Estimación del balance hídrico en una cuenca semiárida, El Mogor, Baja California, México

Hydric Balance in a Semi-Arid Basin, El Mogor, Baja California, Mexico

Francisco José del Toro-Guerrero, Thomas Kretzschmar*, Alejandro Hinojosa-Corona
Centro de Investigación Científica y de Educación Superior de Ensenada, México
*Autor de correspondencia

Dirección institucional de los autores

M.C. Francisco José del Toro-Guerrero
Dr. Thomas Kretzschmar
M.C. Alejandro Hinojosa-Corona

Centro de Investigación Científica y de Educación Superior
de Ensenada (CICESE)
Carretera Ensenada-Tijuana núm. 3918
22860 Ensenada, Baja California, México

Departamento de Geología ]]> Centro de Investigación Científica y de Educación Superior
de Ensenada (CICESE)
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Resumen

El trabajo de investigación se efectuó en la subcuenca El Mogor en el Valle de Guadalupe (VG) en Baja California, México. Se realizó una caracterización integral, con el objetivo de hacer una cuantificación del aporte hidrogeológico de la subcuenca hacia el valle en el año hidrológico 2010-2011. Esta región presenta un clima semiárido y se realizan actividades agrícolas de gran importancia, donde sobresale la viticultura. Como parte de la caracterización, se estableció la conductividad hidráulica no saturada utilizando la ecuación de Kozeny-Carman (KC). Se llevó a cabo el cálculo de la evapotranspiración potencial (ETP) utilizando el método de Thornthwaite (Thw), el cual se comparó con la evaporación potencial (EP) estimada con la charola de Penman (CHP) y con la ETP calculada por la estación del CICESE (CIC), cuyo programa utiliza la ecuación de Penman-Monteith para su cálculo. Se estimó un balance hídrico (Almorox, 2003) utilizando el resultado obtenido de la ETP de Thw y los datos de precipitación (P), con los que se obtuvo una infiltración potencial (I) generalizada en la subcuenca de ~974 000 m³ y un escurrimiento (Es) de ~86 000 m³. Asimismo, se calculó de forma directa el escurrimiento superficial mediante el uso de un vertedor triangular de pared delgada con el que se estimó un volumen de ~60 000 m³. Finalmente, mediante fórmulas empíricas, se calculó una recarga (vertical, de sistema montañoso, horizontal y por percolación por agua de riego) de ~466 000 m³, que fue equivalente al 7% de la precipitación infiltrable en el año hidrológico en estudio.

Palabras clave: acuífero Guadalupe, escurrimiento, balance hídrico, vertedor triangular.

Abstract

The research was conducted in the sub-basin El Mogor in the Valle de Guadalupe (VG) in BC, Mexico. In which an integral characterization was performed with the objective of doing a quantification of the hydrogeologic contribution; from the sub-basin toward the valley in the hydrological year 2010-2011. This region has a semiarid climate and it carries out agricultural activities of great importance, where stands viticulture. As part of the characterization, we established the unsaturated hydraulic conductivity using the Kozeny-Carman equation (KC). Also took out the calculation of the potential evapotranspiration (ETP) in the region using the Thornthwaite method (Thw), which was compared to the potential evaporation (EP) estimated by Penman tray (CHP) and the ETP calculated with the CICESE station whose program uses the Penman-Monteith equation for their calculation. A water balance was conducted (Almorox, 2003) using the result of the ETP Thw and precipitation data (P), with which we obtained a generalized potential infiltration (I) sub-basin ~974 000 m³ and a runoff (Es) of ~86.000 m³. Likewise, the superficial runoff was determined through the use of a thin-walled triangular weir, where a volume of ~60 000 m³ was estimated. Finally, using empirical formulae we calculated a recharge (vertical, mountain system, horizontal recharge and irrigation water percolation) of ~466 000 m³ which was equivalent to 7% of rainfall in the hydrological year in study.

Keywords: Acuífero Guadalupe, runoff, water balance, triangular weir.

Introducción

El principal suministro directo de agua hacia los continentes es la precipitación. Sin embargo, ésta no se distribuye de manera homogénea en el planeta y su disponibilidad varía de región en región, dependiendo de su clima y ubicación geográfica. Las regiones semiáridas se caracterizan por presentar baja precipitación anual, que oscila entre los 200 y 400 mm (Kottek, Grieser, Beck, Rudolf, & Rubel, 2006). Según la clasificación climática de Köppen, se consideran climas intermedios entre los desérticos y los húmedos. En México, los climas secos y muy secos se encuentran distribuidos en la mayor parte del centro y norte del país, región que comprende el 49% del territorio nacional (SMN, 2010). El estado de Baja California se caracteriza por tener un clima semiárido con baja disponibilidad hidráulica superficial; por lo tanto, el desarrollo económico de la región depende de la disponibilidad de agua subterránea (Campos, 2008). Kurczyn (2005) indicó que el VG tiene un tipo de clima semidesértico mediterráneo, el cual es propio entre los 30° y los 45° de latitud en el oeste de los continentes y está asociado con características climáticas particulares, ya que la precipitación se distribuye de manera opuesta a la zona intertropical. No llueve en verano, lo que puede generar un gran estrés hídrico (Di Castri, 1981).

En el VG se realizan diversas actividades agrícolas de gran importancia estatal, nacional y mundial, donde destaca la viticultura, la cual es sustentada gracias a la extracción de agua subterránea suministrada por el acuífero Guadalupe. Este acuífero es de vital importancia para el valle y sus alrededores, ya que abastece hasta un 40% del agua de la ciudad de Ensenada (CNA, 2008) y es la única fuente de agua para solventar las necesidades agrícolas de la región durante gran parte del año. Según la Comisión Nacional del Agua (CNA, 2008), el acuífero se encuentra en estado de sobrexplotación, pues en la actualidad hay un abatimiento en su nivel freático como resultado de una extracción mayor al nivel de recarga. Esto se debe principalmente a que en los últimos años, las áreas agrícolas bajo riego han ido en aumento, existe un alto grado de sobre concesión y, en algunos casos, extracción sin control. A lo mencionado anteriormente se le añade su tipo de clima, ya que la región ha presentado periodos de estiaje prolongados.

Estudios previos en la región han evaluado las condiciones hidrológicas del acuífero para conocer el comportamiento del recurso, en función de necesidades antropogénicas y caracterizar la zona para poder regular el aprovechamiento del agua subterránea de forma sustentable (Kurczyn, 2005; Badan et al..., 2005; CNA, 2008; Campos, 2008; IMIP, 2008; Tsegaye, 2009; Moraila, 2010; Barradas, 2010).

Objetivos

El objetivo principal del estudio consistió en llevar a cabo una cuantificación hidrogeológica integral en una zona semiárida silvestre del aporte que genera la subcuenca El Mogor hacia el flujo superficial del Valle de Guadalupe y la recarga a su acuífero. Para llevar a cabo dicho objetivo se evaluaron dos metodologías para el cálculo del escurrimiento superficial: se utilizó un método empírico para evaluar el sistema hidrológico de cuenca mediante el balance hídrico directo (Almorox, 2003) y se comparó con la estimación directa del flujo superficial mediante la instalación de una estructura de aforo, la cual se instaló sobre el cauce principal próximo a la salida de la subcuenca. Además, se analizó la contribución a la recarga natural por infiltración por parte de la subcuenca hacia el acuífero Guadalupe, a partir de ecuaciones empíricas.

Área de estudio

El acuífero Guadalupe se considera como un manto libre intermontano y heterogéneo, cuya unidad impermeable está representada por las rocas ígneas y metamórficas que delimitan al valle (Hernández & Mejía, 2003). Tiene una superficie aproximada de 70 km², que conforma el área granular del acuífero (figura 1).

Materiales y métodos

El cumplimiento de los objetivos de este trabajo de investigación se llevó a cabo al realizar trabajo técnico de campo, el análisis de los resultados de laboratorio y, finalmente, se complementó con trabajo en gabinete.

En el trabajo de campo se realizaron visitas periódicas a la zona de estudio, comenzando en octubre de 2010 y finalizando en julio de 2011. El cambio en el nivel piezométrico de los pozos agrícolas fue monitoreado de forma constante (dos veces por mes) durante el mismo periodo. Se recolectó el dato generalmente después de algún evento de precipitación. Los datos de la precipitación pluvial fueron derivados de la estación climatológica del CICESE (CIC), ubicada a ~1.5 km al SO de la zona de estudio. Finalmente, como apoyo, se utilizó un modelo digital de elevación de alta resolución LIDAR de 5 x 5 metros tipo terreno y junto con observaciones directas en campo se identificaron sitios idóneos para llevar a cabo el muestreo, así como la instalación de estructuras y equipo para realizar la cuantificación del escurrimiento superficial.

Estimación empírica del escurrimiento superficial

El balance hídrico directo (BHD) es un método empírico que estima el balance de todo el sistema, utilizando el cálculo de la precipitación mensual y anual para el año hidrológico en análisis, y la estimación de la evapotranspiración potencial mensual y anual (Marini & Piccolo, 2000). El método supone que el agua del suelo se va perdiendo conforme pasa el tiempo hasta agotar su reserva y así cubrir las necesidades hídricas del sistema. Este método consiste en estimar mes con mes los siguientes parámetros (Almorox, 2003):

]]> • Precipitación (P): es el componente de mayor importancia, al ser el que aporta directamente el recurso hacia el sistema.

• Evapotranspiración potencial (ETP): se calculó mediante el método de Thornthwaite (1948), el cual brinda una aproximación de lo que se puede evapotranspirar en el sistema si éste no tuviera restricción alguna del recurso hídrico.

• P-ETP: al calcular esta diferencia entre las entradas y salidas potenciales de agua en el suelo, se pueden clasificar los meses húmedos (si P > ETP) y los meses secos (si P < ETP).

• Reserva de agua en el suelo (R): depende de las características físicas y biológicas del suelo (textura del suelo y cobertura vegetal). En algunos casos se puede utilizar como reserva máxima 100 mm (Thornthwaite, 1948), sin hacer diferencia entre el tipo de suelo y la cobertura vegetal. Se estima sumando los incrementos P-ETP sólo cuando son meses húmedos. A estos incrementos se le agrega la reserva del mes anterior al mes que se está calculando:

• Variación de la reserva (VR): se calcula con la diferencia entre la reserva del mes en el que se realiza el cálculo y la reserva del mes anterior:

• Evapotranspiración real (ETR): se considera que es el volumen de agua que realmente se evapotranspira en el mes y depende estrechamente del volumen de agua disponible. Esto quiere decir que la P en el mes considerado y la R existente será el agua disponible para evaporar. Cuando la P cubre la demanda potencial (generalmente en el periodo húmedo), se puede decir que:

• Si la ETP excede a la P (periodo seco), el agua que se evapora será la de la P + VR (tomada como valor absoluto):

]]>

• Falta de agua (F): se considera como el volumen de agua faltante para cubrir las necesidades hídricas potenciales del sistema (para evapotranspirar):

• Exceso de agua (Ex): es el recurso que excede la reserva máxima y que se habrá perdido por escurrimiento superficial:

• Desagüe (D): el exceso de agua se dirigirá hacia los cauces naturales y una parte engrosará el manto freático. Thornthwaite señaló que el 50% del excedente de agua de un mes en cuestión escurre hacia los ríos, mientras que el resto se infiltra:

Finalmente la ecuación para estimar el balance hidrológico de la subcuenca es:

Si la estimación en el balance es correcta, la precipitación será igual a la suma de la evapotranspiración real más el desagüe en el sistema.

Estimación in situ del escurrimiento superficial

Como método de aforo se utilizó un vertedor triangular de pared delgada (figura 2), con una abertura de 56°, con el que se cuantificó el flujo superficial que llegó al VG. Los datos fueron recolectados cada dos minutos de forma continua del 27 de febrero al 4 de mayo de 2011 (tiempo que duró el escurrimiento) mediante un medidor de nivel de presión Levelogger Gold modelo 3001. Posteriormente se utilizó la ecuación de Sellin (1969) para estimar el volumen de agua que pasó por el vertedor durante el escurrimiento:

Donde Q = descarga en m³/s; C = coeficiente de descarga (valor cercano al 0.6); θ = ángulo de abertura del vertedor; H = altura del agua (medido del comienzo de la abertura del vertedor al espejo del agua) en m; G = aceleración de la gravedad (9.8 m/s²).

Análisis de la conductividad hidráulica a partir de la granulometría

La conductividad hidráulica se estimó a partir del análisis de los distintos tamaños de granos del suelo por medio de la ecuación empírica de Kozeny-Carman, que tiene relación con las propiedades de los sedimentos. Esta ecuación es ampliamente aceptada para estimar la permeabilidad en función de las características del suelo (Odong, 2007):

Donde K = conductividad hidráulica en m/s; G = aceleración de la gravedad en m/s²; V = viscosidad cinemática del líquido en m²/s; n = porosidad, y D₁₀ = diámetro efectivo en m. La porosidad (n) puede ser calculada con base en la relación empírica que existe entre la porosidad y el coeficiente de uniformidad (Cu) (Vukovic & Soro, 1992):

Monitoreo del nivel piezométrico en pozos y estimación empírica de la recarga

El monitoreo del nivel freático se llevó a cabo en seis pozos de muestreo (figura 1). Se midió el nivel en cada visita al área de estudio utilizando una sonda freatimétrica Solinst de octubre de 2010 a julio de 2011 para observar la variación del nivel ante las demandas hídricas del sistema, bombeo agrícola y la recuperación del manto acuífero en los meses de precipitación.

En la subcuenca, la recarga del acuífero está constituida básicamente por tres elementos:

1) Infiltración vertical de la precipitación en el área de recarga y a través del medio fracturado circundante.

2) Infiltración directa de agua por parte del arroyo principal que drena hacia el valle, incluyendo entradas horizontales a través del subálveo.

]]> 3) Percolación de agua de riego agrícola.

 

1. Recarga vertical por lluvia (RV) y de sistema de montaña (RSM)

La CNA (2008) definió la infiltración por lluvia con la siguiente ecuación:

Donde P = precipitación media anual en m; A = área de captación vertical m²; C = coeficiente de proporcionalidad, que incluye todos los parámetros que intervienen en el proceso de infiltración por parte de la precipitación (Desarrollo y Sistemas, S.A., 1999; CNA, 2002).

La recarga efectuada por infiltración de lluvia en el frente de montaña y bloque montañoso (RSM, recarga del sistema de montaña) (Ajami, Hogan, Maddock, Meixner, & Troch, 2009) se estimó mediante el uso de la ecuación empírica propuesta por Anderson, Freethey y Tucci (1992), basada en un balance de agua estimado en Arizona, y en algunos estados adyacentes que tienen climas áridos y semiáridos:

Donde RSM = recarga de sistema de montaña en mm/y, y P = precipitación anual en mm.

2. Recarga horizontal (RH)

La recarga horizontal se estimó utilizando la ecuación de Dupuit (Fetter, 2001) para acuíferos libres con un flujo en estado estacionario; el gradiente hidráulico se calculó con la medición del nivel piezométrico en cada visita y se utilizó una conductividad hidráulica variable (ecuación (10)), la cual se promedió utilizando los resultados del análisis textural:

Donde q = flujo por unidad de área m²/d; K = conductividad hidráulica m/d; H1 = nivel freático del pozo 1 medido con respecto al fondo impermeable que se considera plano en m; H2 = nivel freático del pozo 2 medido con respecto al fondo impermeable que se considera plano en m, y L = distancia medida entre pozos en m.

 

3. Extracción por bombeo y percolación de agua de riego

El volumen aproximado de extracción de los pozos se calculó con la información obtenida por el título de concesión de los pozos, información proporcionada por el Comité Técnico de Aguas Subterráneas en el año 2011. El tiempo de operación de bombeo es cercano a ocho horas diarias durante ocho meses en el año (abril-noviembre). En esta época, los viticultores dependen de la extracción de agua subterránea para fines de riego y consumo. Asimismo, las pérdidas de lluvia por intercepción anual de la vegetación se llevó a cabo mediante la ecuación empírica formulada por Merriam (1960), cuyo procedimiento lo describe Campos-Aranda (1992) en la siguiente ecuación:

Resultados y discusión

Balance hídrico directo y cuantificación in situ del escurrimiento superficial

El cálculo del BHD partió del resultado obtenido de la ETP estimada mediante el método de Thw y de la precipitación mensual descrito por Almorox (2003). Sin embargo, se tomó la iniciativa de comparar el resultado de la ETP obtenida con Thw con la información de la EP histórica calculada con la CHP (CNA) y los valores obtenidos durante el periodo del estudio por la estación climatológica CIC (cuadro 1). El objetivo de esta comparación fue seleccionar los datos más adecuados para llevar a cabo la estimación del balance.

Se apreció que las diferencias mensuales con Thw fueron ~50% menores, en comparación con los datos obtenidos con los otros métodos (cuadro 1). Xu, Zhang, Xue y Zhao (1998) indicaron que el método de Thw tiende a subestimar la EP o ETP de forma significativa, ya que se basa casi exclusivamente en la temperatura media, sobre todo en los meses invernales. Sin embargo, este método sólo requiere de algunos datos meteorológicos, como la temperatura media del aire, el número de horas de Sol y el índice de calor mensual. Por lo tanto, tiene la ventaja ser uno de los métodos empíricos más utilizados en el mundo debido a la sencillez de su cálculo. Jensen, en 1973, citado por Bautista y Bautista (2009), hizo la observación de que el cálculo de dicha variable a través de este método no se recomienda en áreas que son climáticamente diferentes al este-central de Estados Unidos, lugar donde se desarrolló el método. Sin embargo, en este estudio los datos se adaptaron adecuadamente, al llevar a cabo el cálculo del balance hídrico con el método directo y estimar a través de su resultado la ETR durante el periodo de análisis (cuadro 2).

La subcuenca El Mogor tiene una superficie aproximada de 19.29 km². En el ciclo hidrológico 2010-2011 se estimó una P anual de 389 mm (cuadro 2), con un volumen anual de ~7.5 Mm³ (cuadro 3) y una ETR anual de 334 mm (cuadro 2), cuyo volumen se calculó en ~6.4 Mm³ (cuadro 3). La diferencia entre el volumen de la P y de la ETR fue de 55 mm (cuadro 2), volumen que constituyó la parte del recurso que representa la I y el Es, el cual se estimó en ~1.06 Mm³ (cuadro 3).

Kretzschmar (2004), citado por Badán et al... (2005), calculó que podría efectuarse una infiltración como mínimo del 10% y como máximo de un 25% de la precipitación anual en el VG. De acuerdo con el resultado del balance, en este trabajo no se consideró una infiltración máxima, ya que el espesor de la lámina de precipitación no fue suficiente para llevar a cabo dicho supuesto, sin embargo se estableció que:

• La infiltración mínima (10%) = 0.76 Mm³ y el escurrimiento máximo = 0.30 Mm³ (cuadro 3).

Para minimizar estos errores y no generalizar la I y el Es a lo largo del año hidrológico, se dividió el ciclo en dos partes: la primera previa al Es, donde el excedente del recurso se consideró como la diferencia entre la P y la ETR, cuyo resultado representó la lámina que potencialmente se infiltró en la zona de estudio. La segunda parte inició cuando comenzó a generarse el Es hasta el final del año hidrológico. En este segundo periodo, el exceso que provino de la diferencia entre la P y la ETR fue parte de la suma de la lámina que potencialmente se infiltró y el Es (cuadro 4).

Al llevar a cabo esta separación en el año hidrológico entre antes y después del Es y complementándolo con lo propuesto por Thw de que el 50% del exceso de agua de un mes drena hacia los ríos durante el mes en cuestión, mientras que el resto se infiltra hacia las capas profundas (Almorox, 2003), se calculó una I en el primer periodo de ~887 000 m³, mientras que para el segundo periodo se estimó una I + Es de ~173 000 m³. Por lo tanto, siguiendo lo propuesto por Thw, el Es que se estimó en la zona de estudio fue de ~86 000 m³, mientras que la suma del volumen de I potencial en los dos periodos fue de ~974 000 m³.

La cuantificación in situ del escurrimiento superficial se determinó al procesar alrededor de 23 000 datos almacenados en el medidor de presión, los que se compensaron barométricamente para obtener la altura del nivel del agua, la cual se midió desde la abertura del vertedor hasta el espejo del agua (figura 3b). Se estimó un escurrimiento superficial de 60 000 m³, que fueron aportados directamente de la subcuenca El Mogor hacia el VG (figura 3a).

Se observó que al dividir el año hidrológico en pre y pos Es (cuadro 4), la estimación del mismo se acerca de forma clara a la cuantificación realizada in situ, al comparar sus respectivos resultados. Moore (1975) mencionó que aunque hay errores asociados con el uso de vertedores triangulares, éstos permiten obtener una cuantificación razonable del flujo en arroyos pequeños.

Recarga vertical, de sistema de montaña, horizontal y por percolación por riego agrícola

La estimación de la pérdida de lluvia por intercepción de la vegetación sumó 43 mm de la lámina precipitada (ecuación (15)). Su cálculo fue necesario para tratar de minimizar errores al estimar el proceso de recarga hacia el acuífero. Por lo tanto, la P infiltrable se redujo a 346 mm (cuadro 2). En este estudio se calculó que el 11% de la P se perdió por intercepción de la vegetación. Schosinsky y Losilla (2000) hicieron la observación que niveles de lluvia menores a 5 mm mensuales no generan I, ya que al menos 5 mm son retenidos por la vegetación sin llegar al suelo. Butler (1957), citado en Schosinsky (2006), consideró que la retención de lluvia en follajes es del 12% y en bosques muy densos puede llegar a ser del 20% (Linsley, Kohler, & Paulus, 1958).

La superficie de captación vertical se calculó mediante un modelo de pendiente del terreno. Se consideró que la RV se llevaría a cabo en zonas con pendientes menores a 5° (pendientes suaves y llanas). Esta superficie tiene una extensión de ~2.88 km² (15% área total). El resultado del cálculo indicó que en esa zona se captó un volumen aproximado de 1 000 000 m³. En trabajos anteriores de la región se estimó un coeficiente de infiltración para el VG de 0.36 (Desarrollo y Sistemas, S.A., 1999; CNA, 2002). Con este valor se complementó el calculó de la RV por lluvia, la cual se estimó en ~360 000 m³ (ecuación (12)).

En lo que corresponde a la RSM, se consideró la zona a lo largo del frente de montaña y todo el bloque montañoso. Estas zonas tienen pendientes mayores a 5°, que se clasifican desde accidentadas medias a las muy escarpadas. El área de la subcuenca que representa el sistema de montaña tiene un total de ~16.42 km². De acuerdo con la ecuación (13), propuesta por Anderson et al... (1992), la P que captó la porción montañosa de la subcuenca se estimó en 5.58 mm. Por lo tanto, el volumen de agua que se calculó como fuente de abastecimiento hacia el manto acuífero fue de ~95 000 m³ durante el periodo del estudio.

Los datos de los volúmenes de extracción de los pozos agrícolas fueron obtenidos por medio del título de concesión proporcionado por el Comité Técnico de Aguas Subterráneas (COTAS), cuyo volumen sumó ~181 300 m³ anuales. Estudios realizados en la región exponen que aproximadamente el 12% del volumen de agua que se usa para riego retorna al acuífero mediante el proceso de percolación (Desarrollo y Sistemas, S. A., 1999, citado en CNA, 2008). Esto quiere decir que ~21 800 m³ regresan a formar parte del agua subterránea anualmente. Por lo tanto, las pérdidas por bombeo agrícola se reducen a ~159 500 m³/año.

Finalmente, el volumen total de la recarga en la subcuenca se estimó mediante la suma de las entradas y salidas del recurso (RV + RSM + RH). El volumen total de recarga potencial se calculó en ~466 000 m³, que corresponde al 7% de la precipitación infiltrable en el año hidrológico 2010-2011. Cabe mencionar que en este cálculo no se consideraron las salidas en el sistema (ETP, Es y extracción por bombeo) debido a que las ecuaciones para estimar la RV y la RSM consideran estas pérdidas, con excepción de la extracción por bombeo. La percolación de agua de riego y la extracción por bombeo no se consideraron en el cálculo de la recarga porque no se reportó riego ni extracción de los pozos agrícolas durante el periodo de estudio. Sin embargo, al tomar en cuenta estos factores (percolación y extracción), la recarga potencial hacia el acuífero disminuyó un 30%, mostrando un volumen de ~328 300 m³, que corresponde al 4.9% de la precipitación infiltrable. Los resultados correspondientes a la recarga son similares a los reportados por otros autores (Marsily, 1986; Kresic 1997; Ponce et al..., 1999; Badán et al..., 2005).

Conclusiones

En este trabajo se observó que los resultados obtenidos con el método del balance hídrico directo durante el periodo del estudio sobrestiman el volumen de I (760 000 m³) y Es (300 000 m³), al considerar una I mínima del 10% de la precipitación y un Es máximo (cuadro 3). Es probable que la ETP calculada con el método de Thw no sea la metodología más adecuada a utilizar en esta zona climática, ya que en la comparación realizada en el cuadro 1, se observó un déficit del 50%, en comparación con los otros métodos, lo que puede generar sobrestimaciones. Sin embargo, para minimizar los posibles errores se dividió el ciclo hidrológico en dos periodos (pre y pos Es, cuadro 4). Al llevar a cabo esta estrategia y complementarla con lo propuesto por Thw, de que el 50% del exceso de agua de un mes drena hacia los ríos, mientras que el resto se infiltra hacia las capas profundas (Almorox, 2003), se observó un mejor ajuste al comparar los resultados obtenidos con el BHD (86 000 m³) y el Es (60 000 m³) cuantificado in situ.

Se demostró que la estimación del Es con el método de aforo y un medidor de presión en conjunto representa una alternativa altamente aplicable en zonas silvestres para cuantificarlo en tiempo real y de forma continua. Además, permite llevar a cabo estimaciones puntuales en las salidas de las subcuencas que drenan hacia los valles y el error en la estimación del Es se minimiza. Esto permite plantear alternativas sobre el manejo del agua superficial en zonas semiáridas cuando se presente el Es, ya que en esta región es muy limitado y cuando llega a ocurrir no se aprovecha y se pierde en el océano.

En lo que a I – R se refiere, al llevar a cabo la división del ciclo hidrológico en los dos periodos, se estimó una I potencial de 974 000 m³, 12% mayor a la calculada inicialmente, al considerar una I mínima del 10% de la precipitación. Estos resultados pueden tener errores importantes en su estimación, ya que no se consideran los factores físicos, biológicos y antropogénicos, como el relieve, la textura del suelo, la pérdida de la P por intercepción de la vegetación y la extracción por bombeo agrícola. Por lo tanto, es impreciso generalizar y considerar el mismo volumen de la infiltración en toda la subcuenca, ya que su estructura y uso no es uniforme.

Los métodos empíricos que se utilizaron en este trabajo, específicamente para estimar la recarga hacia el acuífero, toman en cuenta los parámetros antes mencionados. Por consiguiente, existe una mayor fidelidad en los resultados obtenidos al estimar una recarga de 466 000 m³ por parte de la subcuenca El Mogor hacia el acuífero, que equivale al 7%, de la precipitación infiltrable en el año hidrológico 2010-2011.

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