MASKANA.Vol. 9, Ed. 2, 53-65, 2018
https://doi.org/1=
0.18537/mskn.09.02.07
Š
Author(s) 2018. This work is distributed under the Creative Commons Attribu=
tion
4.0 License.
Artículo de Investigación
Umbrales en =
la
respuesta de humedad del suelo a condiciones meteorológicas en una ladera
Altoandina
Daniel Tenelanda Patińo
1 Departamento=
de
Recursos Hídricos y Ciencias Ambientales, Universidad de Cuenca, Ecuador
=
2 =
Facultad=
de
Ingeniería, Universidad de Cuenca, Cuenca, Ecuador
=
3=
Carrera
de Ingeniería Agronómica, Facultad de Ciencias Agropecuarias, Universidad de
Cuenca, Cuenca, Ecuador
4 Institute for Landscape Ecology and Resources
Management, Justus-Liebig-Universität Gießen, G=
ermany
Autor para correspondencia: dtenelanda@gmail.com
Fecha de recepción: 2 de agosto 2018 - Fecha de ac=
eptación:
5 de noviembre 2018
RESUMEN
El
suelo y su cobertura vegetal desempeńan un papel crítico en la hidrología d=
el
Páramo Andino, proporcionando escorrentía, principalmente por flujo
subsuperficial poco profundo. Comprender la dinámica de la humedad del suelo
bajo cobertura vegetal prístina, durante eventos de lluvia, es esencial par=
a la
planificación futura de los recursos hídricos, considerando la creciente
influencia antrópica. Por lo tanto, este estudio se centra en la evaluación=
de
los controladores y umbrales en el cambio máximo de la humedad del suelo (<=
/span>Δθmax) durante eve=
ntos
de lluvia y su dinámica durante diferentes condiciones de humedad. Los fact=
ores
que controlan Δθ=
max,
determinados mediante el coeficiente de correlación de Spearman, fueron el
volumen precipitado, la intensidad del evento, la humedad antecedente y las
condiciones climáticas previas de 5 y 15 días. El análisis de umbrales reve=
ló
una respuesta de aumento o disminución en función del estado de humedad, la
posición topográfica y la profundidad del estrato de suelo. Este estudio
demuestra que, bajo vegetación prístina del Páramo, la precipitación, la
humedad antecedente y las condiciones climáticas, determinan, en gran medid=
a,
el estado de humedad del suelo que afecta posteriormente la conectividad de=
las
laderas y su funcionamiento hidrológico.
ABSTRACT
Soil and
vegetation cover play a critical role in the hydrology of the Andean Páramo generating runoff primarily by shallow subsurf=
ace
flow. Understanding the dynamics of soil moisture response under pristine
vegetation cover during rainfall events is essential for water resource
planning considering the increasing anthropogenic pressure. Hence, this stu=
dy
focuses on the evaluation of the factors and thresholds controlling maximum
changes in soil moisture (Δθmax) duri=
ng
rainfall events and their dynamics during different wetness conditions (from
dry to wet). To determine the factors controlling [=
6;θmax,
a nonparametric Spearman correlation coefficient test was applied. We found
that the factors controlling Δθmax we=
re the
precipitated volume, intensity, moisture conditions just before the event a=
nd
the 5- and 15-days antecedent weather conditions. The threshold analysis sh=
ows
a response of increase or decrease as function of moisture state, topograph=
ic
position and soil layer depth. This study demonstrates that under pristine
Andean Páramo vegetation precipitation, anteced=
ent
moisture and weather conditions determine to a significant degree the soil
moisture status affecting subsequently hillslope connectivity and hydrologic
functioning.
Keywords: Soil moistur=
e response,
rainfall event scale, factors controlling soil moisture response, rainfall
thresholds, Andean Páramo hillslope.
1. =
INTRODUCCIÓN
La humedad del suelo (θ) es bien
conocida como el factor clave que vincula las fluctuaciones climáticas y la
dinámica de la vegetación en el espacio y el tiempo (Rodriguez-Iturbe, 2000). Como tal, ejerce un fuerte efecto sob=
re
los flujos hidrológicos en el continuo suelo-planta-atmósfera. Por lo tanto,
aumentar la comprensión de la respuesta de θ<=
span
lang=3DES-EC style=3D'font-size:9.0pt;font-family:"Times New Roman",serif'>=
, frente a eventos de lluvia, es esencial para mejorar la conservación y
mitigación de los impactos del uso del suelo y cambio climático, y, de esta
manera, generando una comprensión profunda de los procesos y controles
involucrados en la respuesta hidrológica de las regiones montańosas, en don=
de θ
influye de manera trascendental en los procesos
hidrológicos (Dusek & Vogel, 2016; He,=
Zhao,
Liu, & Chang, 2012; Tetzlaff et=
al.,
2007). Aunque esta comprensión es importante a nivel mundial, los =
ecosistemas
húmedos de pradera de las regiones montańosas de los Andes (conocidos como =
el
Páramo) son de particular interés dada la escasez y calidad de
datos (Buytaert & Beven, 2010; Celleri=
, Willems,
Buytaert, & Feyen, 2007), las presiones antropogénicas que afect=
an
los recursos hídricos (Buytaert, Ińiguez, =
&
De Bičvre, 2007; Crespo et al.,=
2010;
Ochoa-Tocachi et al., 2016) y
las incertidumbres relacionadas con el cambio futuro del clima (Buytaert & De Bičvre, 2012). En este
sentido, el monitoreo de θ y los estudios
eco-hidrológicos son escasos debido a dificultades económicas y logísticas =
(Crespo =
et al.,
2011; Mosquera et al., 2016) a
pesar del importante papel de los ecosistemas de Páramo como principal
proveedor de servicios económicos y ambientales en la región (Buytaert et al.,
2006; Célleri & Feyen, 2009).
Los estudios hidrológicos del Páramo sugieren que los principales factores a los cuales se puede atribuir la
regulación hídrica incluyen la precipitación, la cual es sostenida a lo lar=
go
del ańo (Muńoz, Célleri, & Feyen, 2016;
Padrón, Wilcox, Crespo, & Celleri, 2015) y a la alta capacidad de
infiltración y almacenamiento de agua de sus suelos (Buytaert,
Wyseure, De Bievre, & Deckers, 2005). Por otro la=
do,
estudios relacionados a la identificación de fuentes de generación de
escorrentía han demostrado la importancia de los suelos (altamente
correlacionados con la cobertura vegetal y la posición topográfica) en la
respuesta hidrológica del Páramo =
(Mosquera,
Lazo, Célleri, Wilcox, & Crespo, 2015). De esta manera, el movimiento de agua a través de las laderas se vuel=
ve
trascendental, considerando la topografía empinada de las cuencas de Páramo=
y
al hecho de que la escorrentía generada está compuesta principalmente por f=
lujo
subsuperficial derivado de los suelos (Cor=
rea et al., 2017; Mosquera et al., 2016). Sin embargo,=
bajo
cobertura vegetal prístina del Páramo, estudios sobre la vinculación de la
respuesta de θ con la precipitac=
ión
aún no se han llevado a cabo. Inclusive, aún se desconoce en su totalidad
acerca de los controladores y umbrales que regulan la dinámica de
Estudios en una gran variedad de ecosistemas a escala de parcela y lade=
ra
han revelado que los principales factores que controlan la dinámica de θ
son: el volumen precipitado e intensidad del evento <=
span
style=3D'mso-no-proof:yes'>(Albertson & Kiely, 2001; He et al., 2012; Liu et al=
.,
2015); las propiedades del suelo (G=
wak
& Kim, 2017; Weiler & Naef, 2003); la topografía (Famiglietti, Rudnicki, & Rodell, 1998; Gray=
son,
Western, & Chiew, 1997); el clima (Lawrence
& Hornberger, 2007); y las condiciones antecedentes de humedad d=
el
suelo (Ivanov et al., 2010; Jost, Schume, & Hager, 2004).
Por tanto, este estudio busca mejorar la comprensión del funcionamiento
hidrológico a nivel de subsuperficie de los
ecosistemas de Páramo, mediante la evaluación de Δ=
;θmax
durante eventos de lluvia en diferentes posiciones topográficas y estratos =
de
suelo de una ladera cubierta con vegetación prístina del Páramo. Para este =
fin,
registros de θ y de las condiciones meteorológicas serán usados para d=
ar
respuesta a las siguientes preguntas de investigación: i) żCuáles son los
controladores de Δθmax durante evento=
s de
lluvia bajo diferentes estados de humedad? y ii)
żCuál es la variación de la respuesta umbral de los controladores identific=
ados
durante cada estado de humedad?
=
2. =
MATERIALES
Y MÉTODOS
=
=
2.1. Ladera experimental de estudio
La ladera experimental se encuentra ubicada en el
Observatorio Ecohidrológico del río Quinuas (94=
.1 km2)
al sur del Ecuador (2°47'31.3" S, 79°12'15.0" W), dentro de la
Reserva de Biósfera del Macizo del Cajas. La cuenca tiene una variación
altitudinal entre 3,100 a 4,250 ms.n.m.,
caracterizada por una geomorfología empinada, con una pendiente promedio del
42%. En la cabecera de la cuenca, donde se encuentra ubicada la estación
meteorológica y la ladera de estudio (P1 y T1 en la Fig. 1a), la precipitac=
ión
anual promedio es de 1,080 mm, la temperatura y humedad relativa del aire s=
on,
en promedio, de 8.7°C y 93.5%, respectivamente (Muńoz
et al., 2016). La ladera=
está
cubierta por la vegetación prístina más común de un ecosistema de Páramo,
conocida como pajonal (Calamagrostis sp.),=
la cual
representa más del 70% del área total de la cuenca (Fig. 1b). Esta ladera f=
ue
monitoreada en tres posiciones topográficas, denominadas la parte alta (A),
media (M) y baja (B) (Fig. 1c), ubicadas a 4,006, 3,958 y 3,913 m s.n.m., respectivamente. La distancia entre las posic=
iones
A y B es de 200 m, con una pendiente del 42%. Las características topográfi=
cas,
edáficas, y de cobertura vegetal, son representativas de las laderas de la
cuenca. En la ladera experimental se encontró únicamente suelos Andosoles,
caracterizados por un horizonte Ah con una profundidad media de 0.61 m, seg=
uido
de un horizonte mineral C con una profundidad media de 0.50 m (Blanco, Gomez, Crespo, & Ließ, 2018)=
.
=
=
2.2. Propiedades hid=
rofísicas
del suelo
Las propiedades hidrofísicas del suelo se
determinaron en cada posición topográfica (A, M y B) y a cuatro profundidad=
es
de monitoreo (5, 20, 45 y 75 cm; Fig. 1d) dentro de la ladera (Tabla 1). Es=
tas
profundidades incluyeron la caracterización de los horizontes de suelo orgá=
nico
(Ah) y mineral (C), específicamente: (i) la zona con predominancia de raíces
del horizonte Ah a 5 cm; (ii) la capa de horizo=
nte Ah
a 20 cm; (iii) la capa de transición entre los
horizontes Ah y C a 45 cm, y (iv) el horizonte =
C a 75
cm (Fig. 1d). En cada posición topográfica y profundidad se realizaron tres
repeticiones para capturar la variabilidad espacial. Los datos reportados
corresponden a una media de las tres mediciones.
La conductividad hidráulica saturada (Ks) de los suelos se determinó
mediante pruebas de campo, utilizando el método de pozo invertido (Oosterbaan & Nijland, 1994). La dens=
idad
aparente (BD) y los contenidos de humedad en pF=
0
(punto de saturación) y pF 2.52 (capacidad de c=
ampo)
se determinaron utilizando muestras de suelo inalterado, recolectadas en
anillos de acero de 100 cm3. El contenido de humedad en pF 4.2 (punto de marchitez) se determinó usando 1,000=
gr de
muestras alteradas de suelo.
Los contenidos de humedad en pF 0 se determinar=
on
mediante gravimetría, usando las muestras saturadas. Los contenidos de hume=
dad
en pF 2.52 y pF 4.2=
se
determinaron mediante ollas de presión con membranas (van Reeuwijk, 1993). Los contenidos de humedad gravimétrica se
transformaron en contenidos volumétricos de agua (cm3 cm-3<=
/sup>).
|
|
|
Figura 1. Ladera experimental de estudio, localizada dentro del Observatori=
o Ecohidrológico del río Quinuas, al sur del Ecuador,
ubicación de la ladera (T1), estación meteorológica (P1): a) mapa de
elevación; b) mapa de cobertura vegetal; c) fotografía de T1 con las
respectivas posiciones topográficas monitoreadas (cuadrados rojos); y d)
profundidades y posiciones de monitoreo de la humedad del suelo en T1. En=
la
Figura 1d Ah denota el horizonte orgánico y C el horizonte mineral, las
abreviaciones A5, M5, B5 etc., denotan la posición alta, media y baja,
respectivamente, a una profundidad de 5 cm. |
|
Tabla 1. Propiedades hidrofísicas
del suelo en diferentes posiciones topográficas, horizontes y profundidad=
es
de la ladera experimental. Ksat =3D conductiv=
idad
hidráulica saturada; BD =3D densidad aparente y pF =3D
potencial matricial del suelo expresado como log10 (cm columna=
de
agua) en saturación (pF 0), capacidad de camp=
o (pF 2.52) y punto de marchitez (4.2). |
|||||||||
|
P=
osición |
Ksat
|
A |
5 |
Ah |
1.69 |
0.33 |
0.84 |
0.69 |
0.47 |
|
A |
20 |
Ah |
0.46 |
0.39 |
0.80 |
0.67 |
0.53 |
||
|
A |
45 |
Ah |
0.24 |
0.30 |
0.85 |
0.68 |
0.37 |
||
|
A |
75 |
C |
0.55 |
1.07 |
0.59 |
0.52 |
0.28 |
||
|
M |
5 |
Ah |
0.93 |
0.37 |
0.82 |
0.68 |
0.42 |
||
|
M |
20 |
Ah |
0.67 |
0.46 |
0.78 |
0.65 |
0.50 |
||
|
M |
45 |
Ah |
0.32 |
0.51 |
0.78 |
0.63 |
0.50 |
||
|
M |
75 |
C |
1.55 |
1.37 |
0.48 |
0.42 |
0.34 |
||
|
B |
5 |
Ah |
1.34 |
0.29 |
0.84 |
0.65 |
0.37 |
||
|
B |
20 |
Ah |
0.45 |
0.29 |
0.84 |
0.67 |
0.37 |
||
|
B |
45 |
Ah |
0.29 |
0.35 |
0.84 |
0.70 |
0.34 |
||
|
B |
75 |
C |
2.59 |
0.91 |
0.65 |
0.55 |
0.12 |
=
2.3. Mediciones del contenido de humedad =
del
suelo y recopilación de datos meteorológicos
La ladera experimental fue instrumentada para monitorear θ en las posiciones A, M y B y a
profundidades de 5, 20, 45 y 75 cm usando sensores de capacitancia 5TE y 10=
HS (Decagon Devices, Inc., Pu=
llman,
EE. UU.), en intervalos de 5 minutos durante el período de abril de 2015 a
enero de 2017. Diferentes tipos de sensores fueron usados debido a
restricciones logísticas. Ambos tipos de sensores fueron calibrados para las
condiciones locales en laboratorio. El método de calibración usado fue simi=
lar
al usado por Blume, Zehe, & Bronstert =
(2009)
para suelos de cenizas volcánicas de los Andes Chilenos. De esta manera, se
obtuvieron ecuaciones para los sensores 5TE del horizonte Ah a 5 y 45 cm en=
las
posiciones A, M y B de la ladera (Ecu. 1), para los sensores 10HS, localiza=
dos
en las tres posiciones de la ladera a 20 cm en el horizonte Ah (Ecu. 2) y p=
ara
los sensores 5TE del horizonte C a 75 cm (Ecu. 3). Los coeficientes de
determinación (r2) obtenidos fueron de 0.98, 0.99 y 0.94 para las
Ecu. 1, 2 y 3, respectivamente, en donde raw
counts corresponde a los valores medidos en=
el
sensor.
|
|
(1) |
|
|
(2) |
|
|
(3) |
La lluvia, la temperatura del aire, la humedad relativa, la velocidad d=
el
viento y la radiación solar se registraron continuamente en la estación
meteorológica (P1) ubicada a 3,962 msnm, a unos 2 km de la ladera. Estos da=
tos
se registraron en intervalos de 5 minutos. La lluvia fue monitoreada usando=
un
pluviógrafo de balancín (Texas TE525MM) con una resolución de 0.1 mm. La temperatura del aire y la humedad relativa se
midieron usando una sonda Campbell Scientific C=
S-215.
Se midió la velocidad del viento utilizando un anemómetro Met-One
034B Windset, y la radiación solar mediante un
piranómetro Campbell Scientific CS300 fabricado=
por Apogee Intruments (Córdova, Carrillo-Rojas, Crespo, Wilcox, &
Célleri, 2015). La evapotranspiración de referencia (ETo)
se calculó por medio del método de Penman-Monte=
ith
(FAO 56) (Allen, Pereira, Raes, & Smit=
h,
1998).
=
2.4. Selección de eventos de lluvia y est=
ados
de humedad
En base al criterio de tiempo mínimo entre eventos
El cambio máximo en el contenido de humedad del suelo (Δθmax<=
/span> =3D max - θini) se utilizó para representar el grado de respuesta de
humedad del suelo durante los eventos de lluvia (Zhu,
Nie, Zhou, Liao, & Li, 2014), en cada posición topográfica y
profundidad de la ladera (Fig. 2). Con el fin de evaluar posibles influenci=
as
de las características de los eventos en Δθmax, se calculó el volumen, duración e intensidad. Para evaluar la influen=
cia
de las condiciones meteorológicas previas, con respecto a Δθmax<=
/span>, fueron consideradas la lluvia y la evapotranspiración de referencia (=
ETo) acumuladas en las 12 horas y 1-5-10-15 días prev=
ios al
evento (Tabla 2).
Debido a que la respuesta de θ
está altamente influenciada por condiciones de humedad
antecedentes, estas han sido usadas en varios ecosistemas para definir esta=
dos
de humedad (Gómez-Plaza, Alvarez-Rogel,
Albaladejo, & Castillo, 2000; Lozano-Parra et al., 2015). Por tanto, en este estudio, tres condicio=
nes
o estados de humedad antecedente fueron definidos en función de curvas de
frecuencia de no-excedencia de θ de los sensores localizados a 5 cm de profundidad en la
ladera. En este sentido se definieron: el estado húmedo (EH), en el cual los
valores de θ oscilaron en=
tre θmax=
y θ90 (frecuencia de
no-excedencia del 90% de los valores de θ<=
span
lang=3DES style=3D'font-size:9.0pt;font-family:"Times New Roman",serif;mso-=
ansi-language:
ES'>); el estado intermedio (EI), en donde los valores de θ oscilaron entre θ<=
span
lang=3DES style=3D'font-size:9.0pt;font-family:"Times New Roman",serif;mso-=
ansi-language:
ES'>90 y 25 (frecuencia de
no-excedencia del 25% de los valores de θ<=
span
lang=3DES style=3D'font-size:9.0pt;font-family:"Times New Roman",serif;mso-=
ansi-language:
ES'>); y el estado seco (ES), en donde los valores estuvieron por debajo de=
θ25 (Fig. 3).
=
2.5. Análisis estadístico
Para identificar los factores que controlan
|
|
|
Figura=
2. Respuesta máxima de la humedad del suelo ( =
16;θmax), humedad inicial ( =
52;ini) y humedad máxima ( =
52;max) en la posición alta (A) a dos profundida=
des
(5 y 75 cm) durante dos eventos consecutivos de lluvia (E1 y E2 en la fig=
ura)
monitoreados del 14 al 16 de octubre de 2015 en la ladera experimental. |
|
.Tabla<=
span
lang=3DES style=3D'font-size:9.0pt;font-family:"Times New Roman",serif;
mso-ansi-language:ES'> 2. Características
meteorológicas, y de humedad, medidas para cada uno de los eventos de llu=
via
monitoreados durante el período abril de 2015 a enero de 2017 |
||
|
Símbolo |
Descripción |
Unidad |
|
Vol |
Volumen total del evento de lluvia |
mm |
|
Dur |
Duración total del evento de lluvia |
h |
|
Int |
Intensidad promedio durante el evento de lluvia |
mm h-1 |
|
Apj<=
/sub> |
Precipitación antecedente (mm) de j (j =3D 12 h, 1,=
5, 10
o 15 días) |
mm |
|
AETo=
j |
ET de referencia antecedente (mm) de j (j =3D 12 h,=
1, 5,
10 o 15 días) |
mm |
|
θinilx |
Humedad inicial del suelo justo antes del inicio del
evento en la posición l (l =3D A, M o B) y profundidad x (x =3D 5, 20, 45=
o 75
cm) |
cm3 cm-3 |
|
Δθmaxlx |
Cambio máximo de humedad del suelo durante un event=
o de
lluvia en la posición l y la profundidad x |
cm3 cm-3 |
|
|
|
Figura=
3. Curva de duración de θ del sensor ubicado en la
posición media, a 5 cm de profundidad (M5). En la figura se representa los
estados de humedad definidos, estado húmedo (EH), estado intermedio (EI),=
y
estado seco (ES). |
3. =
RESULTADOS
=
3.1. Características de los eventos de
precipitación
Se identificaron un total de =
72
eventos de lluvia durante el período de estudio, desde abril de 2015 a ener=
o de
2017. Estos incluyeron 17 eventos durante ES, 36 eventos durante EI y 19
eventos durante EH. Los valores promedio, máximo y mínimo de las variables
meteorológicas (Tabla 3) evidenciaron que la duración de los eventos para t=
odos
los estados de humedad es similar (9.6, 10.7 y 10.2 horas, en promedio, para
ES, EI y EH, respectivamente). Durante los eventos =
ES, los volúmenes precipitados (Vol) así co=
mo la
intensidad (Int) mostraron los valores más alto=
s, en
donde el 50% de los eventos excedieron 10 mm de Vol y 75% excedieron 1 mm h-1 de
Int. Mientras que, =
durante EI y EH, el 80% de los eventos no superaron los 10 mm de Vol y el 85 % de los eventos del EH no superaron una =
Int de 1 mm h-1.
A pesar de que el Vol e Int de los eventos =
del ES
son generalmente los más altos, las condiciones de precipitación antecedente
son las más bajas y las demandas antecedentes de ETo
son las más altas (Tabla 3). Estas tendencias son opuestas para los eventos=
del
EH. Por otra parte, valores intermedios de las condiciones antecedentes de
precipitación y ETo se encontraron para los eve=
ntos
del EI.
=
3.2. Cambios máximos de humedad del suelo
durante diferentes estados de humedad
Los valores de Δθmax obtenidos en los eventos de precipitación, durante los diferentes esta=
dos
de humedad, en todas las posiciones topográficas y profundidades de la lade=
ra,
se resumen en la Tabla 4.
Durante el ES en donde las
condiciones antecedentes de humedad fueron las menores, los Δθmax<=
/span> obtenidos fueron generalmente los más altos en todas las posiciones de
ladera (Tabla 4). Durante este estado se alcanzó el punto de saturación en =
B5
durante un evento registrado el 29-01-2017, en donde se obtuvo el máximo
volumen precipitado del estudio: 32.3 mm, con una intensidad de 1 mm h=
-1.
|
Tabla 3. Valores medios, máximos y
mínimos de las características de los eventos y variables meteorológicas
durante el estado seco, intermedio y húmedo desde abril de 2015 a enero de
2017 |
|||||||||||
|
Estado seco *(17) |
Estado intermedio *(36) |
Estado húmedo *(19) |
|||||||||
|
|
Media |
Max |
Min |
|
Media |
Max |
Min |
|
Media |
Max |
Min |
|
Vol |
10.2 |
32.3 |
2.7 |
|
6.8 |
20.6 |
1.8 |
|
5.7 |
14.3 |
1.5 |
|
Dur |
9.6 |
33.0 |
2.0 |
|
10.7 |
36.0 |
2.0 |
|
10.2 |
28.0 |
2.0 |
|
Int |
1.4 |
4.6 |
0.3 |
|
0.9 |
2.9 |
0.2 |
|
0.7 |
2.9 |
0.2 |
|
Ap12h |
0.7 |
3.3 |
0.0 |
|
0.7 |
4.9 |
0.0 |
|
1.3 |
8.2 |
0.0 |
|
Ap1d |
3.1 |
4.0 |
0.0 |
|
5.7 |
16.6 |
0.0 |
|
12.5 |
31.6 |
0.1 |
|
Ap5d |
9.1 |
27.5 |
0.3 |
|
15.5 |
31.9 |
1.3 |
|
23.2 |
42.9 |
8.7 |
|
Ap10d |
16.0 |
48.7 |
0.6 |
|
27.0 |
56.0 |
3.9 |
|
40.5 |
74.9 |
19.5 |
|
Ap15d |
27.5 |
69.8 |
6.0 |
|
38.8 |
80.7 |
12.7 |
|
54.8 |
79.9 |
31.8 |
|
AETo12h |
1.4 |
3.1 |
0.0 |
|
0.9 |
2.6 |
0.0 |
|
0.6 |
2.2 |
0.0 |
|
AETo1d |
3.9 |
5.8 |
1.7 |
|
3.1 |
6.0 |
1.0 |
|
2.3 |
4.7 |
1.2 |
|
AETo5d |
10.6 |
14.8 |
7.1 |
|
8.1 |
14.6 |
3.1 |
|
6.9 |
13.7 |
3.9 |
|
AETo10d |
21.2 |
31.2 |
14.5 |
|
16.5 |
23.7 |
10.3 |
|
14.9 |
23.4 |
8.9 |
|
AETo15d |
29.8 |
40.8 |
22.4 |
|
24.4 |
34.8 |
18.4 |
|
22.9 |
33.5 |
15.7 |
|
* Los valores entre paréntesis indican el número de
eventos monitoreados en cada estado de humedad. Ap |
|
Tabla 4. Valores medios, máximos y
mínimos de los Δθ=
max obtenidos en l=
os
eventos monitoreados durante los estados seco, húmedo e intermedio para el
período de abril de 2015 a enero de 2017 en cada posición topográfica den=
tro
la ladera. |
|||||||||||
|
Estado seco *(17) |
Estado intermedio *(36) |
Estado húmedo *(19) |
|||||||||
|
|
Media |
Max |
Min |
|
Media |
Max |
Min |
|
Media |
Max |
Min |
|
dA5 |
0.119 |
0.395 |
0 |
|
0.153 |
0.403 |
0 |
|
0.194 |
0.398 |
0 |
|
dA20 |
0.003 |
0.010 |
0 |
|
0.003 |
0.006 |
0 |
|
0.002 |
0.005 |
0 |
|
dA45 |
0.011 |
0.043 |
0 |
|
0.010 |
0.030 |
0 |
|
0.010 |
0.025 |
0 |
|
dA75 |
0.109 |
0.431 |
0 |
|
0.111 |
0.384 |
0 |
|
0.147 |
0.328 |
0 |
|
dM5 |
0.045 |
0.165 |
0 |
|
0.024 |
0.098 |
0 |
|
0.017 |
0.054 |
0 |
|
dM20 |
0.004 |
0.015 |
0 |
|
0.003 |
0.010 |
0 |
|
0.002 |
0.006 |
0 |
|
dM45 |
0.026 |
0.165 |
0 |
|
0.016 |
0.149 |
0 |
|
0.014 |
0.112 |
0 |
|
dM75 |
0.015 |
0.073 |
0 |
|
0.006 |
0.038 |
0 |
|
0.004 |
0.031 |
0 |
|
dB5 |
0.024 |
0.073 |
0 |
|
0.015 |
0.040 |
0 |
|
0.005 |
0.033 |
0 |
|
dB20 |
0.004 |
0.013 |
0 |
|
0.003 |
0.008 |
0 |
|
0.002 |
0.007 |
0 |
|
dB45 |
0.018 |
0.083 |
0 |
|
0.030 |
0.099 |
0 |
|
0.034 |
0.103 |
0 |
|
dB75 |
0.052 |
0.229 |
0 |
|
0.055 |
0.228 |
0 |
|
0.050 |
0.259 |
0 |
|
* Los valores entre paréntesis indican el número de
eventos para cada uno de los estados de humedad. En esta tabla: d =3D Δθmax; A, M y B, las posiciones altas, media y baja de la
ladera; y 5, 20, 45 y 75, las profundidades del suelo (cm) en las que se =
realizó
el análisis |
|
Tabla 5. Coeficientes de correlación de Spearman ( |
|||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.91 |
|
|
=
0.79 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.94 |
|
|
=
0.64 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.88 |
|
|
=
0.66 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.82 |
|
|
=
0.59 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.78 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.95 |
|
|
=
0.51 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.88 |
|
|
=
0.58 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.88 |
|
|
=
0.60 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.82 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.90 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.88 |
|
|
=
0.63 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.89 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.82 |
|
|
=
0.57 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.83 |
|
|
=
0.55 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.85 |
|
|
=
0.53 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.87 |
|
|
=
0.50 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.75 |
|
|
=
0.38 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.93 |
|
|
=
0.59 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.89 |
|
|
=
0.57 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.85 |
|
|
=
0.35 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.65 |
|
|
=
0.57 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.84 |
|
|
=
0.66 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.83 |
|
|
=
0.54 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.65 |
|
|
=
0.57 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.84 |
|
|
=
0.48 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.89 |
|
|
=
0.69 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.91 |
|
|
=
0.56 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.82 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.83 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.87 |
|
|
=
0.60 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.88 |
|
|
=
0.63 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.59 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.88 |
|
|
=
0.63 |
|
|
=
0.62 |
|
|
=
0.59 |
|
|
=
-0.89 |
|
|
|
|
=
0.91 |
|
|
=
0.54 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.79 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
=
0.73 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Durante el EI se obtuvieron valores intermedios de Δθmax<=
/span> con respecto al ES y el EH en todas las posiciones de la ladera (Tabla=
4).
De los 36 eventos analizados, 13 de estos alcanzaron el punto de saturación=
en
B5, con volúmenes precipitados entre 6 y 20 mm y con intensidades que oscil=
aron
entre 0.3 y 2.9 mm h-1. Mientras qué, durante el EH se obtuvieron
los valores más bajos de Δθmax en todas las posiciones de la ladera (excepto en las
posiciones A5, A75 y B45 en donde se obtuvieron los valores más altos). En =
este
estado se alcanzó el punto de saturación en 16 de los 19 eventos analizados=
en
la posición B5.
Independientemente del estado de humedad analizado lo=
s Δθmax<=
/span> obtenidos en todas las posiciones topográficas a 20 cm de profundidad
fueron los más bajos y con valores similares, con Δθmax entre 0.002 y 0.004 cm3 cm-3 (Tabla 4) durante
cualquiera de los tres estados de humedad analizados.
=
3.3. Factores que controlan el cambio máx=
imo de
humedad del suelo
Los coeficientes de correlación de Spearman (=
r) entre Δθmax, con las características de los eventos y las variables meteorológicas=
, se
reportan en la Tabla 5. Los resultados obtenidos mostraron que los valores =
de =
r entre Δθmax y el volumen precipitado, durante el evento (Vol<=
/span>),
fueron estadísticamente significativos (p<0.05,
valores de r en negrita=
en
la Tabla 5) y superiores a 0.72 para todos los estados de humedad en todas =
las
posiciones topográficas y todas las profundidades, excepto en B5 durante el=
EI
(r =3D 0.65) y en M75 durante e=
l EH (=
r =3D 0.59).=
Con respecto a la intensidad de los eventos (Int),=
los valore=
s de
r durante el ES fueron superiores=
a
0.59 (p<0.05) en la parte A de la ladera. En las partes M y B, en donde la correlac=
ión
fue estadísticamente significativa, los valores de =
r
Los valores de r obtenidos =
con
las condiciones meteorológicas antecedentes, como la precipitación previa d=
e 5
días (Ap5d), la ETo antecedente de 1=
5 días
(AETo15d) así como con θini=
,
tuvieron correlación estadísticamente significativa únicamente en la posici=
ón
B5 durante el EH (Tabla 5). Por otra parte, las demás variables relacionadas
con las condiciones meteorológicas antecedentes no tuvieron correlación
estadística significativa (r entre -0.4=
7 y
0.46 y p>0.06; correlaciones=
no
incluidas en la Tabla 5 por brevedad, estos valores pueden observarse en el
anexo del artículo).
=
3.4. Umbrales de la relación entre el cam=
bio
máximo de humedad del suelo versus las características del evento y variabl=
es
meteorológicas
La variación de los umbrales (t) obtenidos del análisis de los diagrama=
s de
dispersión entre las variables meteorológicos y características de los even=
tos
que controlan Δθmax, se reportan en la
Tabla 5. Los resultados obtenidos mostraron que únicamente los umbrales del
volumen precipitado del evento (Vol) revelaron =
una
respuesta umbral bien definida durante el ES, en cualquier posición topográ=
fica
(Fig. 4). Durante EI y EH, en cualquier posición topográfica, los umbrales =
de Vol, así como los umbrales del resto de factores
meteorológicos: Int, Ap5d y AETo
La Figura 4 representa la variación de los umbrales, utilizando los
diagramas de dispersión, en donde se observan los [=
6;θmax
como una función del Vol durante los diferentes
estados de humedad. En general, se revelaron tres formas de variación de los
valores del umbral, las cuales fueron: (i) en una determinada posición
topográfica, y durante un determinado estado de humedad, los umbrales
incrementaron al aumentar la profundidad desde los 5 cm hacia los 75 cm de
profundidad;=
(ii) durante un determinado estado de humedad y a una =
misma
profundidad, los umbrales más altos correspondieron a la parte A de la lade=
ra y
los más bajos a la parte B; y (iii) en una
determinada posición topográfica, los umbrales más altos correspondieron al=
ES
y los más bajos al EH. Dentro de la variación de umb=
rales
(i) se identificó que durante un determinado estado de humedad y en una
determinada parte de la ladera, el umbral más bajo de =
Vol,
Int y Ap5d correspondió a la capa de=
suelo
menos profundo (5 cm) y aumentó para obtener la respuesta de humedad en el
estrato de suelo más profundo (75 cm). Por ejemplo, durante ES, en la parte=
A,
el umbral de Vol aumentó, desde los 5 cm a los =
75 cm
de profundidad, de 8.4 mm a 10.1 mm, de 4.5 a 10.1 mm en la parte M y de 2.=
8 a
9.7 mm en la parte B. Mientras que, el umbral de Int
aumentó de 1.2 a 1.3 mm h-1 en la parte A, de 0.3 a 1.1 mm h
|
|
|
Figura=
4. Cambio máximo de humedad del suelo versus el volumen del evento
precipitado durante los diferentes estados de humedad, en cada posición
topográfica y profundidad dentro de la ladera. En esta figura: t =3D umbr=
ales;
A, M y B, son la posición alta, media y baja de la ladera; 5, 20, 45 y 75=
las
profundidades del suelo (cm) dentro de la ladera, en las cuales se llevó a
cabo el análisis. En la sub-figura A5 se deno=
ta el
color usado para diferenciar el ES (tomate), EI (verde) y EH (azul). |
Por otra parte, la variación de umbrales (ii) reveló qué durante un determinado estado de humed=
ad,
los umbrales del Vol e Int=
disminuyeron en función del avance hacia las posiciones topográficas inferi=
ores
de la ladera. De esta manera, en la misma profundidad de suelo, los umbrales
más altos correspondieron a la parte A y los más bajos a la parte B de la
ladera (por ejemplo, durante el ES los umbrales de Vol=
,
a 5 cm de profundidad, disminuyeron desde 8.4 mm en A5 a 2.8 mm en B5, y en=
Int disminuyeron desde 1.2 mm hr-1 en A5 a=
0.4 mm
hr-1 en B5). Sin embargo, durante EI y EH, los umbrales de Vol fueron más bajos en la posición M de la ladera,
específicamente en las profundidades de 5 y 20 cm (1.8 mm); también, durant=
e EI
se encontró el valor umbral más bajo (3.2 mm) en la posición M a 75 cm.
Mientras que, durante el ES se obtuvieron los umbrales más bajos de Int (0.3 a 1.1 mm hr-1) en todas las
profundidades de la parte M. Además, los umbrales de AETo15d no
variaron en función del avance desde la parte A hacia la B de la ladera, mi=
entras
que la variación de umbrales (iii) identificó q=
ue los
valores de umbral más altos se obtuvieron durante el ES y los más bajos dur=
ante
EH para los factores Vol, =
Int
y AETo15d. Por ejemplo, en A5 los umbrales disminuyeron al pasar=
de
ES a EH desde 8.4 a 3.2 mm en el Vol, desde 1.3=
a 0.3
mm hr-1 en la Int y desde 24.1 a 15.=
7 mm
en la AETo15d (Tabla 5). Estas tendencias fueron opuestas para l=
os
umbrales de los factores Ap5d y θ<=
span
class=3DSpellE>ini en todas las posiciones y profundidades dentro de la
ladera. Por ejemplo, en M5 el valor de umbral aumentó al pasar del ES al EH
desde 0.3 a 8.7 mm en la Ap5d y desde 0.61 a 0.79 en la <=
span
style=3D'font-size:9.0pt;font-family:"Times New Roman",serif;mso-ansi-langu=
age:
EN-US'>θini<=
/sub> (Tabla 5).
4. =
DISCUSIÓN
=
4.1. Controladores de la respuesta máxima=
de
humedad del suelo en diferentes posiciones topográficas de la ladera y bajo
diferentes estados de humedad
La respuesta de Δθmax durante eventos de precipitación reveló que, en las
diferentes posiciones topográficas, dichos cambios fueron controlados
principalmente por Vol e I=
nt,
sin importar los estados de humedad (Tabla 5). Esta observación fue consist=
ente
con el estudio de Zhu et al. (2014) en los Δθmax de una región subtropical de China, bajo condiciones húmedas o secas. =
De
igual manera, Albertson & Kiely (2001)=
y Liu et
al. (2015) contrastaron estos resultados en praderas de zonas
húmedas y áridas, respectivamente. Por otra parte, los valores bajos de correlación (en ningún caso con significancia
estadística) obtenidos con las variables meteorológicas antecedentes restan=
tes,
no mostraron influencia en Δ&#=
952;max a escala de eventos de precipitación. Estos resultad=
os
fueron similares a los encontrados por Loz=
ano-Parra
et al. (2015) quienes no
obtuvieron indicios de ser factores influyentes del cambio de humedad en
praderas de clima Mediterráneo en Espańa. Sin embargo
estos factores han revelado mayor influencia en estudios que consideran esc=
alas
temporales semanales o mensuales (Crockford
& Richardson, 2000).
No obstante, la importancia de los controladores de Δθmax<=
/span>, revelaron una variación de acuerdo con el estado de humedad y a la
posición topográfica analizada. Estudios en varios ecosistemas han demostra=
do que
en diferentes posiciones de la ladera existe variación de la humedad del su=
elo
y su respuesta a la lluvia así como los flujos
preferenciales, que a su vez se desencadenan por la cantidad, intensidad de=
la
lluvia y las condiciones antecedentes de humedad (Graham & Lin, 2011; Hardie et al., 2011; Lin & Zhou, 2008; Wiekenkamp, Huisman, Bogena,
Lin, & Vereecken, 2016). De esta manera, bajo cualquier estado de humedad, en la parte A de la
ladera se notó un claro control del volumen precipitado (Tabla 5). Esta
observación fue consistente con el estudio de Kim
(2009) quien determinó al volumen del evento como principal controla=
dor
de los cambios de humedad en la parte alta de una ladera de topografía empi=
nada
(45%). Por otra parte, las posiciones M y B de la ladera evidenciaron una
disminución en la influencia del volumen precipitado (especialmente en las
profundidades de 45 y 75 cm). Esto se puede atribuir a la conectividad
hidrológica de ladera durante el estado intermedio o húmedo. A estas posici=
ones
de la ladera Kim (2009) las denominó como la zona media, en donde se reveló una
estabilidad a las respuestas a los eventos de lluvia durante los periodos s=
eco
y lluvioso, y la zona baja de la ladera como una zona de almacenamiento de =
agua
del suelo, la cual corresponde a la parte B de nuestra ladera experimental.=
=
4.2. Umbrales de lluvia e intensidad en la
respuesta máxima de humedad del suelo en diferentes posiciones topográficas=
de
la ladera y bajo diferentes estados de humedad
El análisis de umbrales reveló que en una determinada posición topográf=
ica
y durante un determinado estado de humedad, los valores umbral más bajos co=
rrespondes
al estrato más cercano a la superficie (5 cm) y los valores umbral más altos
corresponden al estrato de mayor profundidad (75 cm) (Tabla 5). Resultados
similares fueron obtenidos por He, Zhao, L=
iu,
& Chang (2012) en praderas subalpinas de regiones montańosas, en
donde se demostró que el volumen precipitado necesario para generar respues=
ta
en la humedad de suelo aumentó desde 15 mm a los 20 cm, 20 mm a los 40 cm,
hasta 40 mm a los 60 cm de profundidad. De igual manera, Heisler-White, Knapp, & Kelly (2008)
demostraron que los eventos de mayor volumen (en promedio 31.7 mm) permiten
ganancia de humedad a mayores profundidades en el perfil del suelo, a
diferencia de los eventos de bajo volumen precipitado (en promedio 21.1 mm)=
en
praderas de clima semiárido.
Por otra parte, se observó que durante un determinado estado de humedad=
y a
una misma profundidad, los umbrales más altos correspondieron a la parte A =
de
la ladera y los más bajos a la parte B. Debido a que la ladera se encuentra=
más
húmeda en la parte baja independientemente del estado de humedad (Fig. 4e).=
En
laderas subtropicales con cobertura de prado y plantaciones de té, Zhu et a=
l.
(2014) encontraron similares hallazgos al evaluar la variación del
almacenamiento (obtenidos de la multiplicación del contenido de humedad del
suelo por el espesor del mismo), demostrando que=
en
las partes altas fue necesario eventos mayores a 37 mm para generar cambios=
de
almacenamiento entre 23 y 28 mm, mientras que, en las partes bajas eventos
menores a 10 mm generaron cambios de almacenamiento mayores a 35 mm. No obstante, durante EI y EH se encontró que los
umbrales más bajos en las profundidades de 5 y 20 cm correspondieron a la p=
arte
M de la ladera, lo que puede atribuirse a la mayor influencia de los flujos
laterales desde A hacia M durante estos estados, así como a la altura del
pajonal circúndate en cada posición topográfica, que en la parte M oscila e=
ntre
45 y 60 cm, mientras que en la B es superior a 90 cm (altura tomada en 10 m=
2
de área circundante a cada posición de la ladera), generando un mayor umbra=
l en
la parte B para superar la intercepción generada en el pajonal más denso de
esta posición.
Finalmente, con relación a los estados de humedad, en=
una
misma posición topográfica se determinaron umbrales más altos durante al ES=
y
más bajos durante el EH. Estos resultados fueron consistentes con los de
=
5. =
CONCLUSIONES
El análisis de respuesta máxima de cambios de humedad=
en
la ladera experimental de pradera del Páramo húmedo Andino reveló que la pa=
rte
alta de la ladera muestra mayor dinámica en respuesta a los eventos de lluv=
ia,
mientras que en la parte media y, sobre todo, en la parte baja, la respuest=
a es
menos pronunciada debido a que las zonas más bajas reciben flujos provenien=
tes
de las partes alta y media, lo que contribuye a mantener humedades altas en=
todas
las profundidades del suelo. La alta humedad sostenida sobre la capacidad de
campo, del análisis a 20 cm del horizonte Ah, sugiere que a este estrato pu=
ede
atribuirse la alta capacidad de almacenamiento y regulación del agua del Pá=
ramo
Andino.
En relación con los controladores de la respuesta máx=
ima
de la humedad, durante el estado seco se obtuvo mayor influencia de la cant=
idad
e intensidad de la precipitación (especialmente en la parte alta de la lade=
ra).
Mientras que durante el estado intermedio y húmedo se reveló una mayor
influencia de las condiciones antecedentes de precipitación y
evapotranspiración de los 5 y 15 días previos, respectivamente. La influenc=
ia
de cada factor contribuyó a un mejor entendimiento de la conectividad
hidrológica en las laderas del Páramo Andino. No obstante, esta caracteriza=
ción
podría ser mejorada usando mediciones directas en zanjas al pie de ladera (o
incluso por posición topográfica), ya que en este estudio se abordó una
inferencia de estos flujos a través de la medición indirecta de la humedad =
del
suelo.
Con respecto al análisis de variación de los umbrales=
de
cantidad e intensidad del evento, se revelaron tres tendencias claramente
marcadas: (i) la variación de los valores umbral en una determinada posición
topográfica y durante un determinado estado de humedad, reveló un increment=
o en
función del aumento de profundidad, desde los 5 cm hacia los 75 cm de
profundidad; (ii) durante un determinado estado=
de
humedad y a una misma profundidad, los umbrales más altos correspondieron a=
la
parte alta de la ladera y los más bajos a la parte baja de la misma; y (
Finalmente, al evaluar la dinámica hidrológica de
AGRADECIMIENTOS
Este trabajo se ha llevado a cabo gracias al proyecto=
de
investigación Desarrollo de indicadores hidrológicos funcionales para la
evaluación del impacto del cambio global en ecosistemas Andinos financiado=
por
la Secretaría de Educación Superior, Ciencia, Tecnología e Innovación (SNES=
CYT)
y la Dirección de Investigación de la Universidad de Cuenca (DIUC). Además,=
los
autores agradecen a ETAPA-EP y al Ministerio del Ambiente del Ecuador por la
provisión de permisos para conducir este estudio en el Parque Nacional Cajas
(N_ 002-SGA-2014-PNC-BD-VR), así como al equipo de monitoreo conformado por
Juan Pesantez, Darío Zhińa, Franklin Marín y Jo=
rge
Ramón.
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ANEXO. Coeficientes de correlación de Spearman (
Ap12h
Ap1d
Ap10d
Ap15d
AETo12d
AETo1d
AETo5d
AETo10d
ES
dU5
-0.20
-0.03
0.03
0.18
0.35
0.35
0.00
0.16
dU20
-0.16
-0.07
0.24
0.13
0.27
0.27
0.18
0.27
dU45
-0.03
0.15
0.05
0.07
0.35
0.35
0.26
0.36
dU75
0.06
0.16
0.15
0.11
0.36
0.36
0.27
0.32
dM5
0.19
0.23
0.25
0.00
0.00
0.00
0.15
0.14
dM20
0.09
0.19
0.06
-0.14
0.20
0.20
0.26
0.24
dM45
0.05
0.13
0.13
0.04
0.24
0.24
0.31
0.36
dM75
0.02
0.13
0.12
0.03
0.28
0.28
0.29
0.34
dB5
0.07
0.19
0.31
0.07
-0.02
-0.02
0.05
0.00
dB20
0.04
0.11
0.01
-0.07
0.12
0.12
0.16
0.21
dB45
-0.02
0.11
0.16
0.08
0.39
0.39
0.15
0.18
dB75
-0.19
0.01
-0.01
-0.08
0.38
0.38
0.28
0.34
EI
dA5
0.04
0.10
0.18
0.05
0.07
0.07
-0.08
0.06
dA20
-0.14
-0.11
0.05
-0.02
0.14
0.14
0.04
0.10
dA45
-0.05
-0.03
0.07
-0.06
0.04
0.04
-0.09
0.05
dA75
0.08
0.04
0.13
0.06
0.04
0.04
-0.12
0.01
dM5
-0.02
-0.06
0.10
0.00
0.04
0.04
-0.03
0.04
dM20
-0.15
-0.17
0.03
0.01
0.12
0.12
0.16
0.26
dM45
0.13
0.09
0.09
0.03
0.12
0.12
-0.03
0.11
dM75
0.20
0.17
0.12
0.03
-0.04
-0.04
0.11
0.21
dB5
-0.09
-0.12
0.17
0.11
0.31
0.31
-0.04
-0.05
dB20
-0.19
-0.04
-0.07
-0.12
0.30
0.30
0.10
0.31
dB45
0.09
0.16
0.13
0.03
0.13
0.13
-0.09
0.00
dB75
-0.07
-0.09
0.19
0.10
0.22
0.22
-0.02
0.11
EH
dA5
-0.03
0.41
-0.03
-0.10
0.01
0.01
-0.07
0.12
dA20
-0.38
0.14
-0.23
-0.35
0.16
0.16
0.45
0.46
dA45
-0.23
0.30
-0.10
-0.24
0.04
0.04
0.16
0.23
dA75
-0.24
0.25
0.06
-0.08
0.02
0.02
0.06
0.12
dM5
-0.32
0.00
-0.45
-0.47
-0.03
-0.03
0.39
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0.36
-0.23
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0.04
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-0.06
-0.16
-0.01
-0.01
0.12
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0.46
-0.30
-0.25
0.22
0.22
0.10
0.18
dB5
-0.40
0.16
0.46
0.33
0.29
0.29
0.34
0.40
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-0.09
0.34
-0.09
-0.29
0.18
0.18
0.09
0.26
dB45
-0.12
0.17
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0.01
0.01
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dB75
-0.18
0.20
-0.34
-0.29
0.14
0.14
0.22
0.29
MASKANA,
Vol. 9, No. 2, 2018
Revista
semestral de la DIUC =
=
81=