CAPÍTULO 2 RESULTADOS DEL PROYECTO - INIA

Capítulo 2: Resultados del Proyecto [63]

CAPÍTULO 2

RESULTADOS DEL PROYECTOEn este capítulo se darán a conocer los principales resultados obtenidos en el proyecto, desde la puesta en marcha hasta la determinación del balance hídrico y otros antecedentes.

Se inicia este capítulo explicando el desarrollo de la topografía y flujos preferenciales. Además, se menciona el reconocimiento y clasificación de suelos realizado a las más de 17 km2 en la E.E Kampenaike. Ambas actividades fueron esenciales para determinar los lugares exactos en donde se extraerían las muestras y dispondrían los sensores de humedad, temperatura, conductividad eléctrica y tensión de agua.

Posteriormente, se explican y demuestran los principales resultados obtenidos en relación al movimiento de agua, tanto en el suelo como en la napa freática. Finalmente se desarrolla el modelo conceptual, lo que permite calcular un primer balance hídrico tentativo de estos ecosistemas en la región de Magallanes.

BOLETÍN INIA 435[64]

USO DE AEROFOTOGRAMETRÍA CON DRON PARA LA EVALUACIÓN DE VEGAS.Autores: Enrique Muñoz, Robert Clasing.

La gestión de los recursos hídricos depende fuertemente del conocimiento de las cuencas hidrográficas (agua superficial), hidrológicas (agua superficial y sub-terránea) y del correcto conocimiento de su morfología, tipo y usos del suelo, entre otras características.

El desarrollo tecnológico actual y de las últimas décadas ha evolucionado hacia el uso de productos derivados de sensores remotos como productos de satélite, información de radar, y recientemente, drones o vehículos aéreos no tripulados (UAV por sus siglas en inglés) para la gestión y planificación de recursos hídricos. De todas estas tecnologías, los drones permiten obtener información de mayor resolución y para una zona y momento específico.

Con UAVs o drones equipados con una cámara digital normal (en el espectro vis-ible o RGB), es posible derivar la forma de una superficie o predio, y desde esta


derivar información como pendientes, cauces, zonas de confluencia de aguas, valles, etc. Por otra parte, sensores o cámaras más desarrolladas (por ejemplo, cámaras multiespectrales, que permiten abarcar rangos del espectro electro-magnético, más allá del espectro visible, como por ejemplo el rojo cercano para desarrollar índices vegetacionales) es posible complementar la información an-terior, permitiendo realizar una clasificación de suelos, estimar el contenido de humedad del suelo, o determinar necesidades de agua por parte de un cultivo en agricultura. Por tanto, el uso de estos equipos resulta ideal para la gestión hídrica para diversas funciones y objetivos, por lo que se necesita que el uso de esta tecnología se vaya expandiendo y masificando con el tiempo.

Hoy en día, en la gestión hídrica se necesita información topográfica de grandes superficies para apoyar la toma de decisiones. En este sentido, el uso de ve-hículos aéreos no tripulados (UAVs o DRONEs) se hace cada vez más frecuente, dado su mayor accesibilidad (menor costo) y mayor facilidad de operación. A su vez, estos equipos permiten levantar grandes superficies con un costo de ter-reno muy bajo en comparación a mediciones tradicionales (topografía con GPS diferencial o estación total, por ejemplo). Sin embargo, requieren de un proce-samiento de información más demandante en recursos computacionales y de procesamiento.

En el programa “Evaluación del balance hídrico de vegas: una estrategia para mejorar la gestión hídrica a nivel predial y aumentar la resiliencia al cambio climático” se utilizó esta tecnología para apoyar la gestión de recursos hídri-cos de terrenos denominados vegas-coironal, en la Estancia Kampenaike de INIA, ubicada en las cercanías de Punta Arenas, Región de Magallanes. En este con-texto se presenta tanto la adquisición de información, como la derivación de resultados para complementar las actividades de gestión y planificación en el marco del programa.

Descripción de la aero-fotogrametría

La aerofotogrametría es la ciencia que permite obtener medidas de un cuerpo o superficie basándose en fotografías aéreas. Permite determinar las características métricas y geométricas de los objetos fotografiados, como, por ejemplo, tamaño, forma y posición. Para llevar a cabo un levantamiento aero-fotogramétrico, es necesario observar un mismo objeto desde diferentes ubicaciones. Para ello, es necesario elaborar un plan de vuelo con un traslape lateral y longitudinal entre fotos. Los desarrolladores de software de aerofotogrametría (e.g. Pix4D, Figura


Figura 6. Diagrama de traslape lateral y frontal que se requiere para la realización de un levantamiento aero-fotogramétrico utilizando UAVs.Fuente: www.pix4d.com

image width

imageheight

sideoverlap

frontaloverlap

Area de interés

6) recomiendan un traslape lateral mínimo de 60% y longitudinal mínimo de 75%. Sin embargo, se deben considerar variaciones asociadas a las condiciones climáticas y atmosféricas de la zona y momento de medición.

Junto con el traslape entre fotos es necesario considerar la óptica (lente) y tamaño del sensor (cámara) que se esté utilizando, dado que la combinación de estas variables, junto con la altura de vuelo (figura 7) y porcentaje de traslape en cada sentido, determinará el patrón y velocidad de vuelo del UAV o dron para que el resultado sea satisfactorio.


Figura 7. Diagrama que muestra la relación de la distancia focal, con la altura de vuelo y tamaño de la superficie capturada por el sensor. A mayor elevación se abarca una mayor superficie con menor resolución. Por otra parte, a mayor distancia focal se obtiene mayor detalle (resolución) pero se cubre una menor superficie.Fuente: www.pix4d.com

Focal Lengh High altitude

Low altitude

Image area

204080

Aplicación en el predio de INIA Kampenaike

Como los humedales o vegas son áreas muy planas, es necesario una caracterización topográfica detallada para identificar las trayectorias preferentes del agua. En este proyecto se implementó una tecnología nueva que permite obtener información morfométrica y sus derivadas a partir de la adquisición de imágenes aéreas.

En el programa se utilizó un UAV de ala fija marca UASchile, modelo FRK-017 equipado con una cámara Sony RGB de 20 megapixeles y sensor de 1”. En agosto del año 2018 se realizó un levantamiento aero-fotogramétrico y topográfico de


una vega en el predio de INIA Kampenaike, ubicado en Punta Arenas, Región de Magallanes. Para ello, se capturó un total de 5.820 fotografías con un traslape lateral y longitudinal promedio de 75%. Sin embargo, debido a las condiciones de viento existentes en la zona, el traslape lateral y longitudinal resultó entre 40 y 90%. La altura de vuelo fue de 210 m con respecto al nivel del suelo y se obtuvo una resolución de 5.62 cm/pixel, abarcando un total de 17 km2 (1700 ha). El procesamiento de imágenes y cálculo de topografía se realizó con el software de aerofotogrametría Pix4D.

Figura 8. Cuenca de estudio y flujos de agua determinados por el vuelo del dron.


Figura 9. Modelo Digital de Terreno (MDT) de la cuenca de estudio y puntos de control.

La Figura 8 muestra la fotografía aérea, mientras que la Figura 9 muestra un modelo digital de terreno derivado del levantamiento.

Para controlar la precisión del levantamiento, se georeferenciaron 11 puntos de control en terreno con un GPS diferencial EMLID REACH (ver puntos de control en Figura 9). Estos puntos de control permiten acotar la forma del modelo topográfico derivado del modelo fotogramétrico y permite mejorar tanto la precisión, como la georreferenciación de la topografía obtenida. En este levantamiento se obtuvo un error cuadrático medio de 0,038 m lo que se encuentra dentro del rango de validez deseado para un modelo de estas características y dimensiones (~4cm de error cuadrático medio en un levantamiento de 1.700 ha).

Del resultado del levantamiento se obtuvo un archivo de la nube de puntos en formato laser (LAS), con puntos espaciados cada 25 cm (~272 millones de puntos), que contienen información de la superficie fotografiada (i.e. terreno, arbustos y construcciones, entre otros), y luego esa información fue clasificada


a partir de diferencias con respecto a un promedio local. Luego, los puntos clasificados como terreno se utilizaron para construir un Modelo Digital de Terreno (MDT).

Desde el MDT es posible obtener información derivada, como pendientes, zonas de convergencia de aguas, cauces, zonas de

divergencia de aguas, curvas de nivel, etc. En este proyecto se derivaron micro-cuencas asociadas a la vega en función del nivel de detalle deseado. Del mismo modo, se derivó una red fluvial detallada dentro de la zona de medición en donde se identificó que los flujos tienden a confluir hacia el centro de la vega y posteriormente se dirigen en dirección oriente. Por último, se identificaron zonas de divergencia de aguas y curvas de nivel con una secuencia altimétrica de 0,25 m. Las Figuras 10 y 11 resumen los resultados obtenidos.

Figura 10 Cuencas, red fluvial y divergencia de aguas


Una vez extraída la información de los modelos desarrollados, fue posible determinar los sectores para el reconocimiento y clasificación de suelo y la disposición de los instrumentos necesarios para evaluar el movimiento de agua en la zona saturada y no saturada en toda la cuenca de estudio.

Figura 11. Curvas de nivel de la cuenca de estudio.

Conclusiones

La utilización de tecnologías innovadoras como aeronaves no tripuladas, son herramientas útiles y necesarias para la planificación predial y para hacer eficiente la gestión hídrica.



RECONOCIMIENTO Y CLASIFICACIÓN DE SUELOS ASOCIADOS A LA CUENCA DE ESTUDIO.Autores: Susana Valle, Jorge Ivelic-Sáez, Sergio Radic.

El movimiento de agua en una cuenca estará definido en gran parte por las características del suelo dentro de ella. Los distintos tipos de suelo y sus horizontes van a presentar diferentes características, lo que permite al agua moverse en una mayor o menor magnitud. El efecto que tienen los suelos en las zonas altas de la cuenca es tan relevante como los suelos de la misma vega. Es por esto que resulta imperante el realizar un reconocimiento y clasificación de los suelos de la cuenca, con el objetivo de dilucidar el comportamiento del agua y relacionarlo con el manejo agropecuario de la zona circundante.

Se evaluaron 17 perfiles asociados a la cuenca de estudio descrita en el capítulo anterior (Figura 12).

Figura 12. Ubicación de las 17 calicatas evaluadas (Google Earth ®).

C1 C1 C3 C4 C5 C6 C7 C8 C9 C10 C11

C12 C13 C14 C15 C16 C17

Límite de la región

Puntos Calicatas:

* Ubicación de los puntos


La geomorfología del sitio en estudio está asociada a morrenas laterales de la Primera Angostura y terrazas fluviales (Figura 13 A-B; Prieto y Winslow, 1994). La información geológica del lugar muestra que se encuentra principalmente bajo secuencias volcanosedimentarias continentales (tobas, areniscas y tufitas) del Mioceno Inferior-Medio, asociado a depósitos aluviales, coluviales y de remoción en masa del Pleistoceno-Holoceno (Figura 13 C; SERNAGEOMIN, 2003).

Figura 13. A-B) Geomorfología de parte de la Provincia de Magallanes, siendo b) un acercamiento del sitio de estudio (Prieto y Winslow, 1994). C) Detalle de la geología del lugar de estudio; donde, M1c corresponde a secuencias sedimentarias de abanicos aluviales (Mioceno Inferior-Medio); M2c, secuencias volcanosedimentarias continentales (Mioceno Inferior -Medio); OM1c, Secuencias sedimentarias continentales parálicas o aluviales de la Formación Loreto (Oligoceno-Mioceno); y, Q1, depósitos aluviales, coluviales y de remoción de masa (Pleistoceno-Holoceno), extraído del Mapa Geológico de Chile (SERNAGEOMIN, 2003).

Morrenas laterales de Punta Dúngenes

Morrenas intermedia e interna de Segunda Angostura

Canal marginal Depósitos lacustres

Morrenas de OazyHarbourMorrenas laterales dePrimera AngosturaMorrenas externa de Segunda Angostura

Campo de Drumlins

Morrenas de fondo

Terraza fluvial

Estrías glaciales

Canal de desague

Terraza marina

Dunas

Lagos

Lagunas

A B

C


La clasificación de Suelos se basó en el sistema de clasificación del USDA-NRCS (Soil Survey Staff, 2014). Para ello, los perfiles se describieron morfológicamente y se caracterizaron físico-químicamente según metodologías descritas en Sadzawka et al. (2006) y Sandoval et al. (2011).

De estos perfiles se clasificaron 10 pedones como Inceptisols (con diferencias importantes en el contenido de Carbono (C) y régimen de humedad), 4 como Histosols, un Mollisol y un Aridisol (Figura 14). En general, son suelos con altos contenidos de C orgánico, oscilando entre 3,7% y 30,4% en el primer horizonte (excepto el Aridisol), pero con un bajo nivel de descomposición, dadas las características térmicas del lugar.

Es importante destacar la alta variabilidad en las características de estos suelos en el sitio que fue descrito como Serie Kampenaike, suelos de origen fluvioglaciar, delgados en terrazas, de texturas gruesas en superficie, pero más arcillosos en profundidad con abundantes gravas (CNR 1997). Este estudio se


Figura 14. Clasificación de suelos del sitio bajo estudio en Kampenaike. Figura de la derecha muestra un acercamiento de la Vega central, junto con las diferencias de los tipos de suelos.

realizó en una escala de menor detalle (1:50.000), lo que imposibilita detallar estas diferencias. Se remarca este punto, ya que muchas zonas que hace décadas no eran utilizadas para el pastoreo, actualmente están siendo utilizadas y con mayor intensidad, principalmente las zonas húmedas como las vegas. Para ello, es muy relevante conocer con mayor nivel de detalle las diferencias edáficas, ya que van a determinar notables diferencias en los rendimientos alcanzados por los pastizales, bajo la misma condición climática. Estas diferencias edáficas fueron muy relevantes en el estudio de Jara (2018), realizado en Tierra del Fuego.Entre las características edáficas de mayor relevancia, que difieren en los sitios dentro de las vegas estudiadas, están la profundidad de los suelos, la presencia de nivel freático, el contenido de cationes básicos de intercambio, el pH, la conductividad eléctrica (CE), el porcentaje de sodio (Na) de intercambio (PSI) y un horizonte de arcilla, masivo en profundidad, que pueden ser muy restrictivos para el crecimiento de la vegetación del lugar (Cuadro 2). De lo anterior, principalmente la CE y PSI, se presentan como las principales restricciones químicas edáficas que limitarían el crecimiento, y que son mayores en los sitios de vegas o aledaños a las vegas (o zonas húmedas). Por lo cual, se debiera considerar un manejo y/o mejora de estas restricciones en los casos que se determine el uso intensivo de estos micrositios, ya sea con drenaje y/o implementación de riego, en casos de ser factible, lo que estaría muy relacionado a la profundidad efectiva del suelo.


A B C

D E F

Como se muestra en la Figura 15, las diferencias en los perfiles de suelos son relevantes, principalmente en lo que tiene que ver con su profundidad y características químicas (Cuadro 2).


Figura 15. Fotografías de los perfiles de suelos y su entorno vegetacional y topográfico. Se muestran los 4 órdenes junto a sus principales variaciones. Histosols (a-c): a, Typic haplofibrists; b, Hemic haplofibrists; c, Hydric haplofibrists. Inceptisols (d-f): d, Typic Haplustepts; e, Typic humustepts; f, Typic halaquepts. Mollisols (g), Fluvaquentic endoaquolls. Aridisols (h), Sodic haplocalcids, Mollisols (g), Fluvaquentic endoaquolls. Aridisols (h), Sodic haplocalcids.

G H


Cuadro 2. Características químicas del primer (y segundo) horizonte en los diferentes suelos evaluados.

Nota: PSI, porcentaje de sodio intercambiable. * Valores mayores a 100% por cálculo: Saturación de bases= ((Suma de bases/CIC)*100); PSI= ((Na intercambiable/CIC)*100). **Suelo con extremadamente a muy fuerte reacción al HCl. ( - ), muestra rango de valores para esos horizontes. ( / ) muestra el valor para cada horizonte específico.

Suelo

HaplofibristsHaplustepts

HumusteptsHalaqueptsHaplocalcidsEndoaquolls

Oe-OiOiAhAh-AAhAk1Oe/Ah

Horizonte

0-400-22-210-380-170-320-12/12-30

6,24-8,086,76,1-6,35,84-6,968,669,077,15/7,67

pH H2O

23,3-30,48,1-14,45,13,6-9,416,71,09,1/3,0

100*56-6962-6830-70100*100*70/100*

3,9-16,20,9-1,41,2-1,60,9-2,013,4100**0,7/3,1

0,4-24,81,2-1,80,6-0,70,4-0,610,90,91,3/0,7

Prof. cm

P-Olsenmg/kg

C org%

Sat Bases%

10,5-31,319,5-30,17,8-13,44,8-12,521,882,455,8/15,8

PSI%

CEdS/m

Conclusiones

La caracterización y definición de las potencialidades y limitantes de los suelos de vegas, es fundamental para evitar su sobreexplotación y posible degradación. Esta degradación se puede generar por el desconocimiento de las funciones y propiedades principales de los suelos. El uso sostenible de las vegas y su entorno requiere conocer bien el recurso edáfico y de vegetación, que como se ha mostrado, posee grandes variaciones, donde cada uno de estos tipos de suelos debiera ser manejado y mejorado específicamente, para evitar la degradación y producir los recursos forrajeros necesarios para generar un manejo sostenible de la producción ovina regional.



CARACTERÍSTICAS AMBIENTALES, EDÁFICAS Y MOVIMIENTO DE AGUA EN LA ZONA NO SATURADA.

Autores: Paulina Cisternas, José Dörner, Jorge Ivelic-Sáez, José Luis Arumí, Jorge Carrasco.

Las vegas presentan características destacables por su localización más baja en el paisaje. Esto, sumado a la mínima pendiente que presentan, facilita la acumulación de agua. Sin embargo, en sectores con limitaciones de profundidad de suelo y napa freática alta, la productividad de cultivos forrajeros susceptibles al exceso de humedad disminuye. Dado esto, las vegas suelen ser drenadas para permitir una mejor aireación del suelo y respiración de las raíces, lo cual ha causado una degradación gradual de las vegas (Filipová et al. 2010) y sus servicios ecosistémicos (Kimmel y Mander, 2010; Bonn et al. 2014).

El drenaje y desecación de los suelos orgánicos causa subsidencia (contracción del suelo y pérdida de profundidad por secado), lo que conlleva a un incremento en la densidad aparente, alteración de la estructura de poros, formación de grietas y mineralización de la materia orgánica debido a la aireación continua, lo que podría resultar en altas emisiones de dióxido de carbono y, por tanto, reducción del stock de carbono en el suelo (Zúñiga et al., 2019; Gebhardt et al., 2010). Lo anterior podría llevar al anegamiento de agua o disminución en el acenso capilar, y, por tanto, afectar de forma directa el funcionamiento hidrológico del sistema (Gebhardt et al., 2009; Schindler et al., 2003).

Si bien el hinchamiento y contracción son comunes en muchos suelos orgánicos e inorgánicos, se ha reportado que el contenido de materia orgánica en el suelo incrementa la capacidad de contracción de los suelos (Peng y Horn, 2007; Zúñiga et al., 2019). Por otro lado, la capacidad de contracción de los suelos bajo condiciones in situ, es controlada por el número e intensidad de ciclos de humectación y secado que ocurren naturalmente en el suelo (Peng et al., 2007). Una primera contracción producida por la disminución del agua subterránea, produce una alteración mayor en la estructura espacial de los poros (Schwärzel et al., 2002), que va decreciendo en los ciclos subsiguientes, debido a un aumento en la rigidez del sistema poroso (Gebhardt et al., 2010).

Por otro lado, el relieve definirá el régimen de drenaje, de manera que las distintas posiciones toposecuenciales y exposición en la ladera, pueden afectar cómo los procesos climáticos impactan en el suelo (Reyes et al., 2011),


modificando los ingresos de energía solar y de las precipitaciones y, por lo tanto, la evapotranspiración y el flujo de agua. Además, el aporte de agua desde niveles freáticos está condicionada a la posición del suelo en el relieve, lo cual en su conjunto afectará las propiedades físico-químicas del suelo, como el contenido de materia orgánica, el pH, y la humedad. Por lo tanto, a lo largo de una pendiente variable, se encontrará una secuencia de tipos de suelo con características de perfil distintas (Jenny, 1994), y se podrá observar una respuesta diferente de cada suelo a estresores externos y/o internos.

El objetivo de este trabajo es presentar resultados y un análisis preliminar de la dinámica de agua en un sistema de vega y como dicha dinámica se relaciona con las propiedades físicas del suelo.

Área de estudio

En la cuenca en estudio se desarrollaron siete calicatas (C1 – C7) en una transecta norte-sur (Figura 16, Cuadro 3).

Figura 16. Área de estudio en vega ubicada en Estación Experimental Kampenaike. Los puntos azules (C1 a C7) indican las calicatas en donde se realizaron descripciones y muestreos de suelo, y el diamante rojo (S4), representa el piezómetro a partir del cual se midió la profundidad de la napa freática (NF). y su variación temporal. En la parte inferior se representa la transecta a partir de un perfil topográfico.

45505560

150 200 250 300 350 400100500

C1 C2 C3 C4 C5C6

C7

Alti

tud

(MSN

M)

Distancia (M)


En cada una de estas calicatas se extrajeron cilindros de muestras no disturbadas de suelo para la determinación de la curva de retención de agua y conductividad hidráulica en tres profundidades diferentes (5, 30 y 80 cm) con el objetivo de la caracterización del medio poroso de los diferentes tipos de suelos de la toposecuencia. En estos mismos horizontes se dispusieron sensores para determinar humedad y tensión de agua en el suelo (Figura 17) y de esta manera evaluar la dinámica hídrica través del tiempo.

Cuadro 3. Ubicación y características topográficas de los perfiles en la micro-toposecuencia.

Figura 17. Disposición de sensores de humedad y tensión de agua en C3.

Nivel Toposecuencial

C1C2C3C4

C5C6C7

0,917,210,00,0

9,320,517,1

Pendiente [%]

Posición[-] Latitud Longitud

53,552,050,549,5

50,754,057,8

19F 363591,00 E19F 363597,00 E19F 363595,00 E19F 363604,00 E

19F 363581,00 E19F 363577,00 E19F 363575,00 E

4160221,00 S4160195,00 S4160182,00 S4160110,00 S

4159989,00 S4159963,00 S4159940,00 S

Altitud [m.s.n.m.]

Coordenadas (UTM)

Exposición SurLadera altaLadera mediaLadera bajaPlano de la vegaExposición NorteLadera bajaLadera mediaLadera alta


Resultados Variables ambientales

Durante el tiempo de monitoreo, la precipitación anual fue de 325 mm, pre-sentando una gran variabilidad a lo largo del año. El invierno fue la temporada más seca con una precipitación de 79 mm. En primavera precipitaron 86 mm, en verano 99 mm y el otoño fue la temporada más húmeda con 109 mm (Figura 18).La temperatura media anual fue de 6,9 ºC, cuyo mes más frío correspondió a agosto (2,3 ºC) y el mes más cálido a marzo (11,7 ºC). La velocidad de viento media mensual mínima fue de 11,8 km/h en mayo y máxima de 25,2 km/h en octubre, permaneciendo cercana a este valor durante primavera y verano. La evapotranspiración potencial acumulada anual fue de 792 mm y los valores mensuales variaron de 18,2 mm durante junio a 119,3 mm en diciembre, manteniéndose cerca de este valor durante enero y febrero (Figura 18).

Figura 18. Condiciones climáticas (PP: precipitación diaria, ET0: evapotranspiración potencial diaria, T: temperatura diaria) entre junio de 2019 y junio de 2020. Datos extraídos de EMA INIA Kampenaike.

0

-2

2

4

6

8

10

12

1416

18

Tem

pera

tura

(ºC)

Prec

ipita

ción

(mm

)Ev

apot

rans

pira

ción

pot

enci

al (m

m)

-5

0

5

10

15

20

jun jul ago sep jul nov

Mes (día)

dic ene feb mar abr may jun

pp ETO T


Dinámica hídrica en la zona no saturada.

La variación espaciotemporal del contenido de agua en el suelo a través de la toposecuencia y la respuesta a las precipitaciones diarias se presenta en la figura 19. A los 5 cm (Figura 19 A) se observa una respuesta casi inmediata en el contenido volumétrico de agua en el suelo, a eventos de precipitación en los cinco niveles toposecuenciales. Sin embargo, durante los meses de primavera – verano, esta humedad no se mantiene en el suelo por largo tiempo, debido principalmente al alto requerimiento hídrico atmosférico, descendiendo rápidamente el contenido volumétrico de agua en el suelo. La posición C3 presenta los valores de humedad más altos a los 5 y 30 cm (Figura 19 B) a lo largo del año, mientras que C4 presenta la humedad más baja en superficie y la más alta a los 80 cm (figura 19 C). Esto podría parecer algo contradictorio teniendo en cuenta la mayor cercanía de C4 a la napa freática, respecto a las otras posiciones. Sin embargo, en C4 la densidad de la vegetación es mayor que hacia las zonas laterales, lo cual explicaría una mayor pérdida de agua por evapotranspiración. Contrario a esto, a los 80 cm (figura 19 C) es posible observar un aumento en el contenido volumétrico de agua en C4, entre noviembre y abril, a pesar de que


Figura 19. Variación diaria de las precipitaciones y del contenido volumétrico de agua (VWC) en C1, C3, C4, C5 y C7 en A) 5 cm, B) 30 cm y C) 80 cm de profundidad entre junio de 2019 y junio de 2020.

la napa freática desciende, alcanzando a una profundidad máxima de 144 cm en abril, mes en que la precipitación alcanza el segundo valor más bajo a lo largo del año (11,6 mm).

Debido a las particulares características del sistema poroso a mayor profundidad en el centro de la vega, se genera un flujo ascendente desde la zona saturada, manteniendo constante la humedad del suelo a lo largo del año, a pesar de que las salidas de agua del sistema superan la recarga durante al menos nueve meses. Esto es relevante, pues las características intrínsecas del sistema poroso condicionan el almacenamiento y transporte de agua en el suelo, tanto como el contenido de humedad condiciona las características físicas del suelo.

A

B

C


Características físicas generales del suelo

La caracterización del sistema poro-so del suelo es fundamental para co-nocer y entender su capacidad para almacenar y conducir fluidos. Dicha caracterización, no debe realizar-se solo a través de sus volúmenes y distribución, sino también a través de la funcionalidad del sistema po-roso, lo que también constituye una herramienta para evaluar la calidad física del suelo (Dörner y Dec, 2007). Algunos parámetros propuestos en la literatura como la densidad aparente, conductividad hidráulica, algunas re-laciones de capacidad de aire y agua, y contenido de carbono orgánico en el suelo, son comúnmente utilizados para indicar la calidad física del suelo con respecto a su estabilidad, transmisión y almacenamiento de fluidos (Rey-nolds et al., 2008).

En el sitio de estudio, la profundidad del suelo difiere a través de la toposecuencia; mientras que las posiciones C1 y C2 (zona alta y media de ladera con exposición sur) presentan una profundidad de perfil de 27 y 21 cm respectivamente, las posiciones C3, C4, C5, C6 y C7, presentan profundidades de 100, 90, 80, 120 y 90 cm, respectivamente. Debido a esto, en C1 y C2 se presentan resultados sólo a los 5 cm. Las clases texturales (CT) a los 30 cm varían de suelos francos a limosos y arenosos. A los 80 cm predominan los suelos arcillo arenosos en la ladera con exposición norte, mientras que hacia el centro y norte predominan suelos francos (Cuadro 4).

El contenido de carbono orgánico en el suelo (COS) disminuye en profundidad, presentando mayores porcentajes de COS a los 5 cm (Cuadro 4). El centro de la vega (C4), destaca con mayores porcentajes de COS a través de todo el perfil respecto a las otras posiciones, lo que se condice con su ubicación baja en el sistema acumulador de agua, lo que limita la oxigenación del suelo y, por tanto, permite la acumulación del COS.


La densidad aparente (DA) a través de la toposecuencia y las distintas profundidades, varía desde 0,12 a 1,8 g/cm, aumentando en profundidad a través de los perfiles. C4 y C3 presentan los valores más bajos (0,16 y 0,18 g/cm, respectivamente) a los 5 cm, y mientras la DA disminuye en C4 a los 30 y 80 cm, en el resto de las posiciones aumenta, llegando a los valores más altos en la ladera con exposición norte (C5, C6 y C7) a los 80 cm (Cuadro 4).

La porosidad total (PT) disminuye en profundidad, excepto en C4. A los 5 cm, C3 presenta la PT más alta (88,6%) y más baja en C2 (41,5%), mientras que el valor más alto a los 30 y 80 cm se presenta en C4. Los suelos ubicados en la ladera con exposición norte presentan una PT menor al resto de las posiciones, sobre todo a los 30 y 80 cm (Cuadro 4).

Cuadro 4: Propiedades físicas de los suelos ubicados en las posiciones toposecuenciales a profundidades de 5, 30 y 80 cm.

Posición

C1C2C3C4C5C6C7C3C4C5C6C7C3C4C5C6C7

-------LFFAaaFaFALFAaAaAa

0,90 ± 0,051,39 ± 0,020,18 ± 0,000,16 ± 0,010,68 ± 0,010,82 ± 0,03 1,02 ± 0,03 0,95 ± 0,01 0,15 ± 0,00 1,31 ± 0,02 1,38 ± 0,02 1,35 ± 0,011,19 ± 0,020,12 ± 0,001,56 ± 0,031,82 ± 0,021,70 ± 0,03

2,52,524,330,49,12,42,4 17,525,41,10,71,42,821,70,30,40,3

Prof. cm

DA[g cm-3]

DR[g cm-3]

COS[%]

2,3 ± 0,0 2,4 ± 0,01,6 ± 0,01,2 ± 0,12,1 ± 0,0 1,7 ± 0,02,1 ± 0,02,3 ± 0,0 1,2 ± 0,1 2,5 ± 0,0 2,5 ± 0,0 2,4 ± 0,0 2,5 ± 0,01,4 ± 0,12,4 ± 0,22,8 ± 0,02,6 ± 0,0

PT[%]

5

30

80

CT[-]

61,2 ± 2,1 42,5 ± 0,7 88,6 ± 0,2 87,2 ± 0,5 67,5 ± 0,653,4 ± 1,7 52,4 ± 1,4 58,8 ± 0,5 87,6 ± 0,3 48,5 ± 0,6 40,6 ± 0,7 44,8 ± 0,4 52,1 ± 0,791,5 ± 0,1 35,4 ± 1,2 34,9 ± 0,5 35,2 ± 1,1

Valores promedio ± 1 error estándar. CT: clase textural (F: franco; L: limoso; A: arcilloso; a: arenoso); DA: densidad aparente; DR: densidad real; COS: carbono orgánico en el suelo; PT: porosidad total.


La curva de retención de agua o curva pF es una característica del suelo que relaciona el potencial matríco (ψ_w) y el contenido volumétrico de agua (θ), y es útil para estimar la distribución de tamaño de poros en el suelo (Hartge & Horn, 2016). Estos, se definen como poros de drenaje rápido (PDR), poros de drenaje lento (PDL), poros de agua útil (PAU) y poros de agua inútil (PAI) (Cuadro 5).

En la Figura 20 se puede observar que hacia el centro de la vega la PT (contenido volumétrico de agua a pF 0) es mayor, y va descendiendo hacia las zonas laterales. De la misma forma, es posible observar una mayor porosidad en superficie en todas las posiciones, excepto en C4 donde la porosidad aumenta en profundidad, llegando a un 92% a los 80 cm.

A los 5 cm, las curvas de C1, C3, C5 y C7 muestran dos puntos de inflexión (1,78 y 2,52 pF), lo que significa que un porcentaje alto corresponde a PDL (y por tanto de ADP), mientras que en C4 se pueden observar hasta cuatro puntos de inflexión a la misma profundidad (1,0; 1,47; 1,78 y 2,17 pF). A los 30 cm se pueden observar hasta dos puntos de inflexión en las distintas posiciones (1,78 y 2,17 o 2,52 pF), mientras que a los 80 cm son comunes las curvas con uno (generalmente 1,78 pF) o ningún punto de inflexión como sucede en C7, debido a que el volumen entre los distintos tipos de poros en la matriz del suelo no dista mucho, y, por lo tanto, el agua en el suelo no desciende abruptamente entre una tensión y la siguiente.

Cuando el contenido volumétrico de agua en pF 4,2 es alto, como es el caso de C3 y C4, el suelo puede mantenerse con una alta humedad a pesar de que haya alcanzado el punto de marchitez permanente, lo que significa que una gran cantidad de agua se encuentra en poros muy finos, y por tanto no está disponible para las plantas. Sin embargo, estos poros tienen la capacidad de transportar agua por ascenso capilar desde una fuente de agua subterránea, lo cual explica el hecho de que C3 y C4 mantengan constantes los niveles de humedad a lo largo del año.

Cuadro 5. Clasificación de la porosidad (Ellies et al., 1997).

Tipo de poro

> 5010 - 500,2 - 10

< 0,2

Diámetro [μm]

< 1,781,78 – 2,522,52 – 4,2

> 4,2

pF [log cm columna de agua]

PDRPDLPAUPAI

> 6060 - 330

330 - 15000< 15000

Potencial mátrico [hPa]


Figura 20. Curva de retención de agua a los 5, 30 y 80 cm de profundidad en C1, C3, C4, C5 y C7.


Otros parámetros derivados de la curva de retención de agua son el volumen de poros gruesos (PDR) o capacidad de aire (CA = PT – θ 60hPa), poros de agua disponible para las plantas (ADP), correspondiente a la sumatoria entre los PDL (θ 60hPa – θ330hPa) y PAU (θ330hPa – θ15000hPa), y poros muy finos o PAI (θ15000hPa) en el suelo [% Vol.].

El volumen de agua disponible para las plantas (ADP) corresponde a la suma del volumen de poros de drenaje lento (PDL) y poros de agua útil (PAU). Reynolds et al. (2008) considera diferentes umbrales para ADP, donde valores mayores a 20% son considerados ‘óptimos’ para maximizar el crecimiento y funcionalidad de raíces, un valor entre 15% a 20% es considerado ‘bueno’, entre 10% a 15% es considerado ‘limitado’ y <10% es considerado ‘pobre’ o ‘seco’. Bajo estos términos, a los 5 cm todos los suelos presentaron una capacidad de ADP óptima (>20%), a excepción de C2 que presenta una capacidad limitada (figura 21). Lo anterior podría explicarse por la clase textural arenosa en C2, la cual, ligada a un bajo contenido de COS, genera condiciones desfavorables para la formación de estructura. Por tanto, la alta macroporosidad podría estar en este caso dada por los espacios inter-partículas y no por los espacios inter-agregados. A esta misma profundidad, C3 y C4 presentan el porcentaje más alto de ADP, cercano a 43%. En profundidad todos los suelos muestreados presentan valores más bajos que en superficie, sin embargo, a los 80 cm estos se ubican entre umbrales bueno y óptimo. De la misma forma, y a pesar de que la porosidad muy fina (PAI) en C4 a los 80 cm es cercana al 60%, el suelo presenta la más alta capacidad de almacenamiento de agua útil para las plantas (~31%), ocupando un rango óptimo (Figura 21).


Figura 21. Volumen de agua disponible para las plantas (ADP=PDL+PAU) en las distintas posiciones toposecuenciales (C1 a C7) a 5, 30 y 80 cm de profundidad. Líneas punteadas representan valores óptimos a limitantes para la producción vegetal según Reynolds et al. (2008). En los diagramas de cajas se presentan los valores mínimos y máximos, primer y tercer cuartil, mediana (línea horizontal) y outliers (puntos).

La conductividad hidráulica saturada (Ks), expresa la capacidad del suelo para transmitir agua bajo condiciones de saturación (Hincapié y Tobón, 2012). Además, describe la funcionalidad del sistema poroso del suelo, englobando propiedades tales como cantidad, tamaño, morfología, continuidad, tortuosidad y orientación de los poros. La conductividad hidráulica saturada depende más fuertemente de la estructura del suelo que de la textura, ya que es más afectada por el sistema poroso secundario que por el primario, existiendo una estrecha relación entre Ks y la porosidad gruesa (Ellies et al., 1997, Valle et al., 2018). Por otro lado, debido a que Ks depende en gran medida de la forma y continuidad del sistema poroso, varía fuertemente de un sitio a otro, y difiere también para las distintas orientaciones del suelo.

Reynolds et al. (2002), indican que un valor de Ks en la zona radical dentro del rango 1,63 a 2,63 log cm/d (0,43 a 4,32 m/d), puede considerarse “ideal” para promover una rápida infiltración y distribución del agua necesaria disponible para el cultivo, así como fomentar el drenaje rápido del exceso de agua y reducir la escorrentía superficial y erosión del suelo.

Respecto a estos valores, la mayoría de las posiciones y sus distintas profundidades se ubican dentro o cercano al rango óptimo. A los 5 cm, C2, C3 y C4 presentan valores muy por sobre el rango crítico, mientras que la ladera con exposición norte y C1 presentan valores más bajos. A los 80 cm este rasgo

0

20Óptimo

BuenoLimitado

Seco

40

60

C1 C2 C3 C4 C5 C6 C7Posición

ADP

(%)

5 cm

0

20Óptimo

Bueno

Seco

40

60


ADP

(%)

30 cm

Limitado

0

20

40

60


80 cm

Óptimo

Bueno

Seco

Limitado

ADP

(%)


se invierte (reflejando el mayor nivel de saturación de agua en los poros y, el consecuente, menor desarrollo estructural), y son los suelos de la ladera con exposición norte los que presentan una mayor Ks, mientras que hacia el centro de la vega los valores son descienden llegando a un mínimo de 0,2 m/día en C3 (Figura 22).

Figura 22. Conductividad hidráulica saturada (Ks) de los suelos en las distintas posiciones toposecuenciales (C1 a C7) a 5, 30 y 80 cm de profundidad. Líneas punteadas representan rango óptimo propuesto por Reynolds et al. (2002). En los diagramas de cajas se presentan los valores mínimos y máximos, primer y tercer cuartil, mediana (línea horizontal) y outliers (puntos).

0

1

C1 C2 C3 C4 C5 C6 C7

2

3

4

5

Rango óptimo

Posición

Ks (l

og c

m/d

)

5 cm

0

1

C1 C2 C3 C4 C5 C6 C7

2

3

4

5

Posición

Rango óptimo

30 cm

0

1

C1 C2 C3 C4 C5 C6 C7

2

3

4

5

Posición

Rango óptimo

80 cm


CONCLUSIONES

Según los datos meteorológicos locales, la evapotranspiración supera la precipitación por al menos 9 meses, tiempo en el cual no se genera una recarga importante desde la zona no saturada hacia la zona saturada.

Los suelos de la ladera con exposición norte (C5 y C7) se saturan en superficie durante al menos dos días luego de lluvias intensas, debido a una baja Ks y macroporosidad, mientras que los suelos de la ladera opuesta (C1 y C3) poseen una mayor Ks y macroporosidad en superficie y no llegan a saturarse, por lo tanto, infiltran agua, la que es transportada por flujo sub-superficial hasta el centro de la vega.

El centro de la vega, sobre todo C3, muestra una baja permeabilidad y conductividad a los 80 cm, reflejando una discontinuidad porosa asociada a una capa impermeable a mayor profundidad. Esta característica les permite la acumulación de agua y su ascenso por capilaridad.


MOVIMIENTO DE AGUAS SUBTERRÁNEAS Y BALANCE HÍDRICO.Autores: José Luis Arumi, Paulina Cisternas, Hamil Uribe, José Dörner, Jorge Ivelic-Sáez, Rafael López

Las vegas magallánicas, al igual que otros tipos de humedales, dependen de la existencia de aportes de aguas subterráneas para mantener su composición, estructura y funcionamiento tanto productivo, como ecológico (Kløve et al., 2011). En zonas semi-áridas como es el caso de las llanuras magallánicas, la disponibilidad de agua resulta ser aún más crítico, porque las vegas dependen del almacenamiento de agua subterránea para mantener la cobertura vegetal durante los períodos sin lluvias, pero con demanda de evapotranspiración (Tá-vara-Espinoza y Sanz, 2010, Gmati et al. 2011; Andermann et al., 2012).

De acuerdo a lo establecido por el Artículo Segundo del Código de Aguas de Chile, las aguas subterráneas corresponden a aquellas aguas continentales que están ocultas en el seno de la tierra (Delgado et al., 2017). Esta definición per-mite establecer que, en general, las aguas subterráneas corresponden a toda aquella agua que ha infiltrado, ocultándose en el seno de la tierra. Los sistemas de aguas subterráneas poseen reservas de agua que dependen de dos aspectos: Por un lado, la capacidad de almacenamiento y liberación de agua dado por las características del sistema acuífero en cuanto a su permeabilidad, porosidad y tamaño (Arumí et al., 2012), y, por otro lado, la cantidad de agua dependerá de los mecanismos de recarga del acuífero (Oyarzun et al., 2019).

Este capítulo tiene como finalidad entregar antecedentes, sobre los sistemas de aguas subterráneas de los cuales dependen las vegas, sus características geológicas, describir posibles patrones de flujo y mecanismos de recarga.

Características generales de los sistemas de aguas subterráneas

En la zona donde se emplaza la Estación Experimental Kampenaike, no existen estudios hidrogeológicos específicos. A nivel regional se cuenta con la cartogra-fía geológica escala 1:1.000.000 que está disponible para todo el país, algunos estudios hidrogeológicos, a escala regional, realizados para la Dirección General de Aguas, siendo el más reciente el elaborado por la Consultora Arcadis para ese


servicio (DGA, 2016). En forma más detallada se pudo revisar una serie de cuatro artículos que describe los procesos de avance y retroceso glaciar que confor-maron el territorio (Caldenius, 1932; Tukhanen et al., 1990; Prieto and Winslow, 1994; Darvill et al., 2014).

De acuerdo a los antecedentes analizados por DGA (2016), la zona del proyecto se encuentra dentro de una gran unidad geológica denominada Cuenca de Ma-gallanes, que se encuentra ubicada entre los Andes Patagónicos y el arco de Río Chico-Dungeness.

Según Ugalde (2014), los Andes Patagónicos están compuestos por rocas del Ba-tolito Patagónico y Complejo Metamórfico de los Andes Orientales (Figura 23). El Batolito Patagónico corresponde a plutones félsicos y máficos, con edades que van desde el Jurásico Superior hasta fines del Mioceno Medio. El complejo Metamórfico de los Andes Orientales, corresponde principalmente a rocas del Paleozoico medio y Paleozoico tardío.

La cuenca de Magallanes está conformada por diferentes tipos de rellenos, destacando los rellenos del Pleistoceno-Holoceno (Q1); Rellenos Volcano se-dimentarios del Mioceno Inferior-Medio (M2c) y secuencias sedimentarias de abanicos fluviales, también del Mioceno Inferior-Medio. De acuerdo a la carta geológica nacional, escala 1:1.000.000, el área del estudio se ubica dentro de los rellenos M2c (Figura 24).

Los rellenos del Mioceno Inferior-Medio (M2c) poseen una antigüedad de entre 23 a 15 millones de años, por esta razón, es factible suponer que han sido con-solidados y labrados por diferentes secuencias de procesos glaciales. Desde el punto de vista de las aguas subterráneas, es probable que tengan un bajo interés porque deben presentar baja porosidad y permeabilidad, lo que explica las esca-zas captaciones de aguas subterráneas existentes en la zona.

Las vegas que se estudian en este documento, se conforman a lo largo de los canales formados por el derretimiento glaciar, que han sido recientemente ma-peados por Darvill et al., (2014) y que se ubican en forma perpendicular a los alineamientos de las morrenas glaciares. Estos canales han permitido la acumu-lación de suelos finos, que a su vez permiten el crecimiento de materia orgánica, conformando las condiciones para constituir humedales (Figura 25).

1

2

N100 km


Figura 23. Mapa simplificado que indica la ubicación de las tres grandes unidades geo-lógicas existentes en Magallanes: Batolito Patagónico; Andes Fueguinos y la Cuenca de Magallanes (Adaptado de DGA, 2016).

Cuenca de Magallanes

1. Batolito Patagónico2: Andes Patagónicos

Tierra del Fuego

Límite de la fuja plegada y

corrida

Campo de Hielo Sur

48ºS

51ºS

Arco de Chico-Dungenes


Balance hídrico en vegas

La existencia de vegas en zonas semiáridas, se ve limitada por la disponibilidad de agua aportante, que a su vez está controlada por los procesos hidrológicos que gobiernan el flujo de agua superficial y subterráneo que se producen en la cuenca aportante. Es así, como el estudio del balance hídrico en humedales

Figura 24. Detalle de la geología regional, donde se aprecia que la zona de estudio se en-cuentra ubicada entre los rellenos M2c (Adaptado de SERNAGEOMIN, 2013).

Figura 25. Imagen satelital que presenta la vega en estudio. Las líneas amarillas indican la dirección principal del escurrimiento de agua.


Los ingresos de agua que recibe la vega corresponden a los caudales superficiales que provienen desde la cuenca aportante (Qsp). Los flujos de aguas subterráneas que ingresan (Qsb), la precipitación pluvial (P) y derretimiento de nieve (D), que infiltra sobre la vega que tiene un área (A) en un determinado tiempo (∆t), por ejemplo, un mes.

Las salidas de agua corresponden a los caudales efluentes del cuerpo de agua (Qef), las extracciones antrópicas (Ext), la infiltración que pueda ocurrir a través del lecho y la evapotranspiración (ET).

La variación de almacenamiento ∆V/∆t depende del tamaño del humedal y del equilibrio existente entre ingresos y salidas de agua. Un salar, por ejemplo, corresponde a un sistema donde las salidas de agua son controladas por la evaporación y superan largamente los aportes que genera la cuenca aportante, por lo que el sistema se seca dejando una costra salina. En cambio, no es probable encontrar un cuerpo de agua donde los aportes de agua superen largamente las salidas, porque físicamente el sistema hidráulico generará un rebalse logrando el equilibrio del sistema.

requiere entender no solamente el entorno de la vega que se estudia, sino que también las condiciones climáticas del humedal y la cuenca que lo alimenta.El balance hídrico en un humedal está controlado por la ecuación de conservación de la masa, que puede ser explicada como, la suma de los flujos de agua que ingresan al humedal menos los flujos de agua que salen de este, correspondiendo a la variación de agua almacenada en este cuerpo de agua:

(Qsp + Qsb + t

P + D*A) (Qef + Ext + Inf +

tET

*A) tV=


Aportes de agua a la vega

La escorrentía superficial puede ser un importante aporte de agua hacia la vega. El caudal que escurre superficialmente depende de los procesos que controlan el régimen hídrico:

• La escorrentía inmediata se produce ante la ocurrencia de eventos de precipitación intensa. Esta escorrentía generará aportes superficiales que descenderán desde la parte alta de la vega y desde las zonas laterales (Fi-gura 26 A y B). Muchos cauces que están normalmente secos, se activan transformándose en el sistema de evacuación de excedentes de agua llu-via que caen en la cuenca. • El deshielo del manto nival genera una interesante oportunidad de in-filtración, principalmente sobre las vegas, que son zonas planas con limi-tada generación de escorrentía. Además, en las laderas el derretimiento genera escurrimiento lateral que también puede infiltrar.• El caudal que se mantiene en los esteros se puede producir por esco-rrentía directa de aguas lluvias, drenaje de suelos saturados y liberación de agua subterránea almacenada en la vega.

Para la mantención de las vegas la existencia de un flujo base es un aspecto crítico, por lo que estos ecosistemas son dependientes de la liberación de aguas subterránea almacenada en acuíferos porosos o en sistemas de agua subterránea (Távara-Espinoza y Sanz, 2010, Gmati et al. 2011; Andermann et al., 2012; Muñoz-Villers et al. 2012). Es por lo anterior que los Oasis, Puquios u Ojos de Agua, se refieren a humedales dependientes de las aguas subterráneas. Esta agua subterránea puede ser recargada localmente por infiltración de lluvias recientes, como lo es el caso del humedal costero de Ritoque en la Región de Valparaíso (Arumí, 1992), o puede ser precipitación más antigua que recargó el acuífero en épocas húmedas y que tras un proceso de transporte de miles de años, alimenta los manantiales costeros del norte de Chile (Herrera y Custodio, 2014).


Sobre la base de los antecedentes obtenidos por este programa y que se describen en los capítulos anteriores de esta publicación, se utilizó la ecuación de balance hídrico para estimar las extracciones de agua de la vega, para satisfacer las necesidades de evapotranspiración de la vega.

En la Figura 27 se observa el área de estudio donde se plantea el balance hídrico. La vega estudiada se estima que tiene una superficie de 20 hectáreas y se controlaron los ingresos de agua a través de los sensores ubicados en cada pozo de monitoreo (S1-S6). Para estimar los flujos de aguas subterráneas se consideraron los datos de nivel freático, que permitieran determinar gradientes de las dos entradas aguas arriba y la salida aguas abajo. Para lo anterior, los datos de conductividad hidráulica de las vegas se obtuvieron a partir de los análisis de suelo realizado en este programa y se estimaron los anchos y profundidad del acuífero. A partir de eso se estimaron los flujos de aguas subterráneas que ingresan y salen de la vega.

Figura 26. Diagrama demostrativo de los flujos que alimentan la vega A) Transversalmente y B) Longitudinalmente.

Flujos lateralesFlujos laterales

VegaFlujos laterales Flujos laterales

Posible artesa glaciar

Vega

Flujo subterráneoentrante Flujo subterráneo

saliente

A

B


Figura 27. Área de estudio donde se plantea el balance hídrico, el polígono blanco indica la vega estudiada, los puntos amarillos indican la ubicación de los sensores de nivel freático y las líneas blancas la dirección del flujo de aguas subterráneas.

Para evaluar la recarga de aguas subterráneas, se utilizaron valores mensuales registrados entre abril del 2019 y junio del 2020 de los siguientes parámetros: Precipitación mensual, evapotranspiración mensual y un valor medio de la humedad medida en el suelo (Cuadro 6).

Datos (mm/mes)

PrecipitaciónET medidahumedad del suelo

85.545.2655.6

26.633.3662.3

8.636.2658.5

abr-19

31.618.2661.6

25.219.1654.0

12.656.1657.2

4.887.6646.5

may-19 jun-19 jul-19 ago-19 sep-19 oct-19 nov-19

32.393.6634.7

39.6119.3650.7

51.8106.3663.6

11.153.5658.2

dic-19

8.8111.2650.8

43.778.7655.5

61.822.9665.4

21.916.2678.3

ene-20 feb-20 mar-20 abr-20 may-20 jun-20

Cuadro 6. Datos usados para el balance

Las entradas de aguas subterráneas norte y sur, así como la salida, se estimaron en base al promedio mensual de los gradientes, calculados a partir de los niveles freáticos medidos en los distintos sensores, de acuerdo al siguiente detalle:

• Flujo Norte: diferencia de nivel entre los sensores S1 y S6.• Flujo Sur: diferencia de nivel entre los sensores S2 y S3.• Flujo Saliente: diferencia de nivel entre los sensores S4 y S5.

Los gradientes del flujo subterráneo se calcularon por un valor de conductividad hidráulico de 3,3 m/día, obtenido a partir de las mediciones de conductividad hidráulica realizadas por el programa, para las capas más profundas del suelo,


Cuadro 7. Balance del sistema de aguas subterráneas

11.328.526.3652

12.127.825.8853

13.028.623.9183

dic-19

12.428.724.8145

12.729.923.9720

13.429.524.81018

13.230.526.5180

ene-20 feb-20 mar-20 abr-20 may-20 jun-20Datos (mm/mes)

Entrante vega norteEntrante vega SurSaliente vegaAporte lateral

6.323.828.61408

11.824.629.4438

12.121.726.671

abr-19

12.424.230.6260

12.023.625.3207

11.627.125.679

11.427.826.1532


12.423.629.7207

suponiendo que son representativas del material que conforma el acuífero de la vega (Cuadro 7). Un primer resultado indica que los flujos de agua subterráneas son reducidos, debido a que los gradientes hidráulicos son bajos y que el medio no posee conductividades hidráulicas altas. Por ello, los flujos de aguas subterráneas no explican la existencia de las vegas, sino que se deben considerar otras entradas de agua como los aportes directos de infiltración de aguas lluvia y los aportes de escorrentía lateral.

La infiltración se estimó a partir de sustraer a la precipitación mensual, el valor de la escorrentía superficial estimado sobre la base del uso de un coeficiente de escorrentía. Para las condiciones en que el suelo no está congelado, se usó el coeficiente de escorrentía recomendado por el Manual de Carreteras del Ministerio de Obras Públicas (MOP, 2017). Para las condiciones de suelo congelado se supuso que no existe infiltración. Los aportes directos de infiltración de aguas lluvias no son lo suficientemente altos como para mantener la humedad del sistema de vegas

Para poder representar la humedad final de cada periodo, se debió incluir un aporte de humedad lateral, correspondiente a la infiltración de escurrimiento de aguas lluvias que drenan hacia las vegas y que posteriormente es infiltrada. El balance hídrico se realizó a escala mensual (Cuadro 8), ajustándose como resultado la humedad estimada por el modelo, con los valores de humedad medidos, usando como parámetro de ajuste el área de la cuenca lateral que drena hacia la vega, que resultó ser de 16,5 has.

Cuadro 8. Balance hídrico de la Vega (mm/mes)

Datos (mm/mes)

humedad del suelo Infiltración lluviaAgua subterráneaRecargaHumedad final del suelo

655.668.4211.5190.2664.4

662.321.36919.2702.1

658.50.012.10.0713.7

abr-19

661.60.039.90.0723.8

657.20.032.70.0690.3

646.53.814.30.0620.8

634.725.881.70.0634.8


654.00.033.10.0737.8

650.731.7103.20.0650.3

663.641.4134.433.2686.7

658.28.930.10.0635.8

dic-19

650.87.023.40.0605.9

655.535.0114.426.2650.4

665.40.0160.5103.1670.4

678.30.029.60.0683.8

ene-20 feb-20 mar-20 abr-20 may-20 jun-20


Considerando estos resultados se confecciono un modelo conceptual (figura 28) en donde se demuestras las entradas y salidas de agua del ecosistema vega-coironal en Ea. Kamepanike.

Figura 28. Modelo conceptual y descripción de entradas y salidas de agua en Ea. Kampe-naike.

Fluctuación del nivel freático

Complementando los resultados obtenidos mediante el balance hídrico de la vega, es interesante presentar las mediciones de nivel freático que mostraron fluctuaciones anuales de 0,9 m en promedio (Figura 29), alcanzando valores máximos en invierno y mínimos al final del verano.

Figura 29. Fluctuaciones mensuales del nivel freático. (m. s. n. m= Metros Sobre Nivel del Mar).

Infiltración ET

Suelo

Afloramiento Recarga

Escorrentia directa

Aguas subterraneasEntradas norte y surSalida

45.0

Tiempo (meses)

46.0

47.0

48.0

50.0

51.0

52.0

49.0

Altu

ra (m

.s.n.

m.)

abr-19 jun-19 jul-19 ago-19 nov-19 dic-19 feb-20 abr-20 may-20

S1 S2 S3 S4 S5 S6 P2


No se conoce con exactitud el coeficiente de almacenamiento, pero usando una aproximación basada en la capacidad de aire, cuyos valores en profundidad y localización de interés son de 6,8% en promedio, se puede obtener una recarga del orden de 60 mm. Este número parece ser bajo, pero permite mantener la vega durante varios meses sin lluvia, ni otros aportes hídricos aparentes.

En el mismo ámbito, de acuerdo al balance hídrico estimado a partir de la diferencia entre la precipitación y evapotranspiración potencial (Penman-Monteith), existe un déficit hídrico durante al menos nueve meses, siendo el balance anual de -467 mm. (Figura 30). Este déficit se acentúa durante febrero, cuando la precipitación mensual es de 8,8 mm y la evapotranspiración potencial supera los 100 mm, debido a una mayor velocidad del viento, radiación y temperatura durante los meses de verano. Sin embargo, el balance fue positivo durante junio y julio de 2019 (13,4 y 6,1 mm, respectivamente), y entre mayo y junio de 2020 (38,9 y 3,9 mm, respectivamente), cuando la ET0 alcanza sus valores más bajos. Durante este corto período, la precipitación y nieve alcanzan mayores profundidades en el suelo, recargando la napa freática. Luego de este período, la napa freática asciende de forma continua hasta agosto de 2019, cuando alcanza una altitud máxima de 49,4 m.s.n.m (45 cm de profundidad desde la superficie del suelo). A partir de este mes (agosto), la napa freática comienza a descender de forma sostenida hasta abril de 2020, alcanzando una altitud mínima de 48,4 m.s.n.m (144 cm de profundidad), mientras el balance hídrico alcanza valores positivos a fines de abril (Figura 30).

Figura 30. Balance hídrico anual (junio 2019 – junio 2020) determinado por la diferencia entre la precipitación y evapotranspiración potencial mensual (Penman-Monteith), y pro-fundidad de la napa freática (NF). Datos de variables atmosféricas corresponden a la EMA INIA Kampenaike.

604020

0-20-40-60-80

-100-120

Bala

nce

Hídr

ico

(mm

)

Prof

undi

dad

napa

freá

tica

(cm

)160140120100806040200

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Balance hídrico

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Napa freática


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CAPÍTULO 2 RESULTADOS DEL PROYECTO - INIA