instaló una varilla (PRB-A, Environmental Sensors®) de 1.425 m de longitud junto al infiltrómetro (Figura 2b), con cinco sensores individuales que permiten obtener mediciones del contenido volumétrico de humedad en perfil a profundidades de 0.15, 0.30, 0.60, 0.90 y 1.20 m. La varilla se instaló en el año 2002, de acuerdo con las recomendaciones del fabricante; las lecturas del contenido volumétrico de humedad fueron comparadas periódicamente con el sistema de toma de muestras de suelo y mediciones volumétricas. Los contenidos de humedad en cada uno de los sensores, se realizó por medio de un instrumento de operación y comunicación denominado MIP-917 Environmental Sensors^®. Las mediciones se realizaron de manera manual tomando el promedio de tres lecturas continuas, con una frecuencia que varió entre uno y ocho días, y ocasionalmente cada hora durante un día completo.

Datos climatológicos

En el CENGUA existe una estación climatológica llamada “híbrida” porque en su inicio (1985) fue de tipo A, es decir, de lecturas manuales (temperaturas al abrigo y a la intemperie, precipitación, evaporación, entre otros); desde 2007 se incluyó una estación Davis Vantage Pro2. Sin embargo, ésta es problemática y con frecuencia se pierden datos, razón por la que la de tipo A nunca ha dejado de operar y sigue vigente. También se ha hecho acopio de datos de otras estaciones de la región e incluso de otros estados de la República Mexicana. Se ha trabajado de manera numérica (probabilidades y ecuaciones de comportamiento), particularmente con la precipitación evaporación y temperaturas.

Análisis numérico

Se utilizó el modelo VS2DT (Variably Saturated 2-D Flow and Transport Model), que permite simular el movimiento de agua en medios granulares con saturación variable, en dos dimensiones (^{Lappala et al., 1987}; ^{Healy, 1990}). La ecuación que define este comportamiento es:

(1)

donde:

donde: v es el volumen del medio poroso (L³); ρ es la densidad del fluido (ML^-3); s es la saturación (L^o); n es la porosidad (L^o); θ es el contenido de humedad; t es el tiempo (T); S_s es el coeficiente de almacenamiento (L^-1); H es la carga hidráulica total (L); h es la carga de presión (L); K es la conductividad hidráulica saturada del medio poroso (LT^-1); K_r(h) es la conductividad hidráulica relativa en función de la carga de presión (h) (L^o); βc es la compresibilidad del fluido (M^-1LT²); c_m es la capacidad de contenido de humedad relativa, que es la pendiente de la curva de retención de humedad (L^-1) y α_c es compresibilidad de la matriz del suelo (M^-1LT²).

Para suelos parcialmente saturados, la saturación disminuye a medida que la carga de presión es progresivamente más negativa. La curva que relaciona la saturación de un suelo en particular con respecto a la carga de presión, es comúnmente denominada como curva característica de humedad y es determinada empíricamente (^{Lappala et al., 1987}).

Tres ecuaciones algebraicas diferentes pueden ser utilizadas en el modelo VS2D para representar las curvas características de humedad (^{Lappala et al., 1987}): 1) Brooks y Corey, 2) Gardner y 3) van Genuchten.

Las derivadas espaciales de la ecuación (1) se aproximan por medio de un esquema de diferencias finitas regulares, centradas en el bloque, definido por una malla en coordenadas rectangulares (x, y) o cilíndricas (r, z) (^{Lappala et al., 1987}).

Las condiciones iniciales se determinan proporcionando los contenidos volumétricos de humedad iniciales a partir de un perfil de equilibrio o los valores iniciales de la carga de presión. Las condiciones de frontera incluyen aquellas de tipo Newman o de flujo especificado, y de tipo Dirichlet o de potencial especificado. El modelo permite considerar que durante el proceso de infiltración puede darse el fenómeno de encharcamiento. La evaporación se calcula como un flujo ascendente de agua generado por el gradiente de presión entre el suelo y la atmósfera, considerando tres elementos: (a) demanda evaporativa de la atmósfera, (b) presión potencial de la atmósfera y (c) resistencia de la superficie (^{Lappala et al., 1987}). Finalmente, la evapotranspiración, requiere de la evapotranspiración potencial, la carga de presión en las raíces de las plantas, la profundidad de las raíces y la actividad de las raíces en su parte superior e inferior.

El análisis numérico consistió, primero, en la calibración del modelo y el análisis de sensibilidad de parámetros; en una segunda etapa, los parámetros que mejor representaron las condiciones de infiltración fueron utilizados para determinar la respuesta a los eventos de lluvia del periodo comprendido entre 200 y 300 días julianos de 2004 (18 de julio al 26 de octubre). Se realizó un análisis unidimensional en esta etapa del modelado matemático, debido a que solo se contó con una varilla de RDT.

Perfil del suelo

La textura dominante en las muestras analizadas se presenta en la Tabla 1. Un suelo arenoso-arcilloso con humus domina en los primeros 0.30 m de profundidad con un contenido de materia orgánica (MO) de 2.42% y densidad aparente (D_ap) de 1.057 g∙cm^-3; el suelo entre 0.30 y 0.90 m de profundidad, se ubica en el límite arenoso-arcilloso-humus con el arenoso- humus, ya que el 20% de la fracción arcillosa es común para ambas capas; para el intervalo 0.30-0.60 m, el contenido de MO = 1.34% y D_ap = 1.075 g∙cm^-3 , mientras que para el intervalo de 0.60 a 0.90 m, los valores son MO = 0.79% y D_ap = 1.217 g∙cm^-3. Finalmente, entre 0.9 y 1.20 m de profundidad, domina la arena con humus, con MO = 0.34% y D_ap = 1.378 g∙cm^-3.

Tabla 1 Propiedades físicas del suelo de acuerdo con los intervalos de profundidad analizados. 

^{(1) ONUAA (2009)}Ar: Arenas; Arc: Arcillas; H: Humus.

El contenido de MO es mayor en el primer estrato y disminuye progresivamente con la profundidad; mientras que, en el caso de la D_ap, ésta aumenta con respecto a la profundidad del perfil. Ambas propiedades son resultado de la práctica de conservación de este lote permanente en los primeros 0.60 m del perfil, con efectos a profundidad con el desarrollo de raíces.

El contenido de humedad residual (θ_r) representa una cierta cantidad de agua que es retenida en los poros y que no se puede drenar del suelo, aunque se incremente la carga de tensión. Para fines prácticos, los contenidos de humedad en el suelo ocurren entre la porosidad (n) y θ_r definido por la porosidad efectiva (θ_e), donde θ_e = n - θ_r.

La Figura 3a muestra el perfil de CE de los siete registros realizados a una profundidad entre 1.8 y 2.5 m cada uno. Los datos de cada perfil fueron interpolados (método de kriging) con el programa SURFER®. En general, los valores de CE varían entre 0.01 mS∙m^-1 y 90 mS∙m^-1. Los valores entre 0.01 y 10 mS∙m^-1 corresponden a arenas finas con bajo porcentaje de limos y arcillas, mientras que, los valores mayores a 50 mS∙m^-1 corresponden con dominancia de fracción arcillosa; los valores entre 10 y 50 mS∙m^-1 corresponden a limos. De acuerdo con esta relación, pueden identificarse tres estratos principales: a) el primero ubicado entre 0 y 0.65 m de profundidad, donde dominan las arenas, y arenas con limos y arcillas, y puede apreciarse un contenido progresivo de material fino hacia la base de este estrato; b) el segundo, en el intervalo de 0.65 a 1.30 m, donde se observa una secuencia de estratos muy delgados de arena fina con estratos de composición limosa-arcillosa y, c) el tercer estrato, ubicado entre 1.25 y 2.50 m de profundidad, donde progresivamente dominan nuevamente las fracciones de arena hacia su base. Los rangos de CE son consistentes con la aplicación de este sistema de electrodos en medios granulares (^{Schulmeister et al., 2003}). Puede observarse que los tres estratos no presentan una continuidad lateral ni espesor constantes, lo que indica la importancia de entender a detalle la heterogeneidad y la anisotropía del medio granular para análisis y predicciones que consideren estas variaciones del movimiento del agua (^{Woodbury y Sudicky,1991}). Esta investigación indica la necesidad de incrementar la extensión de la caracterización de propiedades hidráulicas de suelos a diferentes zonas del lote.

Figura 3 (a) Interpretación de la textura del suelo a partir de los siete registros de Conductividad Eléctrica (CE) en el lote permanente de pastos. Se presenta la ubica-ción del electrodo de Refractometría en el Dominio del Tiempo (RDT). (b) Perfil de CE más cercano al sitio de infiltración, con la interpretación del perfil de suelo. 

La Figura 3b muestra el registro de CE más cercano al sitio de infiltración, con la interpretación del perfil de suelo. En este caso, los incrementos progresivos de CE en los primeros 0.60 m del perfil se interpretan con un incremento progresivo de arcilla; mientras que por debajo de la profundidad de 1.20 m, el medio granular estaría incrementando su contenido de arena. En el intervalo de 0.60-1.00 m, se identifica un horizonte granular donde alternan estratos delgados (0.05-0.10 m) de arenas con limos y arcillas. Esta estratigrafía corresponde, de manera general, a los resultados granulométricos inalterados, descritos anteriormente, con la diferencia que el sistema utilizado para de CE detalla esta propiedad cada 0.025 m.

Conductividad hidráulica

Los resultados de las cuatro pruebas con el Permeámetro de Guelph (PG), realizadas a una distancia de un metro del punto de medición de RDT, a profundidades entre 0.30 y 0.60 m, se ilustran en la Tabla 2. La conductividad hidráulica en ambos sitios varía entre K_sf = 2.439 m∙d^-1 (0.1016 m h^-1) y K_sf = 4.988 m∙d^-1 (0.208 m∙h^-1). Estos valores de conductividad hidráulica son consistentes con la composición dominantemente arenosa del suelo y permitirían la infiltración máxima teórica de láminas de agua de 101 mm∙h^-1 a 208 mm∙h^-1. Los valores de K_sf para el tipo de textura del sitio de estudio, basados en análisis de 1,845 suelos (^{Clapp y Hornberger, 1978}), varían entre 0.545 y 3.0 m∙d^-1; por lo que, considerando que se trata de un suelo que ha estado sujeto a prácticas de conservación y con un contenido de materia orgánica superior a los suelos reportados, es factible alcanzar valores de 5 m∙d^-1 (^{Gupta y Larson, 1979}).

Tabla 2 Estratos y propiedades consideradas en las simulaciones numéricas. 

* Valores estimados a partir de su textura.

Las magnitudes obtenidas permiten valorar la alta capacidad que tiene el material granular de permitir el ingreso del agua al subsuelo y estimar su respuesta a lluvias en la región. La lluvia máxima registrada en el CENGUA, fue el 25 de julio de 2004, con un total de 72.6 mm (tiempo = 119 min, probabilidad = 9.1% y retorno = 11 años) en 6 horas (12.1 mm∙h^-1 ó 0.0121 m∙h^-1), lo que representaría entre el 6% y el 12% de la conductividad hidráulica saturada. Lluvias de esta magnitud pueden ocurrir una vez cada 11 años en el norte de Guanajuato y en el CENGUA, una vez cada 22 años. Fuera del CENGUA también se han registrado lluvias de 90, 96.7, 99.5 mm e incluso hasta de 120 mm, en el mismo orden. Las probabilidades de ocurrencia son: 3.1, 2, 1.7 y 0.5%; tiempos de 135, 141, 143 y 160 min; y retorno de 32, 49, 58 y 202 años. Estos datos son de suma importancia para asimilar los efectos de incremento de lluvia por el cambio climático y almacenar esa agua en el subsuelo.

Pruebas de infiltración

La Figura 4a presenta la relación de las láminas acumuladas de agua que se filtraron en función de los diferentes intervalos de tiempo, a lo largo de seis horas para cada uno de los tres días. La lámina acumulada al final del primer día fue de 2,609 mm, de 2,149 mm en el segundo y de 1,995 mm en el tercer día.

Figura 4 (a) Lámina acumulada de agua en función de los intervalos de tiempo entre el 27 y 29 de abril de 2004. (b) Velocidad de infiltración en función del tiempo durante el periodo de pruebas. 

La velocidad de infiltración durante los primeros intervalos de tiempo disminuyó del primero al tercer día. En el primer día la velocidad de infiltración inicial fue de 76 mm∙min^-1, mientras que para el segundo día se redujo a 9.59 mm∙min^-1 y el tercero, a 6.40 mm∙min^-1; con una tendencia a estabilizarse en 6.4 mm∙min^-1 (9.216 m∙d^-1) y 5.12 mm∙min^-1 (7.373 m∙d^-1) al final del primer y tercer días (Figura 4b). Estos resultados contrastan notablemente con la velocidad de infiltración en suelos sujetos a manejo de labranza tradicional que han sido progresivamente compactados, y donde se han medido velocidades de infiltración de 0.0298-0.238 mm∙min^-1, con las mismas metodologías, en un radio mayor a 1 km del CENGUA. Estos suelos con manejo tradicional limitan la infiltración de agua de lluvia provocando encharcamiento y erosión, además de que el agua de riego se aplica con menor eficiencia, exponiendo el agua a evaporación.

La importancia de la capacidad de este suelo, mejorado a través de las prácticas de conservación, radica en que la precipitación máxima registrada en la zona permitiría ser infiltrada al subsuelo sin causar ningún problema de inundación y erosión; lluvias de más de 25 mm se consideran erosivas (^{Palacios-Vélez, López-López, 2004}). La lluvia máxima en el interior de la CI ocurrió en 1974, en las proximidades de Dolores Hidalgo (Estación Cañada de González) con un registro de 132 mm, en un lapso de 162.47 minutos (0.812 mm∙min^-1); esta lluvia tendría una probabilidad de ocurrencia de 0.24% y un tiempo de retorno de 408 años. La prueba de infiltración demuestra una capacidad de casi ocho veces más que este valor extremo de lluvia ocurrido en la zona. Esta información es de gran importancia para asimilar los incrementos de lluvia asociados al cambio climático (^{Bell et al., 2010}) y almacenar temporalmente esa agua en el subsuelo, sin que represente un riesgo de erosión.

Con el fin de mostrar la evolución que ha tenido la capacidad de infiltración del suelo en función del tiempo, asociados a los efectos que han tenido las prácticas de conservación en los puntos de medición, se compararon mediciones realizadas entre 1990 y 1996, y las realizadas en 2004, con el mismo tipo de infiltrómetros. Las pruebas de infiltración de agua realizada en el mismo lote, entre 1990 y 1996, mostraron valores en el rango de 0.220 a 0.570 mm∙min^-1, por lo que las prácticas de conservación incrementaron la capacidad de infiltración entre 11 y 29 veces más que durante la década de 1990.

Refractometría en el Dominio del Tiempo (RDT)

Los resultados de la respuesta de los sensores de RDT se divide en dos partes: 1) La primera para la prueba de infiltración de tres días (del 27 al 29 de abril de 2004) y 2) la segunda para evaluar la respuesta de variación de los contenidos de humedad con respecto a la precipitación durante los días julianos del 200 al 365. Ambas respuestas son utilizadas posteriormente en el análisis numérico. La porosidad (n) del suelo se estimó a partir de los valores de los contenidos de humedad en condiciones de saturación (θ_s) medidos en cada uno de los sensores de RDT.

Respuesta de θ a la prueba de infiltración de tres días

La respuesta a la infiltración medida en los cinco sensores de RDT se presenta en la Figura 5 para cada uno de los tres días de pruebas. La Figura 5a presenta los perfiles de contenido de humedad (%) con la profundidad (cm), para el 27 de abril de 2004. En esta figura se observa el perfil inicial (t = 8:55 h) de θ previo a las pruebas de infiltración; donde θ en el sensor de 0.15 m es de 8%, incrementándose progresivamente a la profundidad de 1.20 m hasta 23%. Cabe mencionar que este perfil fue similar a días previos con una diferencia menor al 5%, por lo que pueden considerase como los valores de θ en equilibrio a la profundidad en la que se encuentra cada uno de los cinco sensores en ese momento (Tabla 2).

Figura 5 Respuesta en el contenido de humedad de los cinco sensores del electrodo de Refractometría en el Dominio del Tiempo (RDT) a las pruebas de infiltración, con la función de la Figura 4. Respuesta en los días a) 27 de abril, b) 28 de abril y c) 29 de abril de 2004. 

Después de 50 minutos, θ se incrementó en los cinco sensores y después de 1:35 horas prácticamente se alcanzó una saturación de los primeros 0.90 m de profundidad del perfil de suelo; y no fue sino hasta después de cinco horas, cuando los cinco sensores indicaron condiciones de saturación hasta 1.20 cm de profundidad (Figura 5a). La respuesta del subsuelo en los primeros 50 minutos puede indicar una rápida conectividad de la superficie hasta 1.20 m de profundidad, que pudiese estar controlado por flujo del agua a través de macro-poros, por ejemplo, conductos de raíces (^{Cey et al., 2009}). Este aspecto se considera en la sección del análisis numérico.

La respuesta de θ en el subsuelo durante el 28 de abril (segundo día de la prueba) se muestra en la Figura 5b. En esta figura puede observarse un comportamiento similar al primer día, con la diferencia del perfil inicial de θ medido a las 8:45 de la mañana, que se encuentra en una posición transitoria al proceso drenado del suelo. El perfil de saturación se alcanzó prácticamente dos horas después de reiniciar las pruebas. Condiciones similares ocurrieron para el 29 de abril, desde la medición del perfil de θ al principio del día y sus condiciones de saturación después de 2 horas (Figura 5c).

Los contenidos de humedad en condiciones de saturación (θ_s) son similares para los tres días de pruebas, con lo cual se estimó la porosidad del medio granular en donde se encuentran ubicados cada uno de los cinco sensores. El contenido de humedad del suelo (θ_s) es igual a la porosidad (n) cuando el suelo se encuentra saturado. La porosidad del suelo se muestra en la Tabla 2. Estos valores de porosidad son consistentes con los resultados basados en análisis de 1,845 suelos que varían entre 42% y 43.5%, con una desviación estándar de 5.9% y 8.6% respectivamente (^{Clapp y Hornberger, 1978}).

Respuesta de θ a la precipitación-evapotranspiración

La distribución de la precipitación durante 2004 se muestra en la Figura 6. La evapotranspiración potencial (ET_o) (Figura 6) se calculó a partir del coeficiente del tanque evaporímetro (K_p) y de la evaporación medida en el tanque (ET_pan), Clase A, y de la velocidad diaria del viento (^{Allen et al., 1998}) medidos en la estación climatológica del CENGUA-INIFAP:

ET_o = K _p ET_pan

Figura 6 Distribución de la precipitación y evapotranspiración (ET_pan) en 2004. 

La evapotranspiración se lleva a cabo cuando la superficie del suelo soporta cubierta vegetal, y es similar a la evaporación, excepto que la humedad del suelo puede ser removida por la raíz de la planta a través de la profundidad de las raíces. La Figura 7a muestra la variación de θ para los días julianos de 200 a 365, para los sensores localizados a 0.15, 0.30 y 0.60 m de profundidad; mientras que la Figura 7b, muestra la respuesta de θ en los sensores localizados a 0.90 y 1.20 m. Cabe mencionar que no se cuenta con las lecturas diarias del sistema de RDT, ya que las mediciones se realizaron principalmente después de los eventos de lluvia, aunque existen mediciones esporádicas entre eventos. Es visible el incremento del θ en los sensores ubicados a 0.15 y 0.30 m para los eventos principales de lluvia mayores a 10 mm; mientras que los sensores localizados entre 0.60 y 1.20 m responden a lluvias mayores a 30 mm (Figura 6). El sensor de 0.90 m muestra un descenso progresivo en el θ de 0.042%∙d^-1, después de la lluvia ocurrida el día juliano 207 con 74 mm, y solo presenta ligeros pulsos con lluvias mayores a 30 mm. Situación que difiere con el sensor de 1.20 m, el cual se mantiene en un valor promedio de θ = 23%, con ligeras oscilaciones de ± 2%.

Figura 7 Respuesta de los cinco sensores de RDT para el periodo 200-365 días julianos de 2004. (a) Sensores a la profundidad de 0.15, 0.30 y 0.60 m. (b) Sensores a la profundidad de 0.90 y 1.20 m. 

La variación del θ se atribuye principalmente al efecto de evapotranspiración del pasto, entre la superficie y los 0.60 m de profundidad principalmente; mientras que en el sensor de 0.90 m pudiera estar asociado a la presencia de raíces hasta dicha profundidad.

Análisis numérico

El modelo conceptual, parámetros físicos y condiciones iniciales se presentan en la Tabla 2. Las condiciones de frontera para la parte superior del perfil de suelo fueron de Tipo 2, de Newman o de Flujo; mientras que en su parte inferior, fueron de Tipo 1, de Dirichlet o carga de presión definida. La estratigrafía del suelo se definió a partir de los registros de CE, las propiedades medidas en campo y laboratorio, y los valores de porosidad con n = θ_s.

El proceso de calibración consistió en dos etapas: La primera, a partir de las pruebas de infiltración (27-29 de abril); y la segunda, con la respuesta del periodo de lluvias principal (días julianos 200-365). En el primer caso se realizaron simulaciones con los valores de conductividad hidráulica saturada (K_sf) medidos en campo; y un análisis de sensibilidad de este parámetro, con valores hasta un orden de magnitud mayor y un orden de magnitud menor. También se hizo variar el coeficiente de almacenamiento (Ss) del suelo dentro de un orden de magnitud.

Calibración con las pruebas de infiltración

La Figura 8a muestra los resultados de las simulaciones numéricas con la distribución de parámetros medidos en campo (Tabla 2), con las láminas de infiltración aplicadas según la Figura 4 y descritas en la sección de prueba de infiltración. Los resultados muestran una respuesta muy rápida en la distribución de θ con la profundidad, de tal manera que después del lapso de una hora, el perfil de suelo prácticamente alcanza el nivel de saturación a 1.00 m. Lapsos posteriores, de 2 y 3 horas, muestran una saturación progresiva a mayor profundidad. Esta simulación es consistente con la respuesta observada en los sensores de RDT que muestran una saturación del perfil de suelo desde la primera hora de la prueba.

Figura 8 Resultados del análisis numérico. Sensibilidad de la conductividad hidráulica (K_sf): (a) K_sf medida en campo: 2.5-5 m∙d^-1, (b) K_sf un orden de magnitud menor (0.25-0.5 m∙d^-1); (c) K_sf de un orden de magnitud mayor (25-50 m∙d^-1). 

Con el fin de mostrar la sensibilidad de K_sf en la respuesta de θ en el perfil de suelo, se disminuyó un orden de magnitud a los medidos en campo, con la respuesta simulada en la Figura 8b. En ella se puede apreciar que los frentes de humedad después de 1 a 6 horas no alcanzan a saturar el perfil de suelo hasta 1.20 m de profundidad, situación que no reproduce la respuesta de RDT durante la prueba. En una tercera simulación, en la que se incrementaron los valores de K_sf en un orden de magnitud a los medidos en campo, se obtiene la respuesta observada en la Figura 8c; después de 20 minutos, prácticamente se satura el perfil de suelo hasta 1.20 m. Esta situación tampoco corresponde a la respuesta observada en los sensores de RDT durante la prueba. De igual manera se hizo variar el Ss del suelo en un orden de magnitud mayor y menor a los utilizados en la Tabla 2, sin identificarse cambios importantes en la respuesta de θ en más de un 3%.

Estos resultados numéricos muestran que, existe consistencia entre los resultados de la prueba de infiltración, con los parámetros hidráulicos medidos en campo y la respuesta de los contenidos de humedad del sistema RDT, con la teoría del movimiento de agua en medios granulares con saturación variable.

Simulación de la respuesta de θ a eventos de lluvia

En esta segunda parte del análisis numérico, se cambió la condición de frontera en la parte superior que alimenta la superficie del suelo, sustituyéndose con la distribución de la precipitación para los días julianos 200 a 212; se utilizaron los parámetros de la Tabla 2. Este periodo es importante ya que considera una lluvia de 72.6 mm (día juliano 207), precedida por tres días con lluvias de 36.4, 4.8 y 16.8 mm (días 204-206); esto representa una oportunidad excelente para mostrar el movimiento del agua de lluvia en el interior del suelo a partir de la respuesta de los contenidos de humedad y su análisis con el modelo numérico.

El primer conjunto de simulaciones consideró los valores diarios de precipitación y de evapotranspiración (ET_o) entre los días julianos 200 a 212. En la Figura 9a se observa una respuesta de θ de la simulación a las lluvias ocurridas; las medidas de θ en el RDT se indican para los días 200, 207 y 2012. La respuesta del suelo a la lluvia del día 207 queda bien definida por la simulación; después de esta lluvia, se observa una disminución progresiva de θ con el tiempo, mostrando el efecto de la evapotranspiración, en este caso sin aproximarse al valor de θ medido el día 212, indicando que la evapotranspiración simulada es demasiado alta. Un segundo grupo de simulaciones no consideró el efecto nulo de la evapotranspiración; los resultados se muestran en la Figura 9b. En esta figura se observa una mejor aproximación de θ simulado con el observado, aún con diferencias de θ entre 3-5% a las profundidades de 0.30-0.60 m.

Figura 9 Resultados del modelo numérico para la distribución de lluvia diaria en el periodo de 200 a 212 días Julianos de 2004. Se presentan los contenidos de humedad para profundidades similares a los sensores de RDT ubicados a 0.15, 0.30 y 0.60 m. (a) Considerando evapotranspiración. (b) Sin evapotranspiración. 

Las diferencias entre los resultados simulados a partir de lluvias individuales y los observados se explican en función de un lote permanente con suelo que ha sido modificado a partir de prácticas de conservación a lo largo de 12 años, donde las propiedades físicas de conductividad hidráulica, porosidad y capacidad de retención del agua se han incrementado notablemente. Esto es consistente con el incremento de materia orgánica en el suelo en los primeros 0.60 m de profundidad y, además el desarrollo de raíces y actividad biológica en el suelo que ha propiciado conductos preferenciales de flujo, que se manifiestan en una rápida respuesta de los sensores RDT en las pruebas de infiltración y a eventos de lluvias individuales mayores a 10 mm. Hay cada vez más evidencia de que existe flujo preferencial en los suelos naturales por la presencia de macro-poros por intemperismo, plantas, fauna en el suelo y micro-fracturamiento (^{Beven y Germann, 1982}; ^{Kulli et al., 2003}; ^{Cey et al., 2009}; ^{Hendrix y Flury, 2001}; ^{Dyck y Kachanoski, 2009}). Es pues de esperarse que el suelo en el área de estudio presente flujo preferencial en macro-poros, por las prácticas de conservación a las que ha estado expuesto (^{Allison, 1973}; ^{Van Genuchten, 1980}), lo cual representa desde luego, aspectos benéficos para el sistema.

En esta primera aproximación unidimensional del análisis numérico quedan varios aspectos de medición e instrumentación que se encuentran, unos en proceso y otros en planeación a corto plazo. El primero es el de extender la instrumentación de RDT para medir contenidos de humedad e incrementar las mediciones de permeabilidad a lo largo de la sección de la Figura 3. Una estación automatizada está instrumentada para registrar eventos de intensidad y duración de la lluvia. La obtención de curvas características del suelo en sus diferentes estratos es importante para los diferentes análisis y experimentos. Se está instrumentando un sistema de medición, también automatizado, para medir el contenido de humedad horaria a lo largo del día y la noche, con el fin de cuantificar la evaporación y transpiración; igualmente, se harán pruebas de infiltración y transporte de solutos en la zona no saturada. El objetivo es aplicar modelos de flujo y transporte en 2-D o 3-D que permitan una mayor precisión en el análisis numérico y en las predicciones; este análisis deberá contemplar la aplicación de modelos mucho más complejos que permitan la incorporación de macro-poros.

Si bien, el análisis y los resultados se enfocaron a condiciones de temporal que representan un caso extremo de presencia de agua, estos pueden aplicarse perfectamente a lotes de riego con agua superficial o subterránea, donde el agua de lluvia puede aprovecharse prácticamente en su totalidad y el agua restante utilizarse como auxilio. Se estima que la práctica de agricultura de conservación y otra tecnología, como la rotura vertical, generada en el CENGUA permitirá, además de incrementar la producción, reducir progresivamente, hasta en un 25-50%, la extracción del agua en el acuífero, lo que representa un ahorro de hasta 400 millones de metros cúbicos por año en la Cuenca de la Independencia. Este ahorro podría controlar el descenso piezométrico en los pozos y la atenuación de los procesos de contaminación de flujos regionales asociados. Estos son elementos fundamentales en la gestión de acuíferos, la reducción de siniestralidad por sequía e inundaciones vinculadas al cambio climático. Además, garantizaría la producción de alimentos y forraje de temporal, y evitaría la explotación excesiva de agua subterránea con propósito agropecuario.

La importancia en la captura de agua de lluvia, carbono e incremento de la productividad agropecuaria como consecuencia de las prácticas de conservación, hace necesario apoyar urgentemente estas actividades en el campo. Los apoyos oficiales deben considerar estos beneficios, para incluirlos como instrumentos de política pública en el sector agropecuario, que permitiría disminuir progresivamente el uso y extracción de agua subterránea y enfrentar el cambio climático. Las leyes y reglamentos necesarios deberán generarse e implementarse.