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Torres Romero, S. F. y Proaño Santos, C. O. 2018. Componentes del balance hídrico en los páramos de jatunsacha, Ecuador. La Granja: Revista de Ciencias de la Vida. Vol. 28 (2):52-66.http://doi.org/10.17163/lgr.n28.2018.04.
1 Introducción
Los páramos son ecosistemas naturales distribuidos en toda la zona tropical, específicamente a los 8° latitud Norte y 11° latitud Sur (Hofstede et al., 2003). En la parte Andina forman un corredor entre la cordillera de Mérida, en Venezuela, hasta la depreciación de Huancabamba al norte del Perú; pero también existen complejos más separados como los páramos en Costa Rica y la Sierra Nevada de Santa Marta (Hofstede et al., 2003; Buytaert, Cuesta-Camacho y Tobón, 2011; Luteyn et al.,1999).
Más de 100 millones de personas en los Andes y en las partes montañosas de África y Nueva Guinea dependen indirectamente del abastecimiento de líquido vital de este ecosistema (Hofstede et al., 2003), que se ve afectado por una degradación paulatina, causada por el cambio de uso del suelo e incremento de la demanda del recurso hídrico para el consumo, riego y generación de hidroelectricidad (Buytaert et al.,2005; Buytaert, Célleri, De Bièvre, Cisneros, Wyseure, Deckers y Hofstede,2006; Buytaert, Iniguez y De Bievre,2007; Crespo et al., 2011; Harden et al., 2013).
A pesar de la importancia mencionada por su constante suministro de agua, a nivel científico la información de bases de datos hidrológicos y climatológicos son escasos y los procedimientos de tratamiento de información (pre-procesamiento) son casi inexistentes, situación que genera que la interpretación de resultados sea errónea, por lo que es necesario estandarizar protocolos para extracción de datos, pre-procesamiento, mantenimiento de equipos con diferentes tipos de sensores y almacenamiento de bases que puedan ser accesibles para estudios de carácter científico y que permitan a los tomadores de decisiones un uso y manejo adecuado del ecosistema de páramo.
La investigaciones en el ecosistema de páramo sobre el funcionamiento hidrológico mencionan que la precipitación para la región Andina varía entre 700 mm a 3000 mm, con una variabilidad a escala local influenciada por la topografía irregular, la altitud, pendiente y orientación (Buytaert, Iniguez y De Bievre, 2007; Buytaert, Célleri, De Bièvre, Cisneros, Wyseure, Deckers y Hofstede, 2006; Celleri et al.,2007). Por otro lado estudios a nivel de microcuenca en el sur del Ecuador determinaron variaciones de evapotranspiración entre 0.6 a 2.51 mm día−1 (Buytaert, 2004; Célleri y Feyen, 2009; Hofstede,1995; Buytaert, Célleri, De Bièvre, Cisneros, Wyseure, Deckers y Hofstede, 2006; Favier et al., 2008). De igual forma, Ochoa-Tocachi et al. (2016) evaluaron el coeficiente de escorrentía en cuencas de páramo ubicadas en los volcanes Antisana y Pichincha, obteniendo valores entre 8 y 13% que difieren de los resultados en los estudios de Tobón y Arroyave (2007); Buytaert, Iniguez y De Bievre (2007); Crespo et al. (2011); Guzmán et al. (2015) con valores publicados entre 53% y 73% para los páramos en Colombia y sur del Ecuador.
Como una respuesta al análisis realizado y con la finalidad de generar conocimiento sobre la funcionalidad hidrológica se planteó el presente trabajo de investigación en la cuenca del río Jatunsacha, en los páramos de Antisana, como parte de una iniciativa nacional de monitoreo hidrometeorológico del Fondo para la Protección del Agua FONAG, con el objetivo de evaluar el comportamiento de los principales parámetros que caracterizan el balance hídrico en los páramos de Jatunsacha.
2 Materiales y métodos
2.1 Área de estudio
La cuenca en estudio se encuentra ubicada en el páramo del Antisana, perteneciente a la unidad hidrográfica del río Jatunhuaycu, fuente abastecedora de agua potable para la cuidad de Quito en Ecuador; geográficamente se localiza en los 0° 28’ 15” latitud Sur y 78° 14’ 34” longitud Oeste. Jatunsacha que drena sus aguas hacia la cuenca del río Amazonas cubre un área de 2,1 km2, con una pendiente promedio del 20% distribuida en una gradiente altitudinal que varía entre los 4036 msnm y 4520 msnm (Figura 1), con intervención relativamente baja por ganado vacuno y sin aporte por flujo del glacial Antisana (Alvarado,2009; Torres, 2016).
La geología de la cuenca está conformada por unidades que contienen rocas metamórficas del Terreno Loja, emplazadas en rocas volcánicas de la formación Pisayambo (Barberi et al.,1988), cubierta locamente por una serie de depósitos superficiales que incluyen materiales piroplásticos, glaciales y coluviales (Coltorti y Ollier, 2000; Lavenu et al., 1992; Alvarado, 2009; Bourdon et al., 2002). Los suelos generalmente son de origen volcánico y pertenecen al orden de Andisoles, con presencia de limos de color negro (Torres,2016; Alvarado, 2009; Ochoa-Tocachi et al., 2016).
La cobertura vegetal en Jatunsacha forma parte del superpáramo seco (Cleef,1981; Sklenár y Balslev, 2005) dominado por las especies vegetales como: Festuca vaginalis, Plantago nubigena, Astragalus geminiflorus, Biden sandicola, Conyza cardaminifolia,Calamagrostis mollis, Cerastium imbricatum y Silenethysanodes (Sklenár y Balslev, 2005).
2.2 Datos y métodos
2.2.1 Precipitación
Para determinar las entradas por precipitación y su variabilidad temporal se instaló un pluviómetro marca TEXAS TE525MM, de cubeta electrónica basculante, con resolución de 0,1 mm asociados a un datalogger Campbell Scientific Cr-200X, colocados tanto en la parte baja y alta de la cuenca (Figura1), que registraron información del periodo 1 de enero del 2014 al 30 de abril del 2015. En esta parte de la metodología se buscó analizar la lluvia a escala intra-anual para conocer cuánto llueve en el páramo y cómo se distribuye mensualmente.
Para la caracterización de los eventos de precipitaciónse empleó la información del pluviómetrocuatro (P4), que se localiza en la parte baja de la cuenca (Figura1); esto por presentar una serie de registros más completa. Con la base de datos de lluvia agregada cada cinco minutos y con los resultados del ciclo anual de la precipitación (Figura 2) se caracterizaron los eventos de lluvia en cuatro períodos: período seco que comprende los meses de diciembre, enero, julio y agosto; período lluvioso marzo, abril, mayo y octubre; transición de seco a húmedo febrero y septiembre y transición de húmedo a seco junio y noviembre. Aunque no existe un criterio estandarizado para definir un evento de una serie de tiempo (Tokay et al., 2003), para la zona de estudio la separación se estableció en un tiempo máximo de una hora entre dos tips consecutivos; esto en referencia algunos estudios (Tokay et al., 2003; Holwerda et al., 2006; Nystuen,1999) que fijaron los tiempos máximos entre 15 minutos y dos horas.
Con la base de datos en el programa R Studio se calculó la magnitud, duración, intensidad y número de eventos que es una medida directa de la frecuencia. La magnitud se estableció sumando los montos registrados en cada evento, la duración corresponden al tiempo transcurrido en cada evento, la intensidad se determinó dividiendo la magnitud entre el tiempo efectivo donde se registró la entrada por precipitación durante el evento; y la frecuencia se calculó sumando el número de eventos en cada período analizado. Para cada variable se realizó una caracterización de su función de distribuciónde probabilidad, que permite extraer límites de confianza al 95% para el acotamiento de su comportamiento intrínseco.
2.2.2 Comportamiento de la humedad del suelo
Para caracterizar el comportamiento de la humedaddel suelo se instalaron instrumentos automáticos, basados en la mediciones de la permisividad dieléctrica del suelo, denominados TDR Time Domain Reflectometer (Jones, Wraith y Or, 2002), que son sensores bimetálicos colocados en forma horizontal en el horizonte superficial (A) a una profundidad de 10 cm y en el horizonte 2Ab a 70 cm, dentro de una calicata excavada en una ladera de la cuenca (Figura1), asociados a un dataloggers marca Campbell Scientific Cr-200X que registró información del contenido de agua del suelo, con una resolución de cinco minutos.
Como consecuencia de las singulares características de los suelos de cenizas volcánicas como son alta porosidad, baja densidad, presencia de vidrio volcánico y alta retención de humedad (Buytaert, 2004; Buytaert, Iniguez y De Bievre,2007; Nanzyo, Shoji y Dahlgren,1993); y en base a las recomendaciones de Blume, Zehe y Bronstert (2007) de calibrar las ecuaciones internas de los dataloggers se utilzó la ecuación propuesta por Guarderas (2015) para transformar las series de tiempo de tránsito registrado en el sensor, a valores de contenido volumétrico; relación determinada en base a un muestreo en campo en los dos horizontes.
Con las series de datos completas de humedad del suelo promedio agregados a escala diaria del periodo 30 de abril del 2014 al 13 de marzo del 2015, se graficó y analizó la curva dinámica de humedad para poder caracterizar el comportamiento del contenido de agua de los suelos en la cuenca Jatunsacha. Adicionalmente, se muestreó en campo por triplicado en cada horizonte la densidad aparente, con base en la relación masa de la muestra seca al horno durante 24 horas a 105°C y el volumen de los cilindros (Grossman, 2002); materia orgánica a través del método de Walkey y Black (Black,1965), porosidad total que se estableció a partir de la relación densidad aparente y densidad real (Klute,1986a); conductividad hidráulica saturada donde se utilizó el método de carga hidráulica constante (Klute y Dirksen,1996), potencial de hidrógeno pH a través de la relación 1:1 entre el agua y suelo y la curva de retención de humedad, considerando los puntos característicos: capacidad de campo, punto de saturación y punto de marchitez permanente, que se determinaron en el laboratorio de física de suelos de la Universidad Nacional de Colombia, sede Medellín, a partir de muestras sin disturbar tomadas con anillos de acero inoxidable de 5 cm de diámetro y 1cm de altura, sometidas a saturación por capilaridad para posteriormente ser trasladadas a los platos con membranas; calibradas en diferentes presiones dentro de las “ollas de presión de Richard” y secadas en estufa a temperatura constante (Klute, 1986b).
2.2.3 Evapotranspiración real
Para el cálculo de la Evapotranspiración real (ETr) se utilizó la relación que integra el comportamiento climático, las características particulares de la vegetación y las limitaciones debido a la disponibilidad de agua a nivel de cuenca en el páramo del Antisana (Allen et al.,1998; Buytaert, Iñiguez, Celleri, De Biévre, Wyseure y Deckers, 2006; Guzmán et al.,2015), que se expresa de la siguiente manera (Ecuación 1):
En donde: ETr es la evapotranspiración real (mm día−1), ETa es la evapotranspiración de referencia (mm día−1), Kc es el coeficiente de cultivo (adimensional) y Ks el factor de estrés hídrico (adimensional).
Para la determinación de ETa se aplicó la ecuación de Penman-Monteith (Allen et al.,1998) (Ecuación 2), con datos procedentes de la estación climatológica Humboldt (Figura1), que acumuló y registró información cada 30 minutos de las principales variables climáticas del período 1 de enero del 2014 al 30 de abril del 2015, proporcionados por el Instituto Nacional de Meteorología e Hidrología del Ecuador (INAMHI). El procesamiento se lo realizó a nivel horario (mm hora-1), pero para el análisis del comportamiento se los agregó a escala diaria (mm día−1).
Las investigaciones en el páramo (Buytaert, Iñiguez, Celleri, De Biévre, Wyseure y Deckers, 2006; Guzmán et al.,2015) determinaron valores de Kc de 0,42 para representan condiciones naturales del ecosistema, con vegetación homogénea y con intervención relativamente baja por agricultura y ganadería; y registros de Ks de 1 que indican contenidos de humedad en el suelo sobre capacidad de campo cercanos a punto de saturación; particularidad encontrada en los páramos de la región.
2.2.4 Caudal
Para la medición del caudal se construyó un vertedero de pared delgada de sección combinada triangular y rectangular y se instaló una sonda de nivel automática Instrumentación Northwest (INW) marca PT2X, que acumuló datos cada cinco minutos (Torres, 2016) del período 1 de enero del 2014 al 30 de abril del 2015. Con la información de las mediciones de altura del nivel de agua, que relaciona la presión de la columna de agua por encima del punto cero del vertedero y la presión atmosférica; y considerando las dimensiones de la infraestructura hidráulica se transformaron los datos a caudal aplicando la relación de Sotelo Avila (1974) para la sección triangular y la de Kindsvater y Carter (1957) para la sección rectangular.
Con la información procesada se separó el caudal base del flujo de tormenta, con fundamento en el algoritmo numérico de los dos parámetros propuesto por Chapman (Chapman,1999), con una recesión de dos días y elaborado en base a un filtro digital a nivel diario (Ochoa-Tocachi et al., 2016).
2.2.5 Balance hídrico
Para el cálculo del balance hídrico anual se utilizó la ecuación general (Ecuación 2) aplicada al ecosistema páramo (Buytaert, Iñiguez, Celleri, De Biévre, Wyseure y Deckers, 2006; Guzmán et al., 2015) y adaptada a las características del sitio.
Donde P es la lámina de precipitación en mm, E representa la cantidad de agua interceptada por la vegetación y evaporada directamente desde el dosel en mm, que para las zonas de páramo es relativamente baja (Tobón y Gil Morales, 2007) y según (Buytaert, Célleri, De Bièvre, Cisneros, Wyseure, Deckers y Hofstede, 2006) este término puede ser excluido en la ecuación. ETr es la evapotranspiración real (mm), Q representa el caudal de la cuenca en mm, L se refiere a la percolación profunda en mm y ds/dt que describe el cambio en el contenido de humedad del suelo en mm, y según Torres (2016) para Jatunsacha es igual o cercano a cero, afirmación corroborada por Buytaert, Célleri, De Bièvre, Cisneros, Wyseure, Deckers y Hofstede (2006) en un estudio realizado en una microcuenca de páramo al sur del Ecuador.
3 Resultados y discusión
3.1 Variabilidad temporal de la lluvia
La precipitación anual para la cuenca de estudio fuede 840,2 mm, siendo octubre el mes más lluvioso con 145,8 mm y febrero el más seco con 17,5 mm. Los resultados en este estudio concuerdan con la información revisada en la bibliografía, refiriéndose a registros de precipitación que varían entre 700 mm y 3 000 mm para los páramos sudamericanos (Buytaert, Iniguez y De Bievre, 2007; Buytaert, Iñiguez, Celleri, De Biévre, Wyseure y Deckers, 2006; Celleri et al., 2007; Crespo et al., 2011; Tobón y Morales, 2007).
El ciclo anual presentó una distribución bimodal (Figura 2) con cuatro períodos marcados: 1) dos temporadas lluviosas que iniciaron de marzo a mayo y una segunda concentrada en el mes de octubre; 2) dos períodos secos que se presentaron en los meses de diciembre, enero, julio y agosto; 3) la transición de seco a húmedo que comprende los meses de febrero y septiembre y 4) la transición de húmedo a seco que incluye los registros de junio y noviembre.
Varios autores (Villacís,2008; Vuille, Bradley y Keimig, 2000) explican que el comportamiento de la precipitación a escala intra-anual en la cuenca en estudio está influenciada por masas de aire húmedo provenientes de la cuenca Amazónica, por el movimiento de la Zona de Convergencia Intertropical ZCIT, y por la influencia del Niño-Oscilación del Sur (ENSO) en sus dos fases (El Niño y La Niña). Adicionalmente, (Villacís, 2008) menciona en su investigación que los valores de precipitación de las cuencas localizadas al oeste del Antisana sufren una disminución debido al “efecto pantalla” del volcán, que actúa como una barrera natural para las masas de aire húmedo que se originan en la Amazonía.
3.2 Caracterización de los eventos de precipitación
Durante el período de estudio se registraron 819 eventos con cantidades de lluvia que varían de 0,1 mm a 8,9 mm, duraciones de 5 min a 452,75 min e intensidades entre 0,21 mm h−1 a 3,6 mm h−1. El período lluvioso presentó el mayor número de eventos con 362 y el rango más amplio en la cantidad de lluvia; la transición de seco a húmedo registró el menor número de eventos (112) y rangos con baja longitud en las variables duración e intensidad. En el período seco se registraron 221 eventos con el rango más corto en cantidad de lluvia; por último la transición de húmedo a seco definido por los 124 eventos presenta el rango más alto en duración (Tabla 1).
Tabla 1. Características de los eventos de precipitación para los períodos seco, lluvioso, transición seco a húmedo y la transición húmedo a seco.
Analizando los períodos propuestos (Tabla1) no se observa una tendencia estacional de la precipita- ción; estas afirmaciones concuerdan con lo expresado por (Celleri et al., 2007), refiriéndose a que la lluvia en los páramos al sur del Ecuador no se concentra en la estación húmeda. Por otro lado, los resultados muestran un aumento en el número de eventos y en la variable cantidad para la época lluviosa, y aunque no se puede explicar con certeza el proceso tal vez pueda estar relacionado con la existencia de dos patrones de precipitación, diferentes en el año, que generan la bimodalidad sugerida por la entrada de aire húmedo provenientes de la cuenca Ama- zónica y de la región costera del pacífico (Villacís, 2008; Vuille, Bradley y Keimig, 2000).
Con base en los resultados y a la información bibliográfica revisada (Buytaert, Célleri, De Bièvre, Cisneros, Wyseure, Deckers y Hofstede, 2006; Celleri et al.,2007; Tobón y Arroyave, 2007) la precipitación de la cuenca investigada se caracteriza por presentar 819 eventos de corta duración (5 minutos – 7,5 horas), bajo volumen (0,1 mm – 8,9 mm) y bajaintensidad (0,21 mm h-1 – 3,6 mm h-1), típico de la distribución de las lluvias en los páramos neotropicales.
3.3 Variabilidad temporal de la humedad del suelo
La humedad del suelo en el horizonte A (Figura 3), a escala diaria para el periodo de estudio presenta dos temporadas de máximo contenido de humedad, el 12 de mayo del 2014 y el 11 de noviembre del 2014 con 0,74 cm3 cm−3 y 0,73 cm3 cm−3, respectivamente; originando que la humedad esté próximo a punto de saturación (0,75 cm3 cm−3). Su pico más bajo se registró el 16 de enero del 2015 con un valor de 0,51 cm3 cm−3, lo que generó que la curva de humedad del suelo disminuya por debajo de la capacidad de campo (0,6 cm3 cm−3); esta tendencia se presentó en cuatro periodos adicionales que corres- ponden al 13 de septiembre del 2014, 7 de febrero del 2015, 23 de febrero del 2015 y 13 de marzo del 2015.
La humedad del suelo en el horizonte superficial muestra un comportamiento muy dinámico inclusive mayor que el horizonte 2Ab, debido al impacto de las frecuente lluvias, a la evapotranspiración y al alto contenido de raíces en los primeros centímetros de suelo que generan flujos preferenciales (Blume, Zehe y Bronstert, 2007; Buytaert, Celleri, Willems, De Bievre y Wyseure, 2006; Hofstede, 1995); de los 304 días monitoreados se observó que la mayor parte del periodo, 85% de datos diarios, los registros estuvieron sobre la capacidad de campo (Figura 3). De igual forma, si se considera la profundidad del horizonte A (21,3 cm), su potencial de almacenamiento sería de 108,6 mm a 156,5 mm. De acuerdo con estos resultados, el horizonte superficial presenta gran capacidad de retención de agua, caracterizado por una fuerte estructura, alta porosidad (72,4%), baja densidad aparente (0,64 Mg m−3) y alto contenido de materia orgánica (11,9%) típico de los Andisoles (Nanzyo, Shoji y Dahlgren, 1993; Buytaert, Iniguez y De Bievre, 2007).
La dinámica del horizonte 2Ab es más estable, con valores entre capacidad de campo (0,56 cm3 cm−3) y punto de saturación (0,68 cm3 cm−3) (Figura 4), con un pico máximo que se originó el 11 de noviembre del 2014 de 0,65 cm3 cm−3. El punto más bajo de la curva de humedad del suelo diaria se pre- sentó el 13 de marzo del 2015 con un registro de 0,58 cm3 cm−3, dato superior al encontrado en el pico más bajo del horizonte superficial (0,51 cm3 cm−3). El alto contenido de agua en el horizonte 2Ab se debe principalmente a la baja densidad aparente con 0,70 Mg m−3, alta porosidad de 68,36% y alto contenido de materia orgánica con 5,8% (Nanzyo, Shoji y Dahlgren,1993; Buytaert, Deckers y Wyseure, 2007); que permite una capacidad de almacenamiento entre 365,4 mm y 326,43 mm, al considerar una profundidad del horizonte 2Ab de 55,8 cm.
3.4 Evapotranspiración real a nivel de cuenca
La ETr anual calculada para la cuenca Jatunsacha fue de 237,66 mm, con un promedio diario de 0,65 mm día−1 y con registros entre 0,28 mm día-1 a 1,04 mm día−1, que corresponden a los limites inferiores y superior de la distribución de probabilidades de los datos; su comportamiento fue estacionario para el período de análisis, mostrando valores extremos de 1,68 mm día−1 en los primeros días de enero del 2014 y mínimos de 0,07 mm día−1 en junio del 2014 (Figura 5).
Los valores relativamente bajos encontrados en el parámetro evapotranspiración real (Figura 5) para la cuenca en estudio que forma parte de los páramos del Antisana concuerda con los reportes para los páramos de la región con variaciones entre 0,6 mm día−1 a 2,2 mm día−1 (Buytaert, Célleri, De Bièvre, Cisneros, Wyseure, Deckers y Hofstede, 2006; Favier et al., 2008); y su comportamiento depende de las condiciones meteorológicas (Allen et al., 1998), características morfofisiológicas de la vegetación (Cleef,1981; Hofstede,1995; Buytaert, Célleri, De Bièvre, Cisneros, Wyseure, Deckers y Hofstede, 2006) y al contenido de agua en el suelo (Figura 3 y Figura 4).
3.5 Comportamiento temporal del caudal y sus componentes
Los resultados de la series de tiempo de caudalmuestran un valor anual de 89,20 mm, es decir unflujo promedio diario de 5,6 l s-1, conformado pordos componentes: los flujos base y escorrentía. La respuesta hidrológica en el páramo de Jatunsacha describe un comportamiento dinámico, con un pico máximo de 88,13 l s-1 el 11 de octubre del 2014 y con un registro bajo de 0,39 l s-1 el 21 de febrerodel 2016 (Figura 6), que depende de la presenciade lluvias constantes (Tabla 1), alta capacidadde almacenamiento de agua de los suelos con registros (>80%) entre capacidad de campo y punto desaturación (Figura 3 y Figura 4), baja evapotranspiración (Figura 5) y alta capacidad de infiltración (Buytaert, 2004; Buytaert, Iñiguez, Celleri, De Biévre,Wyseure y Deckers, 2006; Buytaert, Celleri,Willems, De Bievre y Wyseure, 2006; Sarmiento, 2000).
Figura 6. Comportamiento temporal de los caudales base y de tormenta a escala de cuenca con cobertura de páramo.
Los caudales base, que en los ecosistema demontaña representa la capacidad de regulación hídrica, para la cuenca en estudio es relativamente alta (60%), con un valor promedio de 3,4 l s-1; permitiendoun flujo constante de agua especialmenteen períodos de sequía (Hofstede et al., 2003; Buytaert,Célleri, De Bièvre, Cisneros,Wyseure, Deckersy Hofstede, 2006; Buytaert, Celleri,Willems, De Bievrey Wyseure, 2006). Por otro lado, los resultados de las series de tiempo de caudal presentan un registro promedio por escorrentía superficial de 2,2 l s-1, que implica una contribución del 40% al flujototal y se genera por flujo superficial de saturación (Chow, 1996) que se produce cuando el contenidode agua subsuperficial satura el suelo desde capas inferiores, contribuyendo de manera significativaa la precipitación efectiva; afirmación corroborada por investigaciones al sur de Ecuador (Buytaert,Iniguez y De Bievre, 2007; Crespo et al., 2011)..
3.6 Balance hídrico
El balance hídrico anual en Jatunsacha presenta estimaciones por entrada de precipitación de 840,24 mm y flujos de salida por evapotranspiración de 237,66 mm (Tabla 2) y por caudal de 89,20 mm, lo que implica un coeficiente de escorrentía del 10,6 %; siendo esta medida el rendimiento hídrico de la cuenca que para Jatunsacha fue relativamente bajo; dato similar al rango encontrado en la investigación de Ochoa-Tocachi et al. (2016) para cuencas de páramo ubicadas en los volcanes Antisana y Pichincha con cifras entre 8 % y 13 %.
Con la instrumentación de precisión instalada y con información de calidad procesada en cada uno de los parámetros del balance hídrico anual analizados, se cuantificó la pérdida de agua por percolación profunda para recarga de acuíferos, en base a la ecuación general, proyectando un registr o de 513,38 mm que representa el 61,1% de la precipitación (Tabla 2), siendo el principal parámetro que genera flujo de salida del sistema, y aparentemente esto se genera por la geoestructuras porosa en la zona (Coltorti y Ollier, 2000).
4 Conclusiones y Recomendaciones
El comportamiento de los parámetros que integranla dinámica hidrológica en los páramo de la cuenca Jatunsacha están caracterizados por: a) una precipitacióncon tendencial anual no estacionaria que describen un comportamiento bimodal con eventos de lluvia frecuentes de baja intensidad y volumen; b) por un contenido de humedad en el suelo entre capacidad de campo y punto de saturación, relacionado con el alto contenido de materia orgánica, alta porosidad, y baja densidad aparente; c) por una evapotranspiración relativamente baja con una dinámica muy estacionaria, d) por un caudal constante conformado por un flujo base que aporta un 60% al caudal y por un flujo de escorrentía que implica una contribución del 40% al caudal. De igual forma, la zona en estudio presenta un e) coeficiente de escorrentía relativamente bajo y f) una percolación alta debido a la presencia de geoestructuras porosas.
