GEOMORFOLOGÍA DE PROCESOS FLUVIALES · La geomorfología de sus desembocaduras alrede-dor de la...

GEOMORFOLOGÍA DE PROCESOS FLUVIALES

Avances de la Geomorfología en España 2008-2010XI Reunión Nacional de Geomorfología, Solsona 2010

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THE GEOMORPHOLOGY OF DRYLAND RIVER TERMINA-TIONS AROUND LAKE EYRE, CENTRAL AUSTRALIA

Amos, Kathryn1, Soria Jauregui, Angel1 y Krapf, Carmen1

RESUMEN El Lago Eyre en Australia central es el quinto mayor paisaje tipo “playa” del mundo y depocentro de 1,14 millones de km2 de la árida cuenca continental interior. Varios ríos fluyen al Lago Eyre, con cuencas que varían desde los 361.000 km2 a < 100 km2. La geomorfología de sus desembocaduras alrede-dor de la costa del lago presenta diversas características. Esta investigación ofrece una descripción de dichas morfologías e investiga los factores que determinan sus diferencias geomorfológicas.Palabras clave: Lago Eyre, playa, terminaciones fluviales.

ABSTRACTLake Eyre in central Australia is the world’s fifth largest playa and depo-centre for a 1.14 million km2 dryland continental interior basin. Numerous rivers terminate in Lake Eyre, with catchment areas ranging from 361 000 km2 to < 100 km2. The geomorphology of the river mouths around the Lake Eyre shoreline are varied; some are constructive and others are non-con-structive. This paper presents a description of these fluvial terminations and investigates the controls on their differing geomorphology.Key words: Lake Eyre, playa, river mouths.

1 Australian School of Petroleum, University of Adelaide, Adelaide, Australia, [email protected]

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INTRODUCTIONLake Eyre contains the lowest land surface on the Australian continent (Bon-ython and Fraser, 1989), with an elevation of 15.2 metres below sea level (Bye and Will, 1988). The origin of the lake is predominantly due to a com-bination of subsidence by basement lineaments and lake sedimentation and aeolian ablation (Callen et al. 1986).

Figure 1. The location of Lake Eyre and the Lake Eyre Basin within Australia

Around Lake Eyre (Fig. 1), the northeastern rivers are mud-dominated, cha-racterised by extensive catchments and receive the highest precipitation from tropical cyclones in far-northern Australia, whereas rivers in the wes-tern part are sand-dominated, have smaller catchments and comparatively little precipitation. Almost half of the basin area receives less than 200 mm of rainfall per year. Higher rainfalls with annual means of the order of 400 mm per year occur in the northern and eastern margins of the basin, in-fluenced by the southern edges of the summer monsoon. Estimates of eva-poration in the basin ranges from 2400 to 3600 mm, with the pan coefficient for Lake Eyre ranging from 0.5 to 0.6. The annual evaporation rate for the filled Lake Eyre is estimated to range from 1800 to 2000 mm. Evaporation is therefore an order of magnitude greater than precipitation – hence the playa lake and salina.As a result of the climate, when the rivers flood, much of the water evapo-


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rates and so sometimes flood waters will only reach part-way downstream. On average, water from the Diamantina River system gets as far as Lake Eyre once every two years (Kotwicki, 1986). Lake-filling events are much less common. The highest recorded lake filling event was in 1974, classed as a 1 in 100 year event, when water was -9.5 m AHD; or 5.7m deep in the deepest southern end of Lake Eyre North. Lake Eyre is 80 km wide and 150 km long, and the floor of the lake is very flat. On average, about 80% of its surface is covered with shallow water once in eight years (Kotwicki and Allen, 1998). When the lake does fill, it becomes temporarily Australia’s largest lake as it spreads out to over 9600 square kilometres and reaches to almost six metres at its deepest point. Lake Eyre North and South combined held in excess of 30M megalitres in the largest recorded flood in 1974 (Bye and Will, 1989). The shores of the lake are well defined and consist of coastal wind- and wave-generated sand dunes, cliffs of eroded gypsiferous loam or low rocky escarpments. The southeastern coastline, which consists of sand cliffs, is be-ing rapidly cut back, with an erosion rate in the order of 5 m per flooding.

Geomorphology of River Terminations around Lake EyreAround Lake Eyre, fluvial terminations have different forms. These are broadly classified into i) constructive and ii) non-constructive terminations. Constructive terminations are those that have deposited sufficient sediment at the mouth that a fluvial fan or sediment lobe has been formed. Where these sedimentary fans form on the playa surface, these are called Terminal Splay Complexes (TSCs). In some locations, complex TSC morphologies re-sult from interaction with shoreline morphology, for example confined TSCs forming within shoreline embayments.

Field InvestigationFrom detailed field investigation of five TSCs, it is proposed that these are described as having a confined or unconfined geomorphic form. Confined TSCs contain well-developed channels in the proximal region, and amalga-mated unconfined splay lobes in the distal reaches. The sedimentology of Unconfined TSCs is similar to that found in the distal reaches of Confined TSCs. Unconfined TSCs are a complex of amalgamated splay lobes, with flow at low discharges being generally concentrated between bars and splay lobes; they do not contain channels with well-defined banks or in-channel bars, as occur in the proximal-medial reaches of the Confined TSCs. Their

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sizes range from 80 km2 to 0.1 km2, with grain sizes ranging from clay to gravel. Confined and Unconfined TSCs cannot be grouped according to TSC area, catchment area or grain size. TSC area is not related to catchment area, although it appears that TSC width scales to the width of the fluvial channel at the TSC apex. This is unsurprising considering the spatial and temporal variability and discontinuity typical of ephemeral rivers, and could provide a useful predictive tool for geological modelling. Satellite Image AnalysisA total of 225 fluvial terminations around Lake Eyre were analysed, and classified as either: constructing directly on the playa-Lake surface (CT); constructing directly on the playa surface but width < 300 m (SCT); cons-tructing into an embayment (ECT); embayment shoreline breaking construc-tive terminations (BCT); estuaries (E); Non-constructive (NC); Undefined (UT). Nine percent (~9%) of terminations could not be defined. Seventy-four percent (~74%) of fluvial terminations were constructive. Of these, only ~52% construct a terminal splay complex directly onto the playa. Sediment body area, length and width have been calculated for all constructive fluvial terminations around Lake Eyre, and catchment areas have been calculated.

3. SummaryIn this paper we present a comprehensive overview of the different types of fluvial termination geomorphology observed around Lake Eyre, and classify them as best possible according to their geomorphology. The incidence of these will be compared with their locality, and characteristics of their fluvial catchments, hydrology and geology. The influence of Quaternary fluctua-tions on lake level, river discharge and sediment load on the fluvial termina-tion style will be discussed.

REFERENCES

Bonython, C.W. and Fraser, A.S. (EDS.) (1989): The Great Filling of Lake Eyre in 1974. Royal Geographical Society of Australasia, S.A. Branch; 119pp.

Bye, J.A.T. and Will, G.D. (1988): The hydrology of the 1974 filling. In Bonython C.W. and Fraser A.S. (eds.) The Great Filling of Lake Eyre in 1974. Royal Geographical Society of Australia S.A. Branch, Adelaide.

Callen R.A., Dulhunty J.D., Lange R.T., Plane M., Tedford R.H., Wells R.T., and Williams D.L.G. (1986): The Lake Eyre Basin - Cainozoic sediments, fossil vertebrates and plants, landforms, silcretes and climatic implications. Australasian Sedimentologists Group Field Guide Series No.4, Geo-logical Society of Australia, Sydney.

Kotwicki, V. (1986): Floods of Lake Eyre. Engineering and Water Supply Department, Adelaide; 99 pp.

Kotwicki, V. and Allan R. (1998): La Niña de Australia: Contemporary and palaeo-hydrology of Lake Eyre. Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol. 144, 265–80.


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APLICACIÓN DEL ÍNDICE HIDROGEOMORFOLÓGICO IHG EN LAS CUENCAS DEL GÁLLEGO Y MATARRAÑA

Ballarín, Daniel1, Mora, Daniel1 y Ollero, Alfredo2

RESUMEN El índice IHG es una herramienta geomorfológica de valoración fluvial que se ha aplicado a la Cuenca del Ebro. Aquí se presentan dos cuencas hidro-lógicamente muy diferentes dentro de Aragón para comprobar la aplicación real de dicha herramienta de trabajo: la cuenca pirenaica del río Gállego y la ibérica del río Matarraña.Palabras clave: geomorfología fluvial, indicadores hidromorfológicos, eva-luación fluvial, cuenca del Gállego, cuenca del Matarraña, Directiva Marco del Agua

ABSTRACTThe IHG index is a methodology for the hydromorphological assessment of fluvial systems that has been applied in the Ebro Basin. This document shows two hydrological basins very different in the region of Aragon, to check the real application of this tool: the River Gállego basin and the River Matarraña basin.Key words: fluvial geomorphology, hydromorphological indicators, river as-sessment, River Gállego basin, River Matarraña basin, Water Framework Directive

1 Medio Ambiente, Territorio y Geografía (MASTERGEO, S.L.), Zaragoza, [email protected], 2 Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza, [email protected]

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INTRODUCCIÓNEl índice IHG (Ollero et al., 2007 y 2009) es una herramienta de evaluación hidrogeomorfológica de sistemas fluviales que se ha desarrollado dentro del ámbito académico-profesional en el departamento de Geografía y Ordena-ción del Territorio de la Universidad de Zaragoza.La base de este índice se centra en las presiones e impactos que afectan a los sistemas fluviales y que son detectados mediante fotografía aérea y trabajo de campo, restando calidad a la naturalidad de dichos sistemas. El IHG analiza la hi-drogeomorfología de las masas de agua a través de la evaluación de nueve pará-metros ordenados en tres bloques: calidad funcional del sistema (naturalidad de los caudales líquidos, sólidos y funcionalidad de la llanura de inundación), calidad del cauce (naturalidad del trazado en planta, dinámica longitudinal y lateral), y calidad de las riberas (continuidad, anchura y estructura). Cada parámetro tiene un valor inicial de 10 que corresponde a su estado y funcionalidad naturales. A continuación, se evalúan los impactos y presiones, restando puntos a ese valor inicial. Cada uno de los 3 apartados puede obtener una puntuación máxima de 30 puntos, siendo, por tanto, 90 puntos el valor máximo general. En 2008, la empresa Medio Ambiente, Territorio y Geografía, S.L., inició el proyecto: “Aplicación del índice hidrogeomorfológico IHG en la cuenca del Ebro”, concluido en 2010 (Área de Calidad de Aguas de la CHE). El IHG pretende ser también una herramienta de valoración del estado ecológico según los criterios de la Directiva Marco del agua (DMA) y colaborar así en la gestión de los espacios fluviales.

ÁREA DE ESTUDIODada la gran amplitud de la cuenca del Ebro, así como su enorme variedad de ríos, barrancos y ramblas, se ha limitado el trabajo a un total de 300 masas de agua que se reparten por los principales cursos fluviales. Como ejemplos de aplicación se presentan dos cuencas muy diferentes tanto en su comportamiento hidrológico como geomorfológico: la cuenca del río Gállego (margen izquierda) y la del Matarraña (margen derecha).

IHG EN LA CUENCA DEL RÍO GÁLLEGOLa cuenca del río Gállego incluye los cursos Aguas Limpias, Escarra, Aurín, Guarga y Gállego. Se trata de una cuenca con numerosas obras de regula-ción en su parte alta y media, y con importantes azudes de derivación des-tinados a riegos en la zona baja (Valle del Ebro). Los resultados del índice IHG se muestran en el mapa siguiente.


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Mapa 1. Valoración hidrogeomorfológica de la cuenca del Gállego

Las afecciones más graves se localizan en la calidad del sistema debido a las alteraciones de caudal, tanto líquido como sólido, que modifican el régimen y volumen de los mismos. En zonas puntuales como los entornos urbanos, las estaciones de esquí o zonas con infraestructuras cercanas al cauce, la pérdida de calidad geomorfológica afecta también a la calidad del cauce, con zonas canalizadas y defendidas, y a la de las riberas, con sectores muy alterados y anchura notablemente reducida.

IHG EN LA CUENCA DEL RÍO MATARRAÑAEl río Matarraña nace en las estribaciones orientales de la cordillera Ibérica. La cuenca incluye afluentes como el Algars, Pena, Tastavíns y Ulldemó, aun-que no todos se han valorado según este índice. Los principales impactos

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que se han detectado se localizan en el curso del río Pena, afectado por la regulación del pantano del mismo nombre. El resto de las cuencas presen-tan menores afecciones en el sistema, si bien en las zonas más antropizadas se dan detracciones de caudales para los regadíos de cultivos próximos que afectan a la calidad de las riberas, como lo hacen también infraestructuras de cercanas al cauce que producen la eliminación de sectores de corredor ribereño y merman su anchura.La figura 1 muestra la distribución de las 6 masas de agua valoradas en cada una de los intervalos del índice IHG.

Figura 1. Estado hidrogeomorfológico según el índice IHG para la cuenca del Matarraña

En la tabla 1 se muestran las puntuaciones parciales y totales para los tra-mos evaluados con el índice IHG.

Tabla 1. Puntuaciones parciales del índice IHG en la cuenca del Matarraña

Sistema (sobre 30)

Cauce (sobre 30)

Riberas (sobre 30)

Total (sobre 90)

ALGARS

Nacimiento - Río Estret 28 27 25 80

Río Estret - Desembocadura 24 22 22 68

MATARRAÑA

Nacimiento - Río Ulldemó 23 20 24 67

Río Pena - Río Tastavins 20 22 16 58

Tastavins - Algars 20 17 19 56

PENA

Presa de Pena - Desembocadura 9 16 19 44


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CONCLUSIONESEl Índice Hidrogeomorfológico IHG se muestra como una herramienta útil en el análisis de los parámetros geomorfológicos que afectan directamente a los cursos fluviales y puede ser considerado una herramienta válida para la determinación del estado ecológico.Las cuencas del Gállego y Matarraña presentan grandes diferencias, tanto a nivel estructural como en su comportamiento hidrológico. El Gállego, y gran parte de sus afluentes, se encuentra regulado desde su nacimiento, mientras que el Matarraña está mucho menos alterado en ese sentido. Los cauces están alterados en ambas cuencas, pero con diferente grado, en relación con el poblamiento y las actividades que se dan en cada cuenca, especialmente en zonas urbanas que afectan de forma notable a algunos sectores del Gállego. En cuanto a las riberas, las alteraciones son graves en los espacios urbanos y diferentes en las zonas agrícolas. Pese a la dispari-dad de las afecciones, la aplicación de este índice se adapta correctamente a estos ejemplos, demostrando así su utilidad en el ámbito de la valoración hidrogeomorfológica y siendo una herramienta útil de cara a proponer ac-tuaciones para la mejora de la calidad integral de los cursos fluviales.

Agradecimientos: A Concha Durán, Miriam Pardos y Patricia Navarro. Área de Calidad de Aguas (Confederación Hidrográfica del Ebro), directoras del estudio de aplicación del índice IHG a la cuenca del Ebro.

BIBLIOGRAFÍA

Ollero, A., Ballarín, D., Díaz, E., Mora, D., Sánchez, M., Acín, V., Echeverría, M.T., Granado, D., Ibisate, A., Sánchez, L. y Sánchez, N. (2007): Un índice hidrogeomorfológico para la evaluación del estado ecológico de sistemas fluviales. Geographicalia, 52: 113-141.

Ollero, A., Ballarín, D. y Mora, D. (2009): Aplicación del índice hidrogeomorfológico IHG en la cuenca del Ebro. Guía metodológica. Zaragoza, Confederación Hidrográfica del Ebro.


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RECENT DEVELOPMENTS IN GEOMATICS APPLIED TO FLUVIAL GEOMORPHOLOGY

Brasington, James1 and Vericat, Damià2,1

ABSTRACTTerrestrial laser scanners (TLS) have developed rapidly in recent years and are fast becoming established as vital tools in a geomorphologist’s armoury. Based on a combination of laser ranging and precision angular measurement, the cu-rrent generation of TLS are capable of generating rapid, dense 3d spatial datasets over wide areas (> 100 m range), with individual point precisions comparable to total station data (1-4 mm). This technology has contributed to a paradigm shift, from recording the landscape in 2d through profiles and cross-sections, to fully capturing 3d morphology spanning a full range of scales. The pace of im-provements in the technology suggests that we could see typical morphological datasets expand from a few hundred points to billions of survey observations within a decade. Despite the clear potential, many of the gains possible through laser scanning have yet to be realized due to logistical (cost, transport, training), technical (data storage, progressing algorithms, surface modelling tools) and theoretical (3d data models and morphometrics) problems. In this paper we illustrate the potential opportunities and challenges terrestrial laser scanning offers within fluvial geomorphology through two contrasting studies: (i) enhan-ced quantification of channel change and (ii) multi-scale characterization of bed sedimentology. Illustrating this range of approaches and associated novel pro-cessing algorithms, we aim to demonstrate how TLS can effectively be harnes-sed by geomorphologists to realize truly hyperscale models of landscapes.Key words: Terrestrial Laser Scanning, morphodynamics, bed sedimentolo-gy, sediment transport, hydraulics, channel change.

1 Institute of Geography and Earth Sciences, Aberystwyth University, Wales, UK, [email protected] 2 Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Àrea d’Hidrologia, Solsona, [email protected]

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INTRODUCTIONThe link between river morphology and fluvial processes has long been re-cognized to be two-way. Topography both steers and dissipates the energy of flowing water which, at the same time, uses excess energy to erode the bed and banks and transport material before ultimately depositing downs-tream, modifying, in turn, channel topography. The study of river properties, processes and evolution (henceforth morphodynamics), integrates these phenomena across space, from grain-scale turbulence to reach-scale chan-nel patterns and through time, as rivers evolve both gradually and catas-trophically over seconds to millennia. Unravelling these processes has been a focus of fluvial geomorphology for over a century and reflects the impor-tance of morphodynamics for flood conveyance, bank erosion and physi-cal habitat and the development of sustainable, adaptive river management strategies. A grand-challenge for geomorphology thus lies in the integration of these phenomena to develop a comprehensive, predictive understanding of river dynamics that is able to quantify system responses to external pres-sures such as changes in land-use, hydroclimate and base-level (Paola et al., 2006). The last decade has witnessed a revolution in survey and sensor technolo-gy that has transformed the acquisition of geospatial data both above and below the Earth’s surface. These advances have been delivered through a wide range of new technologies including: (i) new survey and navigation ins-truments e.g., the global positioning system (GPS), robotic tacheometry and GPS-aided inertial measurement units (GPS-IMU); (ii) remote observation methods and sensors e.g., softcopy and automated multi-view photogram-metry, scanning sonar and LiDAR,ground-penetrating radar; and (iii) novel survey platforms, such as Remote Operated Vehicles (ROVs), blimps and Unmanned Aerial Vehicles (UAVs).These developments have had two profound impacts on the nature of geos-patial data for river science, and geomorphology more widely. First, they have enabled a fundamental increase in the dimensionality of datasets. This is most evident in the progressive replacement of databases of river cross-sections and planform maps by high-resolution, high-fidelity, digital eleva-tion models or DEMs (Brasington et al., 2000; Charlton et al., 2003). The second key development has been the ability to position these new data pre-cisely and within a unified global frame of reference using global navigation satellite systems (GNSS). The US GPS and its growing range of international counterpart satellite constellations, the Russian Glonass, EU Galileo and Chi-nese Compass, now provides global, accurate positioning.


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Continuing technical developments are now poised to reset our horizons once again, this time through the advent of ruggedized, terrestrial laser scanners. Employing similar physical principles to those used in airborne LiDAR, these ground-based instruments can acquire unprecedented volumes of survey-grade observations, generating fully three-dimensional point-cloud datasets with sub-centimetre point spacing and precision (Petrie and Toth, 2008). Originally designed for applications in structural engineering, in particular the design and modelling of industrial facilities, portable, panoramic (full-dome, 360o x 270o field of view) scanners became available in the mid-late 2000s and have since been enthusiastically adopted within a range of fields, including architecture, transport, heritage, archaeology, mining and forensic science (Lichti et al., 2008; Vosselmann and Mass, 2010). Applications wi-thin the geosciences are now beginning to emerge rapidly and it is clear that Terrestrial Laser Scanning (hereafter TLS) offers tremendous opportunities for geomorphology, with the potential to capture ‘hyperscale’ digital terrain models: landscape-scale models defined at the resolution of the fundamen-tal particle-scale building blocks. In the last five years, TLS or ground-based LiDAR as it is sometimes referred to, has matured rapidly and been adopted enthusiastically within the Earth sciences. Here we attempt to synthesize the geomorphologically-relevant characteristics of this new observational tool and identify its transformative capabilities. Drawing on exemplar case studies, we illustrate two areas in which TLS enables important methodological advances for river science: (i) enhanced quantification of channel change and sediment budgets and (ii) multi-scale characterization of bed sedimentology.

TERRESTRIAL LASER SCANNINGTerrestrial Laser Scanners (Fig. 1a) are active laser imaging systems that combine high frequency range observations with precision angular sampling to generate spatially-dense point cloud data. Three-dimensional measure-ments are facilitated by a sensor head comprising rotating mirrors, servo-motors and accurate encoders, enabling fine angular sampling intervals of micro- to milliradians across a wide field of view. For example, a 50 µrad sampling interval at a range of 100 m, equates to 5 mm point spacing and a density of 40,000 pts/m2. Distance measurement is based on reflections from natural objects (reflectorless in the parlance of total stations) and uses either time-of-flight (pulse) or continuous-wave (phase-difference) principles (Wehr and Lohr, 1999). Current commercially available instruments operate over ranges of tens of metres to >2 km and at measurement frequencies of

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between 1-500 kHz. Most scanners also record the intensity of the reflected laser beam, which although strongly influenced by distance, incidence angle and surface moisture, may also provide information on the surface mine-ralogy and roughness (Lichti et al., 2006; Francheschi et al., 2009). Addi-tionally, some instruments incorporate directly or can be augmented with high-resolution digital cameras, enabling the true-colour pixel values to be remapped directly onto each survey observation to produce photo-realistic 3d renderings (Fig. 1b). Further details on the principles and sources of errors in TLS are explored in depth elsewhere (e.g., Wehr and Lohr, 1999; Lichti et al., 2002; Heritage and Large, 2009; Hodge et al., 2009).

Figure 1. (a) Leica ScanStation TLS set up in River Villacarli, NE Spain. (b) Photo-realistic 3d rendered point cloud acquired in a ba-dlands section in the headwaters of River Villacarli. The foregound inset square is a zoom from the general point cloud

Considerable variability exists within the range of instruments currently available and the pace of technological development is fierce. The selection of a laser scanner should be based largely on ‘fitness for purpose’ (Buckley et al., 2008), although availability and cost are common limiting factors. In the last five years, a wide range of scanners have come to market, with a broad range of capabilities. Time-of-flight scanners typically operate over longer distances (100-1000+ m) but at significantly reduced measurement frequencies (2-50 kHz). By contrast, continuous-wave scanners can acqui-re data at very fast rates and therefore at high densities, but only over short ranges (typically < 80 m). Additionally, as range increases, errors associated with divergence of the laser beam and verticality of the sensor head magnify, so that point accuracy deteriorates ultimately with distan-ce (Lichti and Jamtsho, 2006). In effect, a trade-off between data quality (spatial density and point accuracy) and range emerges that must be tailo-red to the specific application and field logistics, in particular the time and resources available.


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WORKING ON THE 3D POINT DATATLS data have, to date, largely been modelled by meshing point-clouds di-rectly to create fully 3d watertight models (e.g., Antonarakis et al., 2009). While this delivers rich, complex, geometrical models, meshing very large point clouds is computationally demanding and involves substantial manual editing. It is therefore appropriate only for small-scale applications. The re-sulting data structures are, moreover, not readily optimized for simulation models nor easily managed in GIS environments with their rich variety of tools for visualization and terrain analysis. Simplification of the 3d point data (p=xi,yi,zi)i, to a 2.5d terrain model function z=f(x,y), either as rasters or Triangular Irregular Networks (TINs), therefore remains an indispensible step in the processing and subsequent distribution of landscape-scale data-sets between end-users. The extraction of Digital Elevation Models (DEMs) from unselectively sam-pled scan data is not straightforward however, as it requires either theo-retical modelling or segmentation of the point cloud to distinguish ‘ground’ and ‘off-terrain’ points. Although this distinction is comparatively unam-biguous for smooth surfaces typical of the built environment or in distin-guishing terrain from sparse vegetation cover, naturally rough surfaces such as gravel beds exhibit topographic variability across a range of scales; variability ranges from individual particles to small sedimentary structures, up to aggregate bar forms, so that ‘ground elevation’ is a scale-dependent characteristic (Fig. 2). Traditionally, this problem has been circumvented by constructing DEMs to represent only the smoother, macro-scale (bar form) topography, with infor-mation on higher-order particle and bed-structures usually beyond the reso-lution of survey data. This has led to an artificial, methodological, separation of topography and ‘roughness’ (Lane, 2005) with the latter taken to relate to skin and small-scale form resistance and parameterized through idealized functions based on sampled grain dimensions. TLS now offers the poten-tial to redress this arbitrary division through the development of seamless, scale-free models of fluvial topography which offer the potential to redefine models of flow resistance based on fundamental geometric properties, assi-milated across the full spectrum of relevant length scales.

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Figure 2. Scale-Free Topographic Models (the River Feshie, 2007 TLS survey). From the same point cloud: (a) Reach, (b) Bar, (c) Patch and (d) Grain Scale topographic models showing the complexity of TLS-based observations at multiple scales

We have developed and tested a new methodology for deriving hybrid grid-based DEMs from TLS data (Fig. 2). This approach explicitly models the meter scale topography but retains information on the particle-scale topo-graphy, represented, cell-by-cell, by the statistical moments of the locally-detrended elevation distribution. This generates significant data simplifica-tions, enabling the management and visualization of outputs within GIS and easy assimilation in simulation models. A Geostatistical Toolbox: filtering 3d point clouds. Formally, the point cloud is taken to be an unstructured set S of N points in ℜ3, sampled from a 2d ele-vation function, z(x,y). Methods to reconstruct this function by interpolation of irregular point data are well established; however the computational complexi-ty of these methods (e.g., IDW, spline fitting, Kriging) limits their application to small problems. An alternative strategy is to decompose the plane containing the points into a set of non-overlapping segments, each containing a smaller number of points and then to interpolate each segment independently. Here we use a 2d ‘bucket sort’ algorithm (Weiss, 2007), to segment S into square do-mains (gridcells) of extent ∆X∆Y and compute the set of points in each gridcell and its neighbours. This sorting algorithm is linear in time and was implemen-ted in C++ using 64-bit optimization to support large point clouds and memory caching to restructure datasets too large to fit into conventional memory. The


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points in each gridcell are then sor-ted and the moments of the elevation distribution sampled and the preci-se coordinates of the minimum and maximum elevation points identified. A variety of terrain functions can then be interpolated, taking either statisti-cal measures of z (e.g., min z, zbar , max z, [zbar-2[zbar-2σ]) assumed to lie at the 2d centre of the cell, or using min z or max z based on their actual location. A simple, neighbourhood triangular tessellation is then used to reconstruct the surface locally (Fig. 3). While more complex interpola-tors could be used, involving all points in the cell and surrounding cells, this approach has two advantages. First, selection of a particular z attribute, such as the maximum or minimum, enables a deliberate bias which may help remove the effects of unwanted reflections from vegetation. Second, tessellation yields a hydrologically continuous surface rather than a set of disjointed, locally-fitted planes.This spatial sorting process provi-des a simple, but intelligent decima-tion of the point cloud, which can be achieved at any user defined spatial

resolution which effectively balances data resolution, topographic complexity and output goals. Extraction of surfaces based on minimum or maximum lo-cal elevations can then used to represent extreme ‘possible’ topographies.

CASE STUDY DATA COLLECTIONCase studies presented in this manuscript are based on data collected in the River Feshie (Cairngorm Mountains, Scotland). The study area (Fig. 4a) is a 1 km long braided reach of this river. The braidplain is fully inundated in moderate floods (Mean Annual Flood = 70 m3/ s); however, during low flows

Figure 3. Segmenting the point cloud into square domains. Extracting the moments of the elevation distribution and statistics measures of the points lying within each square domain (diagram edited from Brasington

et al., 2007 and Vericat et al., 2008)

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over 90% of the channel bed is sub-aerially exposed and discharge confined in two to three shallow anabranches. This is significant as the eye-safe (US FDA Class 1-3R) lasers used in most TLS are not water penetrating. Data acquisition was completed during low flow conditions (Q=1.4 m3/s) in the summers of 2006 and 2007. Two independent topographic surveys were obtained, first with detailed, multi-occupation TLS and second with RTK-GPS to provide a conventional, benchmark topographic dataset. Scans were undertaken with a Leica ScanStation: a pulsed 532 nm laser scan-ner, with a 360o x 310o field of view, a maximum range of 300 m (at 90% reflectivity), and an operating frequency of 2-4 kHz. The theoretical accuracy of the scan-data varies with distance due to the propagation of angular errors and laser beam divergence. Manufacturer specifications suggest a 3d point accuracy of 6 mm (1 standard deviation, σ) at 50 m. Contiguous coverage of the study reach required 18 set-ups, spaced at between 80-100 m intervals. At each location, a full 360o scan was obtained with the resolution set to a point-spacing of 15 mm at a range of 30 m. The scans were registered using a global 3d similarity transformation, defined by least squares adjustment on a network of 43 independent survey targets tied to the UK OSGB36 coordi-nate system by GPS. A minimum of four targets were visible from each scan location and 200 coincident links were used to define the transformation, with a further 46 randomly selected as independent check points. The mean abso-lute transformation errors were: 7 mm in xy, (σ= 6 mm) and 7 mm in z, (σ= 7 mm) and 9 mm and 7 mm (σ= 9 mm and 9 mm) respectively when evalua-ted against the independent check points. The resulting 2007 point cloud is shown in figure 4b and comprises over 220 million observations with a mean density of 1400 pts/m2 and a mean point spacing of 13 mm.

Figure 4. (a) Study reach in the River Feshie. (b) Photo-realistic 3d rendered point clo-ud of the study reach obtained in 2007 (more details in the text)


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The study reach was also surveyed using RTK-GPS to provide a reference dataset against which to benchmark the TLS models. Following Brasington et al. (2000), observations were acquired in rapid stop-and-go mode, with a 3d error tolerance set at 40 mm. The final mean 3d point quality was found to be 17 mm. As with the TLS survey, data were corrected against a dense geodetic network and transformed on the UK OSGB36 coordinate system.

CASE STUDY 1: MODELLING CHANNEL CHANGE WITH TLSStatistics of bed elevation obtained using the Geostatistical Tool described above (Fig. 3) were used to develop next-generation terrain models (models based on TLS) of the Feshie (Fig. 5). Differencing sequential DEMs (i.e. DEMs of Difference: DoD) was used to quantify the volumes of erosion and sedimentation, revealing the sediment budget and connected sediment transfer pathways at event-scales. For a given point, a negative DoD for the 2006 and 2007 data sets (DoD2007-2006) would indicate bed erosion, while a positive value indicates sedimentation. We evaluated the benefit of these next-generation terrain models by comparind them with a conventional DoD obtained using detailed differential GPS survey observations (i.e. RTK-GPS).Two methodological notes need to be introduced before exploring the improve-ments in the DoD estimates. First, as pointed out earlier, TLS does not penetrate through the water. Therefore, the TLS-based DEMs were obtained by combining

Figure 5. Detrended Digital Elevation Models of the River Feshie. DEMs were obtained at 0.25x0.25 meter grid

resolution (square domains) and `TINning the minimum elevation lying in each domain. Note that wet areas were

surveyed by means of RTK-GPS and merged to the TLS point cloud data set. Flow direction is indicated by the

arrow.

208

two independent data sets: (a) dry areas were surveyed by means of TLS, while (b) the wet channels were surveyed using RTK-GPS. It is worth to mention that the 90% of the study reach was dried when surveys were conduced. The next-generation terrain models presented in this paper are therefore most appropria-tely referred to as ‘Hybrid Terrain Models’. Second, a minimum Level of Detection (LoD) for change between the DEMs (DoD2007-2006) was derived using the local (grid-based) standard deviation of elevations for the TLS data. In this case, the LoD is spatially variable and related to the grid size of the filtering domain. In case of the GPS-based survey observations, the LoD has been calculated in a slightly different way. First, survey observations have been randomly decimated, creating a new data set that contains 95% of the total survey observations. Se-cond, a DEM was created using the decimated data set (DEMGPS95%). Third, the elevation values of the remaining 5% of data were then compared with the pixel values (elevations) of the DEMGPS95%. The difference between elevations was calculated and, finally, the standard deviation of these was derived. In this case, however, the LoD is unique for the entire study reach (spatially constant). To segment the DoD at the 95% confidence interval (CI), a value of two times the standard deviation was applied (for more details see Brasington et al., 2000).Figure 6 shows the DoDs derived from 2006 and 2007 GPS and Hybrid-ba-sed (TLS + GPS) DEMs. DEMs were obtained at 25 cm grid size resolution. In the case of the Hybrid model, the dry areas were processed by means of the Geostatistical Toolbox described above, extracting the minimum elevation in each grid domain, while wet areas were TINned using RTK-GPS obser-vations. Raw DoDs present the results without applying a LoD. Once LoDs are applied, both DoDs lose a significant number of cells (i.e. the elevation change values of the cells are below the level of detection). Diagrams in the bottom of figure 6 present the distributions of raw (lines) and filtered (LoD applied, bars) elevation changes. Total cut (erosion) and fill (sedimentation) volumes are also presented as insets. Results reveal that due to a combination of the point density, the precision of observations and a spatially sensitive error metric, as much as 150% more information on bed changes can be recovered using TLS compared to tradi-tional GPS survey methods (at the 95% CI). The analyses also reveal signifi-cant differences in the topographic signatures recorded by the two methods (Fig. 6) and, consequently, the benefit of the enhanced spatial resolution for representing complex morphologies.


209

Figure 6. DEMs of Difference (DoDs) for the River Feshie study site, showing cut and fill for the (a) GPS and (b) Hy-brid (TLS + GPS) models based on the local minimum elevations (0.25 m grid resolutions). The DoDs have

been filtered (applying a LoD) to show only statistically significant changes at the 95% CI

CASE STUDY 2: RETRIEVING ROUGHNESS AT MULTIPLE SCA-LES WITH TLSAn experimental design using a combination of grain-size counts and aerial photography was developed to test a range of algorithms desig-ned to retrieve patch-scale (0.5-5 m) roughness metrics from 3d point cloud data. These included measu-rements of the local elevation ran-ge, standard deviation, and standard deviation detrended from the local topography.

Figure 7. (a) Example of a TLS-scanned patch showing a 1-cm grid surface fitted to the point cloud. Elevations are detrended by fitting a mean least squares plane to the patch. (b) Statistical relation bet-ween median particle-size (estimated from Wolman counts) and the detrended standard deviation of elevations measured in selected patches

210

Once the Geostatistical Toolbox is applied, the moments of the distribution of elevations in each grid can be used to estimate river-bed particle-sizes. Specifically, we have observed that the detrended standard deviation of the elevations correlates statistically with the median surface particle size mea-sured in experimental patches (Fig. 7). Extrapolation of the relation in figure 7b enables effective mapping of surface facies (Fig. 8).Figure 8 suggests that it is possible to recover the distribution of particle grain size across the reach from a classification of the detrended standard deviation of elevation from 3d point clouds. This approach provides the pos-sibility to extract reach-scale maps of grain-size and topographic roughness at a hitherto unprecedented spatial resolution.

Figure 8. (a) Aerial photograph of the River Feshie study reach (2007, see Vericat et al. 2009 for more me-thodological details) and facies maps (2006 -b- and 2007 -c-) derived from calibrated standard devia-

tion of elevations (Fig. 7b), showing clearly contiguous sedimentary and land cover units


211

IMPROVING SPATIAL AND TEMPORAL COVERAGEThe case studies presented above illustrate some of the opportunities that TLS offers to Earth Sciences research. However, we are aware that more technological developments would be required for a better understanding of channel morphodynamics in fluvial systems. For instance, flood-based hyperscale models would allow a better comprehension of the relations bet-ween channel morphology, sedimentology and sediment transport to the hydraulics that drive their dynamics during competent events. However, this temporal scale is often difficult to achieve because of the time required to set up multiple scans related to the frequency of competent flow conditions. Within this context, kinematic or ‘stop-scan-go’ data acquisition systems would enable rapid movement between TLS stations without loss of setup time, decreasing the time required to survey and increasing the probability of obtaining flood-based Hypersacle models. ReesScan is an international research project funded by the UK Natural Environmental Research Council and brings together a leading team of ri-ver scientists with skills in remote sensing, hydrometry and sedimentology (see www.reesscan.org). ReesScan’s aim is to develop improved models of the processes linking channel change in braided rivers to the flood flows that drive their dynamics. This research focuses on the highly dynamic Rees River in Otago, New Zealand (Fig. 9a). An ArgoScan system (Fig. 9b) has been developed as part of the ReesS-can project. This system incorporates a Leica6100 TLS, a dual-frequency GPS, a panoramic camera and on board PC, mounted on an Argo Amphi-bious ATV. Data were acquired in stop-scan-go survey mode, enabling the collection of up to 1 billion survey points per day. Two reflective targets, positioned using GPS, were used to provide a floating control network to co-register individual scans. Coverage of the ~3km study site required ~300 scans, generating over six billion survey observations with point spacing between 0.005-0.05m. An example of the data acquired using this system is presented in figure 9c. The example shows a detrended DEM acquired in October 2010 and a map of water depth derived by the optical image analysis.

212

Figure 9(a). Aerial photograph of the study reach in the River Rees. (b) The ArgoScan system. (c) Detrended DEM acquired in October 2010 (left);

and map of water depth derived by the optical image analysis (right). Edited from Brasington et al. (2010)

FINAL CONSIDERATIONS The two case studies presented here have shown recent developments in geomatics applied to fluvial geomorphology. Although our work is still in progress, we have demonstrated that advances in geomatics offers the opportunity to create Hyperscale models of fluvial systems, from the scale of individual grains upwards. These can be used to improve our un-derstanding of the links between channel morphology, bed sedimentology and sediment transport and the floods that drive their dynamics. These models are, in turn, ideally suited to the parameterization of computatio-nal fluid mechanics models. We conclude that, as geomorphologists, we have a tool that enables the creation of ‘virtual facsimiles’ of the earth’s surface. The challenge we now face is to turn floods of data contained within these into Oceans of information.


213

Acknowledgements: The authors gratefully acknowledge the Aberystwyth University (UK), the British Society for Geomorphology (UK) and the Natural Environment Research Council (UK) for funding the work presented here. We thank all colleagues, too numerous to mention individually, that have co-llaborated with this work. We also thank Chris Gibbins for suggestions that helped improve the first draft of the manuscript.

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215

EFFECTS OF FINE SEDIMENT ON INVERTEBRATE COMMUNITIES IN THE RIVER ISABENA

Buendía, Cristina1,2, Gibbins, Chris1, Vericat, Damià3,López-Tarazon, José.A2, Batalla, Ramon .J2,3

ABSTRACTWe assessed the impact of fine sediment on benthic invertebrates in an undisturbed Pyrenean catchment (the Isàbena). We sampled invertebrates and characterized habitat conditions in two adjacent but contrasting tribu-taries (one with and one without badland areas). Invertebrate diversity and density were extremely low in the tributary with a high fine sediment load associated with the badlands. Taxa known to be sensitive to fine sediment were scarce where fine material exceeded 2% of the bed. Results suggest that natural catchment geomorphic processes may result in extremely im-poverished invertebrate communities. Key words: Fine sediment, invertebrate communities, Pyrenean river

INTRODUCTIONThe ecological effect of fine sediment in rivers is well known (reviewed by Wood & Armitage, 1997). However, most research has focussed on descri-bing the ecological impacts of sediment loads associated with human ac-tivities (e.g. agriculture and deforestation). Little has been published from catchments where high sediment loads result from natural geomorphic pro-

1 Northern Rivers Institute, University of Aberdeen, Scotland, UK, [email protected], 2 Department of Environment and Soil Sciences, University of Lleida, Catalonia, Spain, 3 Forest Technology Centre of Catalonia, Solsona, Catalonia, Spain.

216

cesses. The river Isàbena (Southern Pyrenees) has naturally high suspended sediment concentrations (SSCs) due to the presence of extensive badland areas. These are mainly concentrated in the Villacarli subcatchment, whe-re SSCs can reach 300g/l during floods (Lopez-Tarazon et al, 2009). We compared invertebrate assemblages in Villacarli with those in an adjacent subcatchment (Cabecera) which lacks badland areas and so shows a more typical SSC.

2. METHODSIn May 2009, a Surber sample of invertebrates was collected from ten riffle locations in each subcatchment. Complementary data on morpho-sedimen-tary characteristics, flow hydraulics and water chemistry were collected at each site. Principal Components Analysis (PCA) was used to summarise the physical habitat characteristics of the sites and identify the main ways in which subcatchments differed. A Detrended Correspondence Analysis (DCA) was run on the invertebrate data set to test whether unimodal or linear methods were more appropriate to assess the relationship between inver-tebrates and environmental variables. As the gradient length from the DCA (1.8) was less than 3.0, Redundancy Analysis (RDA, a linear method) was the most appropriate ordination technique (Lepš and Šmilauer, 2003). To reduce the number of chemical descriptors in the final analysis, a preliminary RDA was run on the invertebrate data set and the chemical variables using the forward selection function. Results showed that, of the chemical variables, chloride (Cl-) exerted the single largest and statistically significant influence on the invertebrate data. Chloride was therefore used in the final RDA, to-gether with the non-linearly correlated physical habitat variables.

3. RESULTS The first two axes/components of the PCA captured most of the variance (64%) in the physical habitat data (Fig. 1). Villacarli and Cabecera separated clearly across axis 1, an axis which corresponded to substrate characte-ristics. Axis 2 was related to hydraulic descriptors, but there was no clear separation of the subcatchments in this dimension. Thus, the overall diffe-rence between the subcatchments related primarily to their sedimentary characteristics.


217

Fig.1. PCA of physical habitat data for the two Isàbena subcatchments. Variables with the highest component loadings are also shown

y = 105.99x-1.9765

R2 = 0.5619

0

100

200

300

400

0 1 2 3 4 5 6 7

%Fines

EPT

Den

sity

(Ind

/m2)

0

5

10

15

20

25

CAB VILL

Taxa

rich

ness

0

100

200

300

400

CAB VILL

Den

sity

(Ind

/m2)

Fig.2. (a) Invertebrate density, (b) Taxon richness (c) EPT density.

Mean invertebrate density and taxon richness also differed markedly (Fig. 2a,b), with fewer taxa and individuals in Villacarli. There was a significant decrease in the abundance of sensitive taxa (as represented by the EPT [Ephemeroptera, Plecoptera and Trichoptera] index) with increasing fine se-diment content in the bed of the riffles sampled (Fig. 2c). Axes 1 and 2 of the RDA together accounted for 90% of the variance in the invertebrate sample data (Fig. 3).

Fig.3. Biplot of the environmental variable and invertebrate samples. %F:% of fines on the river-bed; Fr: Froude number; V:near-bed velocity; Cl- (Chloride); n: Roughness; D50 (median sediment size)

Sedimentary variables (D50, roughness and % of fines), as well as Chloride, were strongly correlated with axis 1 and catchments separated out marke-

218

dly on this dimension. Hydraulic variables (Froude and velocity) were more strongly correlated with axis 2, although there was no clear separation of the catchments across this axis. Invertebrate communities were correlated most strongly with the percentage of fines on the bed and the chloride con-centration of the water (longest arrows in the biplot).

4. CONCLUSIONSInvertebrate assemblages differed markedly between the two Isàbena sub-catchments, with Cabecera showing more diverse and abundant communi-ties. While natural differences in water chemistry (linked to geological di-fferences) appeared to play a role in this, the assemblages differed in ways that were related statistically to the fine sediment content of the bed. This is consistent with published studies which have indicated that excessive fine sediment loads can lead to taxon-poor and spatially homogeneous assem-blages (Vasconcelos and Melo, 2008). Decreased invertebrate abundance is related to the way in which fine sediment modifies substrate properties. Results also showed that the sensitive taxa, which are used to compute the EPT metric, become rare in the Isàbena once fine sediment comprises more than ca. 1-2% of the bed material. Work in the Isàbena is ongoing, but the-se preliminary results suggest that fine sediment may be exerting a major influence on the ecology of this hydrologically undisturbed catchment.

Acknowledgements: We would like to thank the anonymous referees for their helpful comments on the manuscript.

REFERENCES

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219

RELACIONES ENTRE PRECIPITACIÓN Y ESCORRENTÍA EN LADERAS CON DIVERSAS COSTRAS BIOLÓGICAS (TABERNAS, ALMERÍA)

Calvo-Cases, Adolfo1, Lázaro-Suau, Roberto2, Arnau-Rosalén, Eva2,Chamizo, Sonia2, Afana, Ashraf2, Solé-Benet, Albert2, Cantón, Yolanda3

RESUMEN Se estudia, a partir de datos de parcelas experimentales de escorrentía, el com-portamiento hidrológico de tres tipos de costra biológica formadas fundamental-mente por cianobacterias y líquenes, en las laderas protegidas de la erosión ace-lerada dentro del contexto de los abarrancamientos o malpaís de Tabernas. Los resultados muestran como el grado de evolución de dichas costras contribuyen a las mejora de las condiciones hidrológicas y a la protección del suelo.Palabras clave: Escorrentía; Costras biológicas; Abarrancamientos.

ABSTRACTThe hydrological behaviour of three types of biological crusts integrated, mainly by cyanobacteria and lichens, has been studied from the data series of experimental runoff plots in the badlands area of Tabernas. The results show how the degree of evolution of such crusts contributes to the improve-ment of the hydrological conditions and to the soil protection.Key words: Runoff; Biological soil crusts; Badlands.

1 Departamento de Geografía, Universidad de Valencia, Valencia, España, [email protected]. 2 Estación Experimental de Zonas Áridas (EEZA-CSIC), Almería, España, [email protected]; [email protected]; [email protected]; [email protected]. 3 Departamento de Edafología y Química Agrícola, Universidad de Almería, Almería, España, [email protected]

220

INTRODUCCIÓNEn los abarrancamientos de Tabernas un 33% de la superficie está cubierto por diferentes tipos de costras biológicas (Lázaro et al., 2008) las cuales ejercen un importante papel en la regulación de las tasas globales de ero-sión y en la redistribución del agua en el sistema. La información disponible hasta la actualidad sobre este comportamiento hidrológico procede de expe-rimentos en campo con lluvia simulada en parcelas pequeñas (Alexander y Calvo, 1990; Calvo-Cases et al., 1991), que ha permitido conocer determina-dos parámetros de esta respuesta, pero no los detalles del comportamiento ante diferentes condiciones de precipitación y a escala de ladera. El presente trabajo, partiendo de datos de parcelas abiertas que miden la escorrentía producida por laderas completas, pretende cubrir este hueco y detectar los umbrales de respuesta de las costras biológicas a la escala de ladera.

Figura 1. Situación de las parcelas de estudio en la cuenca de El Cautivo (vista general)

ÁREA DE ESTUDIO y DISEÑO EXPERIMENTALLas parcelas estudiadas están instaladas en tres sectores de la cuenca ex-perimental de El Cautivo (Tabernas) (Fig. 1). Se trata de una zona de aba-rrancamientos (badlands) activos caracterizada por una abundante diver-sidad de tipos de superficies relacionadas con factores ambientales y con los remanentes de cambios geomorfológicos ocurridos durante los últimos milenios (ver Calvo-Cases et al., 2009).Los tres tipos principales de costra biológica sobre el suelo presentes en la zona son, (i) costra dominada por cianobacterias (incluye diversas especies de líquenes colonizadores y, como todas, también algas, hongos, musgos, etc.); (ii) costra dominada por Squamarina lentigera y/o Diploschistes dia-capsis y, en general, por macro-líquenes de colores claros, siendo frecuen-tes, además de los citados, Buellia sps. y Fulgensia sps.; la cobertura de plantas vasculares, aunque puede ser mayor que en la costra de cianobac-terias, sigue siendo muy baja, por lo común no mayor del 15% y (iii) cos-


221

tra liquénica dominada por Lepraria crassissima y Squamarina cartilaginea, desarrollada en sitios con mayor pendiente y también con mayor cobertura arbustos (hasta un 30%) que, por su arquitectura y pequeña talla, apenas impiden el paso de la luz y el agua.Estos tres tipos de costras (MA, S y L) se desarrollan en áreas protegidas de la incisión basal, en general estables en términos erosivos y, en el orden expuesto, forman parte de una sucesión de desarrollo y evolución de las costras biológicas (ver Lázaro et al., 2008).El dispositivo experimental consiste en canales de escorrentía tipo Gerlach de 2 m de anchura ubicados en la parte baja de las laderas, en lugares don-de la cubierta de costras biológicas se ha considerado representativa y ho-mogénea. En cada una de las tres ubicaciones se han instalado dos parcelas. El área drenante, topografiada con barrido laser, ha sido cartografiada en sus componentes de la superficie del suelo siguiendo la metodología descri-ta en Arnau-Rosalén et al. (2008).

RESULTADOS PRELIMINARESLa serie de datos analizada comprende un año entre 10 de enero de 2009 y 23 de enero de 2010. En este periodo se ha registrado un total de 273 mm de lluvia distribuida en 78 eventos separados por al menos 24 horas sin lluvia. De estos, sólo 11 han superado los 5 mm y el máximo evento ha supuesto 70.9 mm.Los valores de escorrentía acumulada (Fig. 2) muestran, con la excepción de la parcela S2 (donde la costra biológica ha sido parcialmente destruida por los procesos de erosión), la disminución de la escorrentía con el grado de evolución de la costra. Aún más, existe una diferencia sustancial entre los dos primeros tipos MA y S y el tercero (L), donde la tasa de escorrentía es una tercera parte respecto a las costras MA y S.

Figura 2. Precipitación y escorrentía acumuladas para las parcelas con diferente costra de líquenes y cianobacterias

222

Figura 3. Relaciones lluvia – escorrentía obtenidas durante 78 eventos de precipitación

que sitúan el umbral de escorrentía entorno a los 10mm

Este orden de magnitudes en los totales de la serie es acorde con el grado de evolución de la costra en todos los eventos analizados superiores a una lluvia total de 10 mm (Fig. 3 A), pero es más confuso por debajo de esta magnitud de lluvia (Fig. 3 B). Los eventos sitúan el umbral de inicio de esco-rrentía con relevancia del área contribuyente y para los tres tipos de costra en 10 mm, mientras que por debajo de este valor de lluvia solo las costras MA y S aportan escorrentía, pero con magnitudes muy bajas, próximas al error de medición.

Agradecimientos: Este trabajo se ha realizado en el marco de los proyectos: PECOS (REN2003-04570/GLO), PREVEA (CGL2007-63258/BOS), PROBASE (CGL2006-11619/HID) y COSTRAS (P08-RNM-3614).

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223

CRITERIOS GEOMORFOLÓGICOS PARA RECONSIDERAR LA CAPTURA DEL RÍO TER (NE ESPAÑA)

Castelltort, F. Xavier1, Balasch, J. Carles1 y Cirés, Jordi2

RESUMEN La mayor parte de los ríos que drenan la vertiente sur de los Pirineos tienen una orientación general N-S. Sin embargo, el río Ter muestra una trayectoria diferente con un cambio súbito al llegar a la Depresión Central Catalana para dirigirse hacia el E en busca del Mediterráneo. Al inicio del siglo XX se creía que este hecho obedecía a una captura. Sin embargo, a partir del segundo tercio de ese siglo la hipótesis fue rechazada por no haberse podido localizar los depósitos que la sustentaban. Una cartografía geomorfológica reciente de la Depresión de Vic, ha permitido localizar una serie de geoformas fluvia-les relictas que permiten reconsiderar la hipótesis inicial de la captura. Palabras clave: río Ter, terrazas, captura fluvial

ABSTRACTIn the southern Pyrenees major rivers flows towards the Ebro Basin and display a N-S trending pathway. However, the Ter River shows a different drainage pattern. This River displays an asymmetric L shape and flows into the Mediterranean. It was considered that the Ter was formerly a N-S stream that was captured by a W-E trending river. Because of the lack of Ter related deposits south of the di-version point, this thesis was rejected. However, new geomorphologic mapping shows evidence of relict fluvial morphologies pointing out that the former hypo-thesis by which the Ter River flowed to the S might be reconsidered.Key words: Ter River, terraces, fluvial capture

1 Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, Lleida, España, [email protected]; [email protected], 2 Institut Geològic de Catalunya, Generalitat de Catalunya, Barcelona, España; [email protected]

224

INTRODUCCIÓNA principios de siglo pasado algunos geólogos formularon una hipótesis se-gún la cual uno de los principales ríos pirenaicos orientales, el Ter, habría tenido una trayectoria inicial N-S con la cual cruzaría la Depresión Central Catalana (DCC) para continuar por la actual red del río Congost hacia el río Besós y desembocar al N de Barcelona. Posteriormente, este sistema N-S habría sufrido una captura al entrar en la DCC desviando 90º al E su curso y desembocar justo al S del Golfo de Roses. El primer autor que sacó a la luz la hipótesis de esta captura del río Ter fue Vidal (1900). Más tarde, fue admitida y ampliada por Almera (1906) y ampliamente divulgada a posteriori por Chevalier (1928).W. Panzer (1933) postuló la inviabilidad de la hipótesis, a causa de no haber-se encontrado nunca terrazas fluviales con cantos de origen pirenaico más al S de la Depresión de Vic. Posteriormente, otros autores avalaron por el mismo motivo las ideas de Panzer, entre ellos Vila (1936) y, más reciente-mente, en un extenso trabajo sobre las terrazas del río Ter, Llobet y Gómez-Ortiz (1985). De este modo la primera hipótesis ha permanecido olvidada hasta nuestros días. Una reciente cartografía geomorfológica de la depresión erosiva de Vic (tam-bién denominada Plana de Vic) ha permitido localizar diversas paleoformas de origen fluvial con las que se replantea la idea de la captura del río Ter.

ÁREA DE ESTUDIOEl área del presente estudio se enmarca en la zona sur de la Plana de Vic, desde la ciudad de Manlleu, hasta la cabecera del río Congost. Es en Manlleu donde el río Ter abandona su curso de descenso desde el Pirineo en direc-ción N-S para dirigirse en un giro de 90º hacia el E. Se pueden localizar al menos seis niveles de terrazas pertenecientes al río Ter. En la misma zona confluyen otros dos sistemas de terrazas: las del río Gurri, un afluente del Ter desde el S, y las terrazas de torrentes secundarios y formaciones super-ficiales de vertiente (piedemonte) que inciden y desmantelan el escarpe del margen occidental de la Plana de Vic. Estas acentuadas incisiones (sistemas de badlands y barrancos) son un elemento característico del relieve de la depresión. El substrato de los sedimentos cuaternarios son las margas de Vic (Eoceno superior).

CRITERIOS GEOMORFOLÓGICOS DE LA CAPTURADiversos criterios geomorfológicos y sedimentarios permiten volver a plan-


225

tear la hipótesis de un antiguo trazado del Ter en dirección N-S que enlazaría un valle elevado procedente del Pirineo con un antiguo valle elevado ocupa-do ahora por el río Congost, que se vería posteriormente capturado hacia el E y encajado fuertemente:a) Sistemas de terrazas cuaternarias encajadas en la Depresión de Vic. Todas las terrazas del río Ter (T) de la Plana de Vic se caracterizan por la presencia de cantos rodados de gneis procedentes del macizo del Canigó (Zona Axial Pirenaica). Su potencia varía de entre 1-2 m, hasta más de 10 m. Además de este genuino componente, contienen cantos de calizas, esquistos y pizarras. Los clastos son centimétricos a decimétricos con una fábrica conglomerática de matriz limo-arenosa y escasos lentejones arenosos. La terraza más alta encontrada hasta el momento (T6) se encuentra en el Serrat de Palau, al sur de Manlleu, a una altitud de 570 m. Por otro lado, las terrazas del río Gurri (G) tienen también hasta 6 niveles. Están formadas por cantos rodados cen-timétricos de esquistos, cuarcitas y otras rocas metamórficas (muchas de ellas recicladas de las formaciones detríticas basales terciarias) y abundante matriz limo-arenosa. Los depósitos procedentes de la erosión del escarpe eocénico son areniscas y calizas bioclásticas. Debido a su proximidad con el área fuente suelen ser angulosos y heterométricos, y de abundante matriz limo-arcillosa. Estos sistemas de terrazas excavados en la Depresión de Vic pertenecen a la conexión abierta hacia el E, por tanto son posteriores al trazado N-S.b) Las vertientes vecinas del actual curso del Ter están modeladas por nu-merosos meandros abandonados a diversos niveles, que se entrecortan entre ellos y también a las terrazas y al substrato eocénico. El tramo final del propio río Gurri está instalado sobre un par de meandros abandonados del Ter, atribuibles a una edad relativa T2. Se han cartografiado formas de este tipo en todos los niveles de edades relativas. El conjunto más espec-tacular es el de Tevèrnoles, de edad T4, ya cartografiado por Soler Sabarís (1958). Otros son los de Folgueroles y Sant Julià de Vilatorta de edades atribuibles T4 y T7 respectivamente. Una característica importante de estas últimas formas es la ausencia en ellas de depósitos de terrazas, ya que en su momento carecían de llanuras de inundación laterales al estar fuertemente encajados en materiales más duros (Fm areniscas de Folgueroles). Esta for-mación aflora por debajo de las margas en el margen oriental de la Plana de Vic. Otras formas de este tipo, situadas más al centro de la llanura, están asociadas a depósitos.En la zona más meridional del área de estudio, en la cabecera del río Con-gost, a una cota mínima de 815 m se ha cartografiado un sistema de mean-

226

dros abandonados de una longitud de unos 5 Km en la zona conocida como El Montanyà (El Brull). Su cota actual más baja se sitúa a 600 m. Su situa-ción, coronando la cabecera del río Congost y por encima de los depósitos cuaternarios cartografiados más antiguos, junto con las dimensiones de la paleoforma, hacen pensar que se trata de un antiguo nivel de base del río Ter durante la época en que probablemente drenaba hacia el S. Este antiguo nivel de base podría enlazarse con otro situado a unos 1.000 m en la zona del Puig del Bac (Collsacabra). Para ello sería necesaria una pendiente de aproximadamente 1%.

CONCLUSIONESLos antiguos meandros abandonados del Montanyà se sitúan claramente por encima del vaciado de la cuenca y podrían pertenecer a una red antigua que enlazaría el Ter con la cabecera del Congost antes de producirse la captura que acabaría excavando la Depresión de Vic. Recuperada de nuevo la hipó-tesis de la captura, son necesarios estudios más detallados de las posibles relaciones entre las geoformas relictas para poder contrastar la idea inicial con mayor rotundidad. Se pone de manifiesto, además, que el uso de formas junto con los depósitos enriquece la datación relativa.

Agradecimientos: Institut Geològic de Catalunya

BIBLIOGRAFÍA

Almera, J. (1906): Descripción geológica y génesis de la Plana de Vic. Mem. R. Acad. Ciencias y Artes, V, nº 20, Barcelona.

Chevalier, M. (1928): El paisatge de Catalunya. Ed. Barcino, Barcelona.

Llobet, S. y Gómez-Ortiz, A. (1985): El riu Ter i les seves terrasses fins a El Pastoral. Revista de Geografía 19, 5-40.

Panzer, W. (1933): Die Entwicklung der Täler Kataloniens. Assoc. Étude Géologique de la Méditerranée occidentale, III. Barcelona.

Solé Sabarís, L. (1958): Geografía de catalunya. Tom I. Ed. Aedos, Barcelona.

Vidal, Ll.M. (1882-1900): La tectónica y los ríos principales de Cataluña. Memorias Real Academia de Ciencias y Artes de Barcelona 2, 527-538.

Vila, P. (1936): Resum de geografia de Catalunya. Ed. Barcino, Barcelona.


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CONTROL DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS EN LA EXPORTACIÓN DE SEDIMENTO EN EL TORRENT DE NA BORGES (MALLORCA)

Estrany, Joan1, Garcia, Celso1, Batalla, Ramon J.2,3

RESUMEN Durante dos años hidrológicos se estudiaron los flujos de sedimento en suspen-sión en el torrent de Na Borges, una cuenca agrícola mediterránea afectada por la aplicación de técnicas tradicionales de conservación del suelo donde predomi-nan los aportes de aguas subterráneas. Los resultados revelan el papel del agua subterránea en la respuesta sedimentaria. Por tanto, concentración y exporta-ción de sedimento en suspensión fueron menores cuanto mayor fue la propor-ción de caudal base. Además, los valores de exportación fueron muy bajos (<1 t km-2 yr-1) por la contingencia histórica a las respuestas geomorfológicas y por los bajos coeficientes de escorrentía.Palabras clave: Transporte de sedimento en suspensión; aguas subterráneas, río mediterráneo, Mallorca

ABSTRACTSuspended sediment fluxes were monitored during a two-year period in the Na Borges River, a lowland agricultural catchment (319 km2) under traditional soil conservation practices and groundwater dominated. Results revealed the role played by baseflow in the sedimentary response. Thus, suspended sediment concentrations and loads were lower when the proportion of baseflow was higher. Additionally, suspended sediment yields were very low (i.e., <1 t km-2 yr-1) as a consequence of the limited sediment delivery attributable to soil conservation practices and low surface runoff coefficients.

1 Departament de Ciències de la Terra, Universitat de les Illes Balears, Palma, Mallorca, [email protected]. 2 Departament de Ciències del Sòl, Uni-versitat de Lleida, Lleida, Catalunya. 3 Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Solsona, Catalunya

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Key words: Suspended sediment transport; groundwater dominance; Medi-terranean river; Mallorca

INTRODUCCIÓNLas aguas subterráneas tienen efectos importantes sobre las características hi-drológicas y geomorfológicas de los sistemas fluviales proporcionando regímenes estables que implican bajas concentraciones de sedimento en suspensión (CSS) causadas por el efecto dilución (Sear et al., 1999). La pronunciada variabilidad estacional e interanual del clima mediterráneo causa que los ríos donde predomi-na la aportación de aguas subterráneas tengan unos regímenes caracterizados por una alternancia estacional influente y efluente (Gallart et al., 2008).Por ende, las regiones mediterráneas han sido históricamente transforma-das para el desarrollo agrícola mediante bancales y albarradas en las zonas más abruptas, a la vez que los albañales han permitido resolver la sobresa-turación de las tierras arcillosas en zonas llanas. El objetivo de este trabajo es analizar el transporte y exportación de SS median-te el índice de caudal base o Baseflow Index (BFI) en una cuenca agrícola medi-terránea afectada por la aplicación de técnicas tradicionales de conservación del suelo donde predominan los aportes de aguas subterráneas.

ÁREA DE ESTUDIOLa cuenca del torrent de Na Borges está situada en la parte nororiental de la isla de Mallorca, abarcando una superficie de 319 km2 (Figura 1). El canal principal tiene una pendiente media muy suave (0,29%). La litología de la cuenca está compuesta por rocas carbonatadas y detríticas mesozoicas y miocenas. Pre-cisamente, la diversidad litológica y geomorfológica así como la acción an-trópica provocan la presencia de diferen-tes regímenes fluviales. Así, los afluen-

tes que drenan las Sierras Centrales y de Llevant son efímeros. Los sedimentos impermeables del Mioceno Inferior del Pla de Son Pou confieren un régimen intermitente a la zona central de la cuenca. Finalmente, los primeros 5 km del Barranco de Na Borges presentan un régimen perenne gracias a las surgencias kársticas de la Marina de Petra apoyadas en el Mioceno Inferior impermeable.

Figura 1. (1) Mapa de la localización de la cuenca de Na Borges en Mallorca; (2) mapa de la cuenca de Na Borges y (3) mapa de las

unidades de relieve


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El clima es mediterráneo. La precipitación media anual durante el período de estudio 2004-2006 fue de 551 mm y de 572 mm para el período 1970-2006. Los cultivos de secano ocupan el 80,3% de la cuenca, las masas forestales el 13,3%, los cultivos de regadío el 4,5% y las zonas urbanas el 1,9%. Las prác-ticas tradicionales de conservación del suelo ocupan el 21% de la cuenca.

MÉTODOSTres subcuencas integradas fueron instrumentadas a lo largo del torrent de Na Borges a través de las siguientes estaciones de aforo: Son Pou (en adelante A, 142 km2); Sa Vall de la Nou (en adelante B, 264 km2) y Pont de ses Pastores (en adelante C, 316 km2). Una descripción profusa de las mismas es realizada en Estrany y Garcia (2004). En cada estación, el caudal (Q) es controlado mediante registro continuo. En A y B se mide además la turbidez. Para calcular las tasas de producción se calibraron los valores de turbidez con la CSS mediante muestras manuales, muestreadores automáticos (B) y de botellas por sifón (A y C).

RESULTADOS Y DISCUSIÓNLa concentración de sedimento en suspensiónEl índice de caudal base o Baseflow Index (BFI) expresa la proporción rela-tiva de caudal base. Sus valores fluctúan entre 1 con predominio de aguas subterráneas y 0 para flujos efímeros (Sear et al., 1999).

Tabla 1. Índice de caudal base (BFI) y estadística básica de la CSS durante el período de estudio 2004-2006

Así, mediante el registro continuo, se analizó el régimen de CSS a través del BFI calculado para el período de estudio (tabla 1). La estación A tuvo la CSS me-dia más baja (22 mg l-1), debido a la estabilidad proporcionada por el elevado BFI sustentado en las arcillas miocenas. A pesar de presentar el BFI más alto, la CSS media de la estación B fue mayor (49 mg l-1) debido a los vertidos de aguas pluviales y fecales procedentes de Manacor. La CSS media (54 mg l-1) de la estación C fue la más elevada debido al predominio de la escorrentía super-ficial procedente de las sierras de Llevant, tal como indica el BFI. Igualmente, mayores volúmenes de precipitación suponen un BFI menor ya que implica una aportación importante de escorrentía superficial y por tanto mayor CSS. Final-

2004-2006 BFICSS

media (mg l-1)

CSS máxima (mg l-1) C.V. (%)

Estación A B C A B C A B C A B C

Total 0,702 0,811 0,619 22 49 54 1.665 1.886 6.273 211 122 515

230

mente, los coeficientes de variación durante el período de estudio indican que la variabilidad en la CSS fue mayor cuanto menor fue el BFI. La exportación de sedimento en suspensiónEl BFI permite analizar la exportación de SS considerando los procesos de movilización y redistribución durante el período de estudio. La tabla 2 muestra que la exportación fue mayor con menor BFI. Sin embar-go, estos procesos de redistribución están limitados por las características geomorfológicas de los ríos donde predominan los aportes de aguas sub-terráneas, por la contingencia histórica de las respuestas geomorfológicas y por los bajos coeficientes de escorrentía de las regiones mediterráneas, resultando unas tasas de producción de SS muy bajas.

Tabla 2. Exportación y producción media anual de SS y BFI durante el período de estudio 2004-2006

CONCLUSIONESEl estudio de Na Borges permitió mejorar nuestra comprensión sobre la di-námica del transporte de SS en un río mediterráneo donde predominan los aportes de aguas subterráneas. Los resultados destacan que el BFI revela el efecto dilución de las aportaciones de agua subterránea en la respuesta se-dimentaria del río a las tormentas. En consecuencia, mayores cantidades de lluvia implican un menor BFI y mayores CSS y exportación de SS, conside-rando que la configuración del relieve, la heterogeneidad de la hidrogeología y las influencias humanas pueden reforzar esta relación.

Agradecimientos: Este trabajo se realizó gracias al proyecto REN2001-0281.

BIBLIOGRAFÍA

Estrany, J. y Garcia, C. (2004): Monitorización del transporte de sedimento en suspensión en la cuenca del torrent de na Borges (Mallorca): resul-tados preliminares. En Benito, G. y Díaz Herrero, A. (eds.): Riesgos naturales y antrópicos en Geomorfología. Actas de la VIII Reunión Nacional de Geomorfología, Toledo, 159-170.

Gallart, F., Amaxidis, Y., Botti, P., Canè, G., Castillo, V., Chapman, P., Froebrich, J., García-Pintado, J., Latron, J., Llorens, P., Lo Porto, A., Morais, M., Neves, R., Ninov, P., Perrin, J.L., Ribarova, I., Skoulikidis, N. y Tournoud, M.G. (2008): Investigating hydrological regimes and processes in a set of catchments with temporary waters in Mediterranean Europe. Hydrological Sciences Journal 53, 618-628.

Sear, D.A., Armitage, P.D. y Dawson, F.H. (1999): Groundwater dominated rivers. Hydrological Processes 13, 255-276.

Exportación (t) Producción (t km2 yr-1) BFI

A B C A B C A B C

Media 17,9 173,8 76,9 0,13 0,66 0,24 0,702 0,811 0,619


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LA ESTIMACIÓN DE LA PRODUCCIÓN DE SEDIMENTO EN SUSPEN-SIÓN MEDIANTE EL USO DE ESTACIONES AUTOMÁTICAS.

EL EJEMPLO DEL RÍO FOIX

Farguell, Joaquim1,2, Úbeda, Xavier1, Outeiro, Luís1, Tort, Joan1, Miguel, Alex1, y Panareda, Josep Maria1

RESUMEN Este trabajo presenta el cálculo obtenido de exportación de sedimento usan-do registros continuos de turbidez y caudal procedentes de estaciones auto-máticas. Para este estudio se han usado los datos registrados en la estación del río Foix entre el 2006 y el 2009. Los resultados muestran que dichos registros aumentan el detalle de dato de la dinámica de la concentración de sedimento y el caudal asociado. Sin embargo, los valores obtenidos en la cuenca del Foix, son inferiores a las esperadas en un orden de magnitud. La falta de una relación sólida entre turbidez y concentración o el rango máxi-mo de medida del turbidímetro, pueden ser causas que lleven a la infravalo-ración de la producción de sedimento en dicha cuenca. Palabras clave: Transporte de sedimento en suspensión, red automática, turbidez, río Foix

ABSTRACTSuspended sediment yields calculated by using continuous turbidity and dis-charge data, coming from authomatic stations are presented. The study used the data registered in the station located in the Foix river between

1 GRAM (Grup de Recerca Ambiental Mediterrània), Departament de Geografia Física i AGR, Facultat de Geografia i Història, Universitat de Barce-lona, Barcelona, [email protected], 2 ACA (Agència Catalana de l’Aigua), Barcelona

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2006 and 2009. Results show that load production can be calculated and it can be increased the detail of sediment dynamics, due to the increase of data registration time. However, sediment yield calculated in the Foix river are one order of magnitude lower than the expected. Possible reasons for this underestimation may be related with the need of a clear and strong cali-bration between turbidity and suspended sediment concentration. Addition-ally, the range of measure of the turbiditymeter, could also be increased as it may act as a limiting factor for correct turbidty measurement. Key words: Sediment transport, Automatic network, turbidity, Foix River

INTRODUCCIÓNLos estudios tradicionales de transporte de sedimento en suspensión se ba-san en la recogida instantánea de muestras de agua y sedimento en inter-valos de tiempo discretos. Este método, aunque no es incorrecto, precisa de una elevada frecuencia de muestreo para minimizar la incertidumbre en el cálculo de la carga de sedimento. Para períodos no muestreados, debido a la gran variabilidad y dispersión de los datos instantáneos de concentración respecto su caudal asociado, la estimación de la exportación de sedimento en suspensión tiende a infravalorarse. La existencia de estaciones de re-gistro automático solventa la problemática de la frecuencia de muestreo, ya que se hace de manera continua, registrando con detalle la dinámica del sedimento y del caudal simultáneamente, permitiendo el cálculo de las exportaciones de sedimento sin necesidad de usar métodos indirectos de extrapolación.La Agencia Catalana de l’Aigua (ACA), organismo oficial encargado del con-trol y de la gestión de los recursos hídricos en Catalunya, dispone de una red de estaciones de aforo y de calidad del agua automáticas, con registros continuos de diversos parámetros, entre ellos, el caudal y la turbidez del agua, que son los parámetros necesarios para el cálculo de la carga de se-dimento en suspensión. El objetivo del trabajo evaluar la viabilidad de los datos automáticos de turbidez y caudal para el cálculo de la producción de sedimento en suspensión en la cuenca del Foix, y hacerlo extensivo al resto de las Cuencas Internas de Catalunya, para disponer de un mapa de expor-tación de sedimento en suspensión en dichas cuencas.

ÁREA DE ESTUDIOLa cuenca del río Foix abarca 310 km2 localizada en el NE de la Península Ibérica, entre las comarcas vitivinícolas del Alt Penedès y del Baix Penedès.


233

La cabecera se sitúa en la sierra prelitoral del sistema costero catalán, a unos 800 m.s.n.m. y discurre transversalmente al eje de la depresión tec-tónica del Penedès. Atraviesa posteriormente la sierra litoral para desem-bocar en el mar Mediterráneo, a la altura de la población de Cubelles. La litología de la cuenca es sedimentaria, y está formada básicamente por roca calcárea. El caudal medio anual de la cuenca es de 0,3 m3/s, y la aportación media anual de 9 Hm3. El régimen fluvial es típicamente mediterráneo; la mayor aportación de caudal se produce durante los meses de marzo y abril, y se registra un máximo secundario durante los meses de octubre y noviem-bre. El estiaje se circunscribe a los meses de verano, aunque se produce un estiaje secundario durante los meses de invierno. En cuanto a los usos del suelo, predominan los bosques mediterráneos xerófitos en las zonas de montaña (encinares, pinares de pino carrasco y matorrales), y la agricultura vitivinícola intensiva en las áreas llanas.

MÉTODOS Para este estudio se han seleccionado los datos medios diarios de caudal y turbidez de la única estación automática que existe en el río Foix, para el periodo comprendido entre 2006 y 2009. El rango de lectura del turbidíme-tro es de 0 hasta 400 unidades de nefelometría (NTU). Para este estudio se ha asumido que 1 unidad nefelométrica corresponde a una concentración de 1 mg/l. Una vez obtenidas las concentraciones medias diarias, se ha mul-tiplicado por el caudal medio diario, obteniendo así la carga de sedimento y posteriormente la exportación de sedimento dividiendo por el área de la cuenca en la estación de registro.

RESULTADOS Y DISCUSIÓNLa concentración media diaria de sedimento en suspensión fue de 19 mgl-1, con una desviación estándar de 6 mg/l y un coeficiente de variación del 30%. El valor medio diario máximo fue 298 mg/l y el mínimo de 2 mg/l. El caudal medio diario para el periodo de estudio fue de 0,3 m3/s, siendo el máximo de 17,4 m3/s y el mínimo de 0,02 m3/s. El coeficiente de variación fue del 235%. La producción media de sedimentos durante este periodo fue de 270 T/año, llegando a la máxima producción durante el año 2006, con 633 T, y el mínimo durante el 2007, con 95 T. El coeficiente de variación fue del 78%. La exportación de sedimento resultante oscila entre las 2,3 T/km2/año y las 0,3 T/km2/año para el año de producción máxima y mínima respectivamente. Los datos obtenidos de exportación son bajos comparados con los expuestos por Walling & Webb, (1996) donde relacionaban la produc-

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ción de sedimento con la cantidad de precipitación, y que para la zona del nordeste de la Península Ibérica oscilaban entre las 100 y 250 T/km2/año. Estudios posteriores realizados en cuencas próximas a la tratada en este estudio muestran exportaciones de sedimento superiores a las obtenidas e inferiores a las teóricas, como las 75 T/km2/año en el río Anoia (Farguell, 2005) y las 50 T/km2/año en la Tordera (Rovira y Batalla, 2006).

CONCLUSIONES Los datos obtenidos de exportación de sedimento en la cuenca del Foix son de un orden de magnitud inferiores a los estudiados en cuencas cercanas, los cuales, se basaron en métodos de muestreo intensivo y curvas de con-centración-caudal en lugar de registros continuos. Los registros continuos permiten conocer en mayor detalle la dinámica del sedimento en suspen-sión, pero también presentan problemáticas que pueden inducir a la obten-ción de falsas conclusiones sobre la exportación de sedimento. En primer lugar es necesario establecer una calibración clara entre turbidez y concen-tración de sedimento, a lo largo de todo el rango de medida del turbidímetro, y en segundo lugar, es necesario aumentar el rango de medida de dichos turbidímetros en cuencas mediterráneas, ya que los registros diarios han superado el rango máximo de lectura infravalorando la turbidez registrada. Estas correcciones son básicas para exportar este método de cálculo a otras cuencas catalanas con registros similares, que permitirán definir el mapa de la exportación de sedimentos en las Cuencas Internas de Catalunya.

Agradecimientos: Este trabajo se ha realizado gracias al apoyo del proyecto Evolució dels paisatges mediterranis de ribera. IECA - Institut d’Estudis Ca-talans. PT2008-S0504-PANAREDA01.

BIBLIOGRAFÍA

Farguell, J. (2005): Dinámica i producció de sediment en suspensió a la conca mediterrània del riu Anoia sota diferents usos del sòl. Tesi doctoral, Facultat de Geografia i Història, Universitat de Barcelona. 217 pp.

Rovira, A.; Batalla, R.J. (2006): Temporal distribution of suspended sediment transport in a Mediterranean basin: The Lower Tordera (NE Spain) Geomorphology 79, pp. 58-71

Walling, D.E. & Webb, B. (1996): Erosion and sediment yield: global and regional perspectives. IAHS Publ. 236


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CONTROL DEL EXCESO DE MACRÓFITOS EN EL BAJO EBRO CON CRECIDAS DE MANTENIMIENTO

Gonzalo, Laura E.1, Batalla, Ramon J.1,2 y Vericat, Damià2,3

RESUMEN La presencia de macrófitos en el bajo Ebro ha experimentado un crecimien-to espectacular desde los años 90 del s.XX, especialmente entre Riba-roja y Flix, afectando al funcionamiento de la planta hidroeléctrica de Endesa por la obturación de la entrada de agua. Desde el año 2003 se llevan a cabo sueltas de mantenimiento para reducir el exceso de macrófitos. Estas crecidas han de ser periódicamente rediseñadas para mejorar su efectividad, disminuir los impactos adversos y recuperar las condiciones físicas del sistema fluvial.Palabras clave: arrastre de macrófitos, crecida de mantenimiento, embal-se, restauración fluvial, río Ebro.

ABSTRACTThere has been a spectacular increase in macrophytes in the lower Ebro River since the 90s, particularly in the reach between Riba-roja and Flix. This fact directly affects the working of the Flix power plant, which belongs to Endesa, caused by clogging in water inlets. Flushing flows have been carried out since 2003 in order to reduce the extraordinary population of macrophytes. These floods have to be regularly redesigned to improve its effectiveness, decrease adverse impacts and recover the physical conditions of the fluvial system.Key words: macrophyte removal, flushing flow, dams, fluvial restoration, River Ebro.

1 Dpt. de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, [email protected]; [email protected]. 2 Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Solosona. 3 Institute of Geography and Earth Sciences, Aberystwyth University, Wales, UK, [email protected]

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INTRODUCCIÓNLos macrófitos se adaptan a las características hidrológicas y geomorfoló-gicas del sistema fluvial, al mismo tiempo que pueden afectar al sistema al ejercer resistencia al flujo, elevando la altura de la columna de agua y alterando el transporte de sedimentos. Los factores que influyen en el desa-rrollo de los macrófitos son principalmente: i) la velocidad del caudal; ii) la disponibilidad de luz; iii) la falta de sedimento grueso; y iv) la composición química del sustrato (Madsen et al., 2001). El exceso de vegetación acuática puede ser controlada mediante crecidas de mantenimiento. La correcta apli-cación de este método permite recuperar la variabilidad del régimen fluvial en ríos regulados, mantiene las funciones del ecosistema y activa los proce-sos hidrogeomorfológicos.

Macrófitos en el bajo EbroEl fuerte incremento de macrófitos en el bajo Ebro desde los años 90 del s.XX, responde al aumento de la disponibilidad de nutrientes y a los cam-bios hidrológicos debido a la reducción de la magnitud (un 17% respecto al periodo 1951-1990), la frecuencia y la distribución estacional de las crecidas (Palau et al., 2004). En el río Ebro se han identificado siete especies de ma-crófitos, siendo las más abundantes Ceratophyllum demersum y Potamoge-ton pectinatus. La primera especie arraiga superficialmente sobre los cantos y gravas del cauce, mientras que la segunda lo hace hasta profundidades de 8-10 cm (Batalla et al., 2006).Desde el año 2003, se han llevado a cabo crecidas de mantenimiento desde el embalse de Riba-roja para poner en movimiento fracciones características del material del cauce y, consecuentemente, movilizar los macrófitos arrai-gados (Palau et al., 2004).

METODOLOGÍA Previamente a la riada, se realiza trabajo de campo para determinar el gra-do de recubrimiento de macrófitos y las características granulométricas del material del cauce en siete secciones de control que van desde el meandro de Flix hasta Mora d’Ebre. Durante la crecida, se muestrea el transporte de sedimentos en suspensión y la carga de fondo que permiten conocer la res-puesta del lecho a crecidas de mantenimiento y establecer las diferencias con las crecidas naturales. La cobertura de macrófitos se mide en seccio-nes representativas usando un sonar geolocalizado con GPS que permite registrar la ubicación y profundidad de los ecos producidos por macrófitos.


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Las secciones elegidas son representativas de los diferentes grados de aco-razamiento y de las barras emergidas, donde también se pueden medir las características del sedimento (Fig.1) (Vericat y Batalla, 2009).

Figura 1. Perfil del cubrimiento de macrófitos en una sección a 3 km del embalse de Ribaroja (a) antes y (b) después de la crecida de mantenimiento de mayo del 2006

CONCLUSIONES Y PROPUESTASLos efectos de las crecidas sobre la remoción de macrófitos varía en función de la distancia a la presa, con tasas que llegan al 95% en el meandro del Flix, hasta el 5% en Mora d’Ebre (28 km aguas abajo). Las crecidas de man-tenimiento han demostrado ser especialmente eficaces en los 5 primeros kilómetros aguas abajo de la presa de Flix como puede verse en la figura 2 (Batalla y Vericat, 2009). Las crecidas de mantenimiento han de ser redise-ñadas en estrecha relación con la magnitud y frecuencia de ocurrencia de las crecidas naturales, para evitar algunos efectos adversos como la incisión y el acorazamiento (fig.3). El diseño mejorado del hidrograma de crecida se compone de dos picos. El primero de ellos es más elevado que el máximo caudal actual y se alcanza una hora antes, con lo que se aumenta la compe-tencia del flujo y los macrófitos son arrancados de raíz (si fueran partidos se fomentaría su dispersión). El segundo pico no es tan elevado y su objetivo es el arrastre de la vegetación aguas abajo.

Figura 2. Reducción de la cobertura de macrófitos en % aguas abajo del embalse de Ribar-roja tras la crecida de mayo del 2006

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Figura 3. Comparación del hidrograma actual de crecida controlada y el nuevo diseño mejorado

El alto potencial de las crecidas en el transporte de sedimento, puede ayu-dar al diseño de nuevas medidas de renaturalización del río como son la inyección de gravas para la mejora del hábitat. Son compatibles con el apro-vechamiento hidroeléctrico de embalses y contribuyen a reducir costes de mantenimiento y mejorar el rendimiento de determinadas obras hidráulicas asociadas a centrales hidroeléctricas y nucleares, limpiando de macrófitos las tomas de agua, con claros beneficios también para las estaciones de bombeo para riego. La ausencia de crecidas extraordinarias favorece el acorazamiento, el cual dificulta la movilización del sedimento y el arranque de macrófitos. Con cau-dales bajos de estiaje (inferiores a 70 m3/s) la vegetación se debilita y au-mentaría la efectividad de la primera suelta de mantenimiento en otoño. Los resultados de las sueltas también pueden mejorarse si se realizan durante las horas de baja insolación debido a la menor rigidez del tallo (Madsen et al., 2001). Así mismo, se deberían gestionar de manera conjunta con otras alternativas como el desarrollo de un sistema de crecidas de mantenimiento en cascada desde las cuencas del Segre y el Cinca y la reapertura de ca-nales secundarios en el cauce, actualmente abandonados, para reducir la erosión y recrear áreas húmedas.

BIBLIOGRAFÍA

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Vericat D, Batalla RJ, (2009): Hydrological and sediment transport dynamics of flushing flows: implications for management in large Mediterranean rivers River. Res. Applic. 25: 297–314


239

RELATIONS BETWEEN THE RAINFALL AND THE HYDROLOGICAL AND GEOMORPHOLOGICAL RESPONSE IN THE ISÁBENA BASIN

López-Tarazón, Jose Andres1, Batalla, Ramon, J1,2, Vericat, Damià2,3 y Balasch, J. Carles1

ABSTRACTThis work examines the relations between rainfall, runoff and suspended sediment transport in the Isábena basin. Thirty-four floods were studied, with a very variable response to the precipitation observed. Pearson correlation matrix and backward stepwise multiple regression indicate that the hydrological and sedimentological response of the catchment is strongly correlated with total precipitation, event duration, and rainfall of the previous days. Very low correlation was observed with rainfall intensity. On-going research in the area suggests that, apart from rainfall, factors such as sediment availability in the badlands and accumulation of sediment in the channels influences the river’s sedimentary response.Key words: Rainfall, Runoff, Sediment Transport, Floods, River Isábena, Ebro Basin.

RESUMEN Este trabajo examina las relaciones existentes entre la precipitación, el caudal y el transporte de sedimento en suspensión en la cuenca del Isábena. Se han estu-diado 34 crecidas, observando unas reacciones muy variables a la precipitación. La matriz de correlación de Pearson y la regresión multiple “backward stepwise” in-dica que la respuesta hidrológica y sedimentológica de la cuenca está fuertemente correlacionada con la precipitación total, la duración de los eventos y la lluvia de

1 Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, Lleida, España, [email protected], [email protected]. 2 Centre Tec-nològic Forestal de Catalunya, Àrea d’Hidrologia, Solsona, España, [email protected]. 3 Institute of Geography and Earth Sciences, Aberyst-wyth University, Wales, UK

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los días previos. Correlaciones muy bajas se observaron con la intensidad de la lluvia. Actuales investigaciones en el área sugieren que, aparte de la precipitación, factores como la disponibilidad de sedimento en los badlands y la acumulación de sedimento en los canales influyen en la respuesta sedimentaria del rio.Palabras clave: Precipitación, Caudal, Transporte de sedimento, Crecidas, Rio Isábena, Cuenca del Ebro.

INTRODUCTIONIt is well known that the variability of many hydrological and geomorphologi-cal processes in catchments located in Mediterranean mountainous areas is related to the high temporal and spatial variability of rainfall and evapotran-spiration and the spatial variability of soil characteristics (e.g., Seeger et al., 2004). As a result, it is difficult to find general rules that explain or predict how rainfall generates runoff, erosion and sediment transport (García-Ruiz, et al., 2000; Gallart et al., 1998). There remains a lack of studies examin-ing the relation between the rainfall input and the sediment output, espe-cially in mesoscale catchments, where water conveyance maximises energy losses and reduces the potential of the rainfall and the runoff to erode and transport materials downstream. The aim of this work is to investigate the rainfall-runoff-sediment transport relations of the Isábena river basin.

STUDY AREAThe Isábena basin (445 km2) is lo-cated in the Southern Central Pyre-nees and, together with the Ésera is one of the major tributaries of the River Cinca, one of the largest catchments of the Ebro basin (Fig. 1a). The river flows from the Central Pyrenean Range, at 2720 m a.s.l., to the confluence with the River Ésera at 650 m a.s.l. The Isábena is not regulated at all, though its main channel experiences occasional gravel mining. Mean annual rainfall is 767 mm, ranging from 1600 mm

y-1 at the headwaters to 450 mm y-1 in the valley bottom (López-Tarazón et al., 2009). The presence of late Eocene marls in the middle part of the basin

Figure 1. General map of the Isábena catchment, showing loca-tions of the main badland areas and field instrumentation


241

is significant, usually having a badland drainage pattern, representing < 1% of the total basin area, but being the most important sediment source in the catchment (Francke et al., 2008; see location in Fig. 1b).

METHODOLOGYRainfall is recorded in the basin by means of 4 tipping-bucket rain gauges, 2 of them officials of the Ebro Water Authorities (CHE) and 2 more installed by the authors (Fig. 1b). Due to the size of the basin, four additional official tipping-bucket rain gauges located out of the basin but very close to it (Fig. 1b) were incorporated to improve the quality of the precipitation record. Water discharge and suspended sediment concentration is continuously recorded at the Cape-lla gauging station (i.e., EA047, Fig. 1b). The flood events were characterised using three groups of variables, one for rainfall, one for runoff and one for the suspended sediment. A continuous surface for the rainfall data has been cal-culated using Spline interpolation. To assess the relations between variables, a linear regression by a Pearson correlation matrix was used applying, after this evaluation, a backward stepwise multiple regression was applied, considering as dependent variables those calculated from runoff and sediment transport while the independent variables were the related to precipitation.

RESULTSTable 1 shows that almost all the hydrological variables figured out significant correlations with the total precipitation. No statistically significant relations were found between the whole of the runoff related variables and the rainfall intensity factors, whereas the hydrological response was strongly correlated with the antecedent precipitation (Table 1a). As in the rainfall-runoff respon-se, the total suspended load of the floods was correlated significantly with the total amount of precipitation and the duration of the rainfall event, while the erosivity indexes showed a much lower degree of correlation (Table 1b). No significant relations were found between the peak and the average sus-pended sediment concentration and any of the rainfall variables (Table 1b).

Table 1. Equations of the rainfall-runoff (A) and the rainfall-suspended sedi-ment transport (B) relations after the application of the backward stepwise multiple regression, together with the β coefficients.

242

1Tr= Total Runoff; Qp= Peak Discharge; Qm= Mean Discharge; Qb: Baseflow Discharge; RC = Runoff Coeffi-cient; Dur= Event Duration; Ptot= Total Rainfall; P1d= 1-day prior rainfall; P7d: 7-days prior rainfall

2TL= Total sediment load; SSCmax= Maximum Suspended Sediment Concentration; SSCmean: Mean Suspended Sediment Concentration

CONCLUSIONSPearson correlation matrix and backward stepwise multiple regression analy-sis showed that the hydrological and sedimentological response of the cat-chment is strongly related to the total amount of precipitation, the duration of the rainfall event and the rainfall of the previous days; very low correla-tion was observed between the rainfall intensity and the selected hydrolo-gical variables, indicating that rainfall per unit time has little control on the hydrosedimentary response of the catchment. Results suggest that, apart from the precipitation, factors such as the availability of fine sediment in the badlands and the temporal accumulation of sediment within the channel network influence the river’s sedimentary response.

Acknowledgements: the first author has a grant funded by the Catalan Government and the European Social Fund. Special thanks are due to the Ebro Water Authori-ties (CHE) for the collaborative support during the course of the investigations.

REFERENCES

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Gallart, F., Latron, J. y Regüés, D. (1998): Hydrological and sediment processes in the research catchments of Vallcebre (Pyrenees). En: Boardman, J. y Favis-Mortlock, D. (eds.): Modelling Erosion by Water, NATO-ASI series 1-55, Springer, Berlin, 503-511.

García-Ruiz, J.M., Arnáez, J., Beguería, S., Seeger, M., Martí-Bono, C., Regüés, D., Lana-Renault, N. y White, S. (2005): Runoff generation in an intensively disturbed, abandoned farmland catchment, Central Spanish Pyrenees. Catena 59, 79-92.

López-Tarazón, J.A., Batalla, R.J., Vericat, D. y Francke, T. (2009): Suspended sediment transport in a highly erodible catchment: The River Isábena (Southern Pyrenees). Geomorphology 109, 210-221.

Seeger, M., Errea, M.P., Beguería, S., Arnáez, J., Martí, C. y García-Ruiz, J.M. (2004): Catchment soil moisture and rainfall characteristics as deter-minant factors for discharge/suspended sediment hysteretic loops in a small headwater catchment in the Spanish Pyrenees. Journal of Hydrology 288, 299-311.

(B)

(A) Equations1 β coefficients

Tr = -1.663 + 0.002Dur + 0.065P7d Tr Qp Qm Qb RC

Qp = -6.969 + 0.725Ptot + 0.653P7d Dur 0.712 ------ ------ ------ 0.371

Qm = -2.173 + 0.235Ptot + 0.402P7d Ptot ------ 0.562 0.377 ------ ------

Qb = 0.110 + 0.288P7d P1d ------ ------ ------ ------ 0.544

RC = 3.089 + 0.005Dur + 1.865P1d P7d 0.355 0.567 0.724 0.811 ------

Equations2

β coefficients

TL SSCmax SSCmean

TL = -4381.76 + 638.25Ptot Dur ------ ------ ------

SSCmax = No regression Ptot 0.872 ------ ------

SSCmean = No regression P7d ------ ------ ------


243

ACUMULACIÓN DE SEDIMENTO EN SUSPENSIÓN EN EL CANAL DEL RÍO ISÁBENA (CUENCA DEL EBRO)

López-Tarazón, José Andrés1, Batalla, Ramon, J1,2, Vericat, Damià2,3 y Tena, Álvaro1

RESUMEN Se ha estimado la acumulación de sedimento fino y su influencia sobre el transporte de sedimento en suspensión en la cuenca del río Isábena para el período Junio 07-Junio 08. El sedimento acumulado fue de >800 t, represen-tado un 0,42% del sedimento total transportado; si extrapolamos estos datos a la longitud total del canal, estos valores se incrementarían hasta casi 11000 t (>5% del sedimento transportado). Se aprecian también 2 tendencias claras en cuanto a la acumulación, incrementándose en la dirección aguas abajo así como siempre que no se presenten caudales altos o crecidas importantes.Palabras clave: Sedimento en suspensión, transporte de sedimento, acu-mulaciones en el lecho, badlands, rio Isábena, Cuenca del Ebro.

ABSTRACTThe fine-grained sediment storage and its influence over the suspended sediment transport have been estimated for the River Isábena basin during the period June 07-June 08. The sediment stored was >800 t, representing the 0.42% of the total transported sediment; if we extrapolate this data to the total channel-length, the values would be increase up to 11,000 t (>5% of the transported sediment). Two clear trends can be observed regarding to the sediment storage: it increases in the downstream direction and when no high discharges or floods occur.

1 Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, Lleida, España, [email protected], [email protected], [email protected]. 2 Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Àrea d’Hidrologia, Solsona, España, [email protected]. 3 Institute of Geography and Earth Sciences, Aberystwyth University, Wales, UK

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Key words: Suspended sediment, sediment transport, in-channel storage, badlands, River Isábena, Ebro basin.

INTRODUCCIÓNLa acumulación de sedimento fino en el lecho de un rio puede llegar a ser una fracción importante del transporte de sedimento total de una cuenca, resultando, en algunos casos, incluso mayor que el sedimento exportado por el rio (Trimble, 1983; Phillips, 1991; Owens et al., 1997). Este hecho es aun más importante en aquellos ríos (e.g. rio Isábena) que circulan a través de materiales altamente erosionables cuya capacidad de producir sedimen-to es mucho mayor que su capacidad para transportarlo, depositando todo el excedente sedimentario a lo largo del canal principal y sus afluentes. El objetivo de este trabajo es estimar las acumulaciones de sedimento en sus-pensión en el río Isábena así como su influencia sobre la carga total sedi-mentaria transportada durante un año de estudio.

ÁREA DE ESTUDIOLa cuenca del río Isábena (445 km2) se ubica al sur del Pirineo Central (Fig. 1a). El río Isábena desemboca en el río Ésera y éste, a su vez, es el principal afluente del río Cinca (Fig. 1a). La altitud de la cuenca varía entre 650 msnm y 2720 msnm. La precipitación media anual es de 767 mm, con máximos estacionales durante la primavera y el otoño (López-Tarazón et al., 2009). Cabe destacar la presencia de una franja de margas eocenas en la zona me-dia de la cuenca, formando estructuras acarcavadas (e.g. badlands), siendo la fuente principal de sedimentos en suspensión durante los períodos de llu-vias torrenciales, pese a representar menos del 1% de la superficie total de la cuenca (Francke et al., 2008; ver la localización en la Fig. 1b).

Figura 1. (A) Localización de las cuencas de los ríos Cinca, Ésera e Isábena. (B) Mapa general de la cuenca del Isábe-na, indicando la localización de las áreas principales de badlands y con un zoom a las secciones de muestreo

(A)(B)


245

METODOLOGÍALa acumulación de sedimento se estimó siguiendo la metodología descrita por Lambert y Walling (1988). Los muestreos se realizaron en 4 secciones representativas de la zona baja del Isábena (Fig. 1b), cubriendo un tramo de 4 km. El transporte de sedimento se calculó mediante la multiplicación de los registros de caudal y concentración de sedimento en suspensión medi-dos en la estación de aforo de Capella (EA047, Fig. 1b).

RESULTADOSEl sedimento acumulado en el tramo de estudio durante el período de estu-dio fue de 878 t, representando un 0,42% del transporte de sedimento total calculado a la salida de la cuenca, que fue de 209559t (Tabla 1). Si extrapo-lamos estos valores a la totalidad de la longitud del canal del rio, el valor de la acumulación de sedimento fino se incrementaría hasta las 10975t, pasan-do a suponer un 5,24% del total transportado.

Tabla 1. Comparación entre los valores obtenidos de acumulación de sedimento y transporte de sedimento en suspensión para el período de estudio

a) Transporte de sedimento en suspensiónb) Acumulación a los 4 km de lecho muestreadosc) Relación entre el transporte de sedimento en suspension total y la acumulación en el lecho para las secciones muestreadasd) Valores obtenidos tras la extrapolación de los valores muestreados a la totalidad de la longitud del canale) Relación entre el transporte de sedimento en suspensión total y la acumulación en el lecho tras la extrapolación

Además se aprecian 2 tendencias en cuanto a la acumulación del sedimento en suspensión al lecho (Fig. 2): a) incrementa en la dirección aguas abajo; b) existe un patrón temporal dependiente de la precipitación (produciéndose acumulación en períodos de caudales bajos, y erosión y transporte durante caudales altos).

Estación

TSa Acumb Acum/TScAcum extrad Acum/TSe

(t) (t) (%) (t) (%)

Verano 07 19617 108 0,55 1350 6,88

Otoño 07 12327 113 0,92 1413 11,46

Invierno 07 10827 552 5,1 6900 63,73

Primavera 08 166788 105 0,06 1313 0,79

Total 209559 878 0,42 10975 5,24

246

Figura 2. (A) Acumulación de sedimento por unidad de longitud de lecho para cada sección de mues-treo y en dirección aguas abajo. (B) Comparación de las estimaciones de la acumulación del sedimen-

to en suspensión, los valores extrapolados y el transporte de sedimento para el año de estudio

CONCLUSIONESLa acumulación de sedimento fino en la cuenca del Isábena representa una parte importante del transporte total del sedimento en suspensión (0,4% en el caso de las secciones muestreadas, >5% si se extrapolan para todo el le-cho). Cabe destacar las 2 tendencias encontradas en cuanto a la acumulación del sedimento, incrementándose en la dirección aguas abajo y con una fuerte dependencia de la precipitación (i.e. caudales altos), incrementándose cuando ésta no aparece y, por lo tanto, solamente fluyen caudales base o bajos.

Agradecimientos: el primer autor disfruta de una beca predoctoral de la Ge-neralitat de Catalunya y del Fondo Social Europeo y el cuarto autor disfruta de una beca predoctoral financiada por el Ministerio de Educación y Ciencia (Programa FPI 2007-2011). La Confederación Hidrográfica del Ebro (CHE) ha suministrado los datos hidrológicos.

BIBLIOGRAFÍA

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Lambert, C.P. y Walling, D.E. (1988): Measurements of channel storage of suspended sediment in a gravel-bed river. Catena 15, 65-80.

López-Tarazón, J.A., Batalla, R.J., Vericat, D. y Francke, T. (2009): Suspended sediment transport in a highly erodible catchment: The River Isá-bena (Southern Pyrenees). Geomorphology 109, 210-221.

Owens, P.N., Walling, D.E., He, Q., Shanahan, J. y Foster, I.D.L. (1997): The use of caesium-137 measurements to establish a sediment budget for the Start catchment, Devon, UK. Hydrological Sciences Journal 42, 405-423.

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Trimble, S.W. (1983): A sediment budget for Croon Creek basin in the Driftless area, Wisconsin, 1853-1977. American Journal of Sciences 283, 454-474.

Walling, D.E., Owens, P.N. y Leeks, G.J.L. (1998): The role of channel and floodplain storage in the suspended sediment budget of the River Ouse, Yokshire, UK. Geomorphology 22, 225-242.


247

CONECTIVIDAD HIDROLÓGICA Y DEL SEDIMENTO EN UNA PARCELA DE CULTIVO DEL PREPIRINEO CENTRAL

López-Vicente, Manuel1,*, Gaspar, Leticia2, Quijano-Gaudes, Laura2, Machín, Javier2 y Navas, Ana2

RESUMEN En este trabajo se aplica el índice de conectividad, IC, de Borselli et al. (2008) para evaluar la influencia de un camino sobre la red de drenaje y co-nectividad del sedimento en una parcela de cultivo del Prepirineo, así como para identificar las áreas de pérdida y acumulación de suelo y aquellas esta-bles. La aplicación de este modelo ha permitido redirigir la escorrentía por el camino, evitando su entrada en el campo de cultivo. Las zonas identificadas con el índice se han validado de modo satisfactorio.Palabras clave: Conectividad hidrológica y del sedimento; erosión; acumu-lación; agrosistema; Prepirineo.

ABSTRACTIn this study we apply the index of connectivity, IC, of Borselli et al. (2008) to evaluate the effect of a trail on the flow-path and the sediment connec-tivity in a field plot of the Pre-Pyrenees. This model has allowed routing overland flow through the trail. We also have identified erosive-, deposition- and stable-prone areas. Validation of these areas has been satisfactory with directly-field observations.Key words: Hydrological and sediment connectivity; erosion; deposition; agro-system; Pre-Pyrenees.

1 Dept. of Earth & Environmental Sciences, Katholieke Universiteit Leuven, GEO-Instituut. Celestijnenlaan 200E, B-3001. Leuven-Heverlee, Bel-gium, [email protected]; [email protected]. 2 Dept. de Suelo y Agua. Estación Experimental de Aula Dei, CSIC. Zaragoza, España

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INTRODUCCIÓNLa conectividad hidrológica y del sedimento refleja las relaciones internas entre las áreas fuente de la escorrentía y del suelo erosionado y sus correspondientes áreas de acumulación o sumideros. Los modelos de exportación de las partícu-las de suelo tradicionalmente reflejan el efecto de la vegetación para atrapar estas partículas y reducir el volumen de la escorrentía. Sin embargo, en pocas ocasiones los modelos de transporte incluyen el efecto de los elementos antró-picos sobre la red de drenaje natural, y por lo tanto limitan su capacidad para identificar correctamente las áreas de pérdida y acumulación netas de suelo.En este trabajo se evalúa la influencia de un camino sobre la conectividad hidroló-gica y del sedimento en una parcela de cultivo y su área de drenaje del Prepirineo. Para ello y mediante sistemas de información geográfica (SIG) se calcula el índice de conectividad y se identifican cualitativamente las áreas de pérdida y acumula-ción netas, y las zonas estables. Las predicciones del modelo se validan mediante la identificación directa de zonas de erosión, acumulación y estabilidad.

ÁREA DE ESTUDIOLa zona de estudio es una parcela de cultivo (1.6 ha) y su área de drenaje (8.9 ha), situadas en el término municipal de Sos del Rey Católico (prov. de Zarago-za), en la vertiente solana del Prepiri-neo, y a una altitud entre los 615 y los 738 m s.n.m. (Figura 1). La parcela de estudio, y los demás campos incluidos en el área de drenaje, corresponden a cultivos de cereal de invierno en seca-no. Entre los distintos campos apare-cen franjas de vegetación discontinuas

y pequeñas zonas boscosas (quejigos, encinas, coscojas y arbustos aromáticos). Estas franjas de vegetación son de reducida extensión pero constituyen un impor-tante elemento del paisaje debido a la alta densidad que la vegetación alcanza. Al norte de la parcela de estudio y dividiendo en dos partes el área de estudio (mitad norte y mitad sur) aparece un camino no asfaltado que constituye el principal ele-mento modificador de la red de drenaje natural (Figura 1).

ÍNDICE DE CONECTIVIDADEn este trabajo utilizamos el índice de conectividad (IC; [−∞, +∞]) basado

Figura 1. Situación geográfica y mapa de usos del terreno del área de estudio


249

en datos de SIG propuesto por Borselli et al. (2008). Este índice calcula sobre cada píxel el efecto conjunto del área contributiva (Dup) y de la red de drenaje (Ddn) que una partícula erosionada recorre hasta el curso principal de agua (barranco, cárcava o río) más próximo: (1)donde el subíndice K es el número total de píxeles, (adimensional) es la influencia promedio de la vegetación y de los usos del suelo del área contributiva sobre la conectividad, (m/m) es la pendiente promedio del área contributiva, A (m2) es el área contributiva, di (m) es la distancia desde cada píxel i hasta el curso de agua más próximo, Wi es el influencia de cada píxel sobre la conectividad, y Si es la pendiente en cada píxel i.Los valores del IC positivos corresponden a áreas con pérdida de suelo neta, mien-tras que los valores negativos aparecen en las zonas con procesos de sedimenta-ción predominantes. Los valores entre -0.5 y 0.5 reflejan una situación de estabili-dad o equilibrio entre los procesos de pérdida y acumulación de suelo. El factor Wi se ha obtenido del factor C-RUSLE (Revised Universal Soil Loss Equation) calculado por López-Vicente y Navas (2009) en la Cuenca de Estaña (Prepirineo oscense), en un agrosistema con similares usos y gestión del terreno y especies vegetales.

RESULTADOS Y DISCUSIÓNTras aplicar el IC se obtuvo el mapa del flujo acumulado final (Figura 2b) en el que se muestra cómo el modelo encauza la escorrentía a través del camino, en comparación con el mapa de la escorrentía potencial (Figura 2a), e impide su entrada en la parcela de estudio, quedando ésta como una unidad aislada en su límite norte (reducción del 27% del volumen de escorrentía real frente al poten-cial). El índice de conectividad de la zona de estudio (Figura 3) presenta un valor promedio de -0.36, que aumenta progresivamente de -0.38 en la zona situada

aguas arriba del camino, a -0.10 en el camino, y presenta un valor promedio de 0.005 dentro de la parcela. Todos estos valores corresponden a una situación de equilibrio a pesar de que el modelo identifica áreas en las que los procesos de pérdida y acumulación de suelo aparecen bien diferenciados. Estas áreas con

a) b)

Figura 2. Flujo acumulado antes y después del efecto del camino sobre la escorrentía

250

procesos activos también se han identificado mediante campañas de campo tal y como aparece en las ilustraciones de la figura 3.

CONCLUSIONESLa aplicación del índice de conectividad ha permitido valorar el efecto de un camino sobre la red de drenaje y la identificación de las zonas con pérdida y acumulación netas de suelo. La inclusión de los elementos antrópicos en el estudio de la hidrología superficial y del transporte del sedimento resulta adecuado para la mejora de los modelos de predicción.

Figura 3. Índice de conectividad del área de estudio. Área de erosión (a), estabilidad (b) y se-dimentación (c) en la parcela de estudio y su localización en el mapa del IC

Agradecimientos: Este trabajo se ha financiado a través del proyecto “Ero-sión del suelo y dinámica de carbono en agroecosistemas mediterráneos: modelización radioisotópica a diferentes escalas espacio-temporales” (ME-DEROCAR, CGL2008-00831/BTE) del MICINN. M. López-Vicente agradece a la Fundación Alfonso Martín Escudero la beca posdoctoral que permite su estancia en la Katholieke Universiteit Leuven durante el año 2010.

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López-Vicente, M. y Navas, A. (2009): Predicting soil erosion with RUSLE in Mediterranean agricultural systems at catchment scale. Soil Science 174(5), 272–282.

b) c)

a)


251

SEGUIMIENTO DEL TRANPORTE DE SEDIMENTOS EN UN CANAL EFÍMERO DE FONDO ARENOSO.

LA ESTACIÓN EXPERIMENTAL DE LA BARRANCA DE LOS PINOS

Lucía, Ana1, Martín-Duque, José Francisco1 y Laronne, Jonathan B.2

RESUMEN La mayoría de los estudios experimentales en canales naturales no cuentan con datos sobre la carga de fondo. Este trabajo muestra los primeros resul-tados de una estación experimental recién instalada en una pequeña cuenca acarcavada del centro peninsular. Su canal es arenoso y en el se producen flujos efímeros con un escaso tiempo de concentración. Se ha instalado equipamiento para medir automáticamente el caudal y la producción de se-dimentos en suspensión y carga de fondo.Palabras clave: Transporte de sedimento, carga de fondo, arenas, Segovia (España)

ABSTRACTGeomorphic monitoring of natural channels rarely includes bedload data. This study presents initial results derived from a recently-installed experimental station in a gullied catchment located in the centre of Iberian Peninsula. Its channel has an alluvial sandy bed in which ephemeral flows with short con-centration time occur. The equipment at the station has been deployed for automatic monitoring of water discharge and sediment yield (bedload and suspended sediment). Key words: Sediment transport, bedload, sand, Segovia (Spain)

1 Departamento de Geodinámica, Universidad Complutense de Madrid, Madrid, España, [email protected] ; [email protected] 2 Department of Geography & Environmental Development, Ben Gurion University of the Negev, Beer Sheeva, Israel, [email protected]

252

INTRODUCCIÓNLos métodos experimentales para medir la carga de fondo se han desarrollado mayoritariamente en laboratorio. El seguimiento de la carga de fondo en cana-les naturales requiere de técnicas muy costosas, y un gran esfuerzo y tiempo dedicados a la obtención de datos (Batalla, 2007). Por ello, no es común que exista información sobre producción de sedimentos en cauces naturales que in-tegre la carga de fondo y la carga en suspensión (con excepciones como Batalla et al., (2005); Alexandrov et al., (2009) y Turowski et a.,l (2009)). Los estudios en los que la carga de fondo arenosa ha sido monitorizada en campo son escasos. Los métodos utilizados son los muestreadores Helley-Smith (Batalla, 1997) o de tipo cajón con ranura y automáticos (Kuhnle, 1991). En ambos estudios, el material del lecho tiene una distribución del tamaño de grano bimodal de grava y arena.En este trabajo se muestra el inicio del seguimiento de la producción de sedimentos en un canal efímero de fondo arenoso, tanto en carga de fondo como de suspensión. La zona de estudio está constituida por un conjunto de cárcavas desarro-lladas las laderas arenosas de mesas y cuestas de sedimentos del Cretáci-co Superior en el centro peninsular (Lucía et al., 2008). Para el estudio del transporte de sedimentos en el canal, se ha elegido una cuenca represen-tativa del conjunto, la Barranca de los Pinos, con un área de 1,26 ha. En el tramo estudiado, el canal tiene una pendiente longitudinal de 0,03, el tiempo de concentración es de 4,81 minutos y el tamaño medio de grano es arena media (D50 = 0,25 mm).

MÉTODOSEn la salida de la Barranca de los Pinos se han instalado diversos dispositivos para realizar un seguimiento de la actividad fluvial en el canal (Figura 1).La carga de fondo se monitoriza de manera continua y automática por dos muestreadores independientes de ranura (Reid et al., 1980). Las ranuras están situadas a una distancia de 1/3 y 2/3 de las orillas del canal. La an-chura de ambas es adaptable y puede variar de 0 a 16 mm; con la máxima apertura, representan el 26% de la anchura del canal, más que en cualquier otro sitio donde han sido implementados. Los detalles del funcionamiento del muestreador de carga de fondo tipo Reid pueden consultarse en (Laron-ne et al., 2003). Otras características específicas de los dos muestreadores de la Barranca de los Pinos son las siguientes: El volumen de cada trampa es de 0,225 m3. Esta dimensión se calculó ha-


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ciendo una estimación a partir de los datos obtenidos en otras dos trampas de sedimento totalizadoras (Lucía et al., 2008). Dado este volumen, la preci-sión de los muestreadores se estima en 0,3 kg (Laronne et al., 2003).La longitud de las ranuras es de 65 cm. El 90% de la distribución del tamaño de grano del material es arena, y mayoritariamente se transporta en salta-ción. La longitud del salto de las arenas se estimó mediante la expresión λb/D= 3D* 0,6 T0,9 (λb/D, longitud de salto adimensional; D*, diámetro adi-mensional y T parámetro de condiciones de transporte; en Van Rijn (1984) y se aplicó un amplio factor de seguridad. El caudal se mide mediante un aforador tipo Parshall instalado aguas abajo del muestreador de carga de fondo. La medición se realiza mediante un sen-sor de presión instalado en un pocillo tranquilizador.En un lateral del aforador se han instalado seis muestreadores de sifón, que recogen muestras a distintas alturas durante la subida de la lámina de agua. De las muestras se analizan el material en suspensión.

Figura 1. Equipamiento instalado en la cuenca experimental de la Barranca de los Pinos

RESULTADOS Y OBSERVACIONESEl primer evento que produjo escorrentía y transporte de sedimentos ocurrió el 1 de octubre de 2009 (Fig. 2). Aunque el flujo de carga de fondo es pe-queño, los valores registrados, entre 0,2 y 0,5 kg/sm, pueden considerarse altos en relación a la poca altura de lámina de agua (circunstancia que a su vez impidió el registro de carga en suspensión).

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Figura 2. Registro de la primera avenida en la Barraca de los Pinos

En el inicio de la avenida, el flujo de carga de fondo se produce con muy poca altura de lámina de agua (<1cm) aumentando con la subida del nivel del agua e interrumpiéndose cuando éste alcanza una altura de 2,5 cm. No hay transporte de carga de fondo durante 22 minutos, a pesar de que la altura de agua llega hasta 3,5 cm; a partir de este momento el flujo de la carga de fondo varía en un patrón de pulsos, terminando en el minuto 62, cuando la lámina de agua es menor de 2 cm.Estas observaciones indican que el movimiento de la arena como carga de fondo no sólo sucede en pulsos, como en los ríos de gravas (Hoey, 1991), sino que tam-bién el inicio y el fin del movimiento de la carga de fondo no coinciden, al igual que en canales homólogos de materiales más gruesos (Reid y Frostick, 1984).

Agradecimientos: La elaboración de este trabajo se enmarca en el proyecto de investigación CGL2006-07207 del Ministerio de Ciencia e Innovación.

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ESCORRENTÍA Y PRODUCCIÓN DE SEDIMENTO EN UNA PEQUEÑA CUENCA MEDITERRÁNEA (2005-2009)

Miguel, Alex1, Outeiro, Luís1, Farguell, Joaquim1 y Úbeda, Xavier1

RESUMEN A través de un registro de datos de cuatro años hidrológicos (de 2005-2006 a 2008-2009) se ha analizado la dinámica hidrológica y de transporte de se-dimento de una pequeña cuenca mediterránea. Los diferentes usos del suelo de la cuenca han sido considerados en este análisis así como las repercusio-nes de estos usos en la producción y el transporte de sedimento. Palabras clave: Transporte de sedimentos, escorrentía, usos del suelo, agricultura, bosque, pequeña cuenca

ABSTRACTSediment transport and runoff has been analysed using a 4-years data se-ries (2005-2006 to 2008-2009) obtained in a small Mediterranean basin. This study considers the different land uses in the basin and the control in the sediment production and sediment transport.Key words: Sediment transport, runoff, land uses, agriculture, forest, small basin

1GRAM (Grup de Recerca Ambiental Mediterrània). Departament de Geografia Física i AGR, Universitat de Barcelona, Barcelona, [email protected]

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INTRODUCCIÓNEl estudio de pequeñas cuencas, tanto a nivel hidrológico como hidro-geomor-fológico (transporte de sólidos en suspensión y en disolución), permite una mayor y más detallada comprensión de los procesos que intervienen en la producción de escorrentía y sedimentos en el medio Mediterráneo. Tene-mos referencias de muchos autores que han trabajado desde hace tiempo con esta línea de investigación. Cabe citar los trabajos de García Ruiz et al., (1995) en el Pirineo Central, Soler et al., (2008) en el alto Llobregat, Mateos y Schnabel (2000) en Extremadura, o Estrany et al., (2009) en la isla de Ma-llorca con el objetivo de analizar la producción de sedimento en una cuenca eminentemente agrícola.

ÁREA DE ESTUDIOEl área de estudio se sitúa en el macizo de les Gavarres. Se trata de una cuenca de 2,57 km2 denominada Riera de Vernegà, en la cuenca del Ter. La Riera de Vernegà presenta un flujo de carácter estacional e intermitente, condicionado por el substrato y la variabilidad pluviométrica. Esta cuenca está regida por un clima mediterráneo subhúmedo, con una media de 680 mm de precipitación total anual. La secuencia de precipitación estacional del periodo 1982 -2009 es la siguiente: invierno 33,9%, otoño 24,7%, prima-vera 24,4% y verano 17,1%, remarcar el carácter torrencial de las precipita-ciones en los meses de otoño y primavera, donde se registran las mayores intensidades de lluvia, así como un marcado déficit hídrico de los meses de verano. La litología consiste principalmente en granitos, con presencia de rocas metamórficas en las partes altas de la cuenca y depósitos aluviales de carácter arenoso en la llanura aluvial. Predominan las áreas boscosas (1,60 km2), principalmente comunidades de Quercus suber y Pinus Pinaster con sotobosque compuesto por Arbutus unedo y Erica arborea. Periódicamente se realizan desbrozamientos y talas a fin de favorecer el crecimiento del al-cornoque y disminuir el riesgo de incendio forestal. Los 0,97 km2 restantes son de carácter agrícola, sembrados de cereales. MATERIAL Y METODOSEl estudio se basa en el control pluviométrico, hidrológico y de transporte de sedimento de la cuenca. Contamos con un pluviómetro totalizador desde 1982, y una estación meteorológica completa desde 1993, también desde 2005 te-nemos datos de interceptación. Para mayor comprensión de los procesos que se llevan a cabo en la cuenca, se ha dividido ésta en dos subcuencas:


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Cuenca Forestal: Denominada “Bosc”, con una superficie de 1,6 km2, y una al-titud que va desde 440 hasta 190 ms.n.m. Dispone de una estación de aforos de sección combinada rectangular y en forma de V de 45º de vertedero. Cuenca mixta forestal y agrícola: Denominada “Campàs”, con una superficie de 2,57 km2 de los cuales el 10% son agrícolas, y una altitud entre 440 y 150 ms.n.m. Dispone de una sección combinada con vertederos rectangular y triangular. Para la medición del caudal ambas estaciones disponen de un limnígrafo tipo OTT y de un sensor de presión Diver que registra datos cada 10 minutos. Las muestras de agua y sedimento se toman automáticamente con un ISCO 3700 en momentos de crecida y manualmente durante en cau-dales base cada semana.

RESULTADOSLos datos analizados en éste trabajo tienen una continuidad de cuatro años hidrológicos. A partir de ésta serie de datos se describen los patrones de comportamiento hidrogeomorfológico de la cuenca de Vernegà. Pluviometría La media de precipitación en la cuenca es de 689 mm·año-1 dato elabora-do a partir de un registro de casi 30 años de datos. La intensidad máxima registrada fue el 18 de Octubre de 2005 con un pico de 55,5 mm·h-1. No se han registrado valores de precipitación total anual superiores a la media de la cuenca durante estos cuatro años. Escorrentía En los cuatro años hidrológicos estudiados la escorrentía superficial se con-centra entre los meses de octubre y junio. El 20% de la escorrentía media anual se concentra en el mes de octubre asociada a lluvias de carácter to-rrencial. Abril registra el 25% de la escorrentía superficial media anual del periodo de estudio. El resto se distribuye entre un 1% en noviembre, 2% diciembre, 10% en enero, 11% febrero, 4% marzo, 20% mayo y 4% junio. El coeficiente de escorrentía medio de estos cuatro años es relativamente bajo, de 9,75% en Bosc y de 9,85% en Campàs, con un máximo de 34,6% en Bosc y 32,5% en Campàs, registrados en el año hidrológico 2005-06 y un mínimo de 0,38% en Bosc y 0,49% en Campàs, en el año 2007-08. Estos valores tan dispares quedan plasmados en el coeficiente de variación de am-bas estaciones: 58,7% en Bosc y 72,9% en Campàs. El carácter efímero de la escorrentía superficial está íntimamente ligado con episodios de crecida; de hecho, el 70% de la escorrentía registrada en la estación de Bosc perte-nece a crecidas, mientras que en Campas este porcentaje baja al 61%.

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Transporte de sedimento Las concentraciones de sedimento en suspensión son, en general, bajas. Se ha registrado un promedio de 0,05 g/l anual en la estación de Bosc y 0,04 g/l en la de Campàs. En cuanto a la carga en disolución el promedio de es-tos cuatro años es de 0,16 g/l en Bosc y 0,19 g/l en Campàs. La exportación total en estos 4 años hidrológicos ha sido de 18,13 t/km2 en Bosc y 24,53 t/km2 en Campàs, con una media anual de 4,53 t/km2 en Bosc y 6,13 t/km2 en Campàs. La exportación en la cuenca de Bosc, de carácter forestal es menor a la exportación de Campas, de carácter agrícola.

CONCLUSIONESPodemos observar diferencias entre el comportamiento de la escorrentía y el transporte de sedimento dependiendo del uso del suelo. La parte de la cuenca con usos principalmente agrícolas registra valores relativos de es-correntía sensiblemente superior que en la parte de la cuenca forestal, un 23,58% más. Podemos atribuir parte de este fenómeno al hecho que, en la zona forestal de la cuenca se intercepta, por parte de la vegetación, un 10,3% de la precipitación anual. La cantidad de sedimento transportado en la cuenca agrícola es claramente superior al transportado por la cuenca fo-restal. Los valores máximos de transportes se registran en los episodios de octubre, donde coincide por un lado, que los campos están labrados y por otro, la ocurrencia de episodios de lluvias más intensas.

Agradecimientos: Este trabajo no hubiese sido posible sin la financiación de las acciones complementarias : CGL2006-27869-E/HID, CGL2007-31019-E/HID, CGL2008-04178-E/HID y el proyecto: Dynamique des paysages, éro-sion et développement durable dans les montagnes méditerranéennes.

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UNA METODOLOGÍA DE EVALUACIÓN HIDROGEOMORFO-LÓGICA DE SISTEMAS FLUVIALES: EL ÍNDICE IHG

Ollero, Alfredo1, Gonzalo, Laura E.1,2, Ibisate, Askoa3, Ballarín, Daniel4, Díaz, Elena3, Horacio, Jesús1,5, Mora, Daniel4, Sánchez, Miguel1

RESUMEN El índice IHG es una herramienta geomorfológica de valoración fluvial. Evalúa la calidad funcional del sistema, la calidad del cauce y la calidad de las riberas me-diante la observación y el análisis de impactos sobre nueve parámetros hidro-geomorfológicos. En su aplicación se está mostrando muy útil para determinar el estado ecológico y para la restauración fluvial.Palabras clave: sistemas fluviales, hidrología, geomorfología fluvial, indicado-res hidromorfológicos, evaluación fluvial

ABSTRACTThe IHG index is a methodology for the hydromorphological assessment of flu-vial systems. This geomorphological tool assess the functional, channel and ripa-rian quality of rivers and streams, through survey and impact analysis, working on nine hydrogeomorphological parameters. The systematic implementations of the IHG have ratified its efficiency. IHG is useful to determine ecological status and river restoration targets.Key words: fluvial systems, hydrology, fluvial geomorphology, hydromorpholo-gical indicators, river assessment

1 Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza, [email protected]. 2 Dpt. de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida. 3 Geografia, Historiaurrea eta Arkeologia Saila, Euskal Herriko Unibertsitatea, [email protected]. 4 Medio Ambiente, Territorio y Geografía (Mastergeo, S.L.), [email protected]. 5 Dpto. de Xeografía, Universidade de Santiago de Compostela, [email protected]

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INTRODUCCIÓNEl índice IHG (Ollero et al., 2007) es una herramienta de evaluación hidrogeomor-fológica de sistemas fluviales. Esta valoración es exigencia administrativa en aplicación de la Directiva Marco del Agua (2000/60/CE), pero se trata sobre todo de una necesidad urgente, por el grave estado de deterioro en el que se encuentran estos ecosistemas y por la mínima importancia que suele otorgarse a las formas y procesos geomorfológicos fluviales en la gestión ambiental y en la evaluación de impactos. El IHG ha sido diseñado desde la geomorfología, existiendo otras propuestas desde la ecología y la ingeniería (Munné et al., 1998, 2006, Pardo et al., 2002, González del Tánago et al., 2006, etc.). El IHG también se utiliza principalmente por ecólogos e ingenieros en consultorías, administración (Confederación Hidro-gráfica del Ebro, Agència Catalana de l’Aigua) y trabajos académicos (Muñoz, 2010). Se presenta aquí una versión actualizada del índice, cuya metodología ha sido renovada en su aplicación a la cuenca del Ebro (Ollero et al., 2009).Como principio básico del IHG, la dinámica hidrogeomorfológica es clave en el fun-cionamiento y en el valor ecológico, paisajístico y ambiental de los sistemas fluviales. Un río sin presiones-impactos está en dinámica natural y condiciones de referencia, y su estado ecológico es óptimo. Cada presión e impacto, directa sobre el cauce, in-directa sobre la cuenca o diferida en el tiempo, cuenta con una respuesta en el fun-cionamiento hidrogeomorfológico y en las formas y procesos de cauce y riberas.Fijada la escala de trabajo y con base en una tramificación coherente, el IHG debe ser aplicado por expertos en dinámica fluvial, ya que la evaluación hidro-geomorfológica es muy compleja. Hay que distinguir entre procesos de dinámi-ca natural y ajustes ante perturbaciones. Indicadores como la vegetación en el cauce, positiva en muchos índices de valoración, pueden ser síntoma de antropi-zación y desnaturalización del sistema. En el diseño del índice se analizó en qué medida cada impacto altera los valores hidrogeomorfológicos y se consensuó una puntuación (Fig. 1).

METODOLOGÍA DE APLICACIÓNEl índice se estructura en nueve parámetros de evaluación: 1) calidad funcional del sistema fluvial, incluyendo a) naturalidad del régimen de caudal, b) disponi-bilidad y movilidad de sedimentos y c) funcionalidad de la llanura de inundación; 2) calidad del cauce, incluyendo a) naturalidad del trazado y de la morfología en planta, b) continuidad y naturalidad del lecho y de los procesos longitudinales y verticales y c) naturalidad de las márgenes y de la movilidad lateral; y 3) calidad de las riberas, incluyendo a) continuidad longitudinal, b) anchura y c) estruc-


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Figura 1. Ficha de evaluación del índice IHG

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tura, naturalidad y conectividad transversal. El proceso de evaluación requiere fotografías aéreas recientes y antiguas, documentación de toda la cuenca y cartografías de detalle. Debe ser completado en campo con observación de in-dicadores y localización de impactos. Cada parámetro se puntúa de 0 a 10. Tras sumarlos, se considera calidad hidrogeomorfológica muy buena entre 75 y 90 puntos, calidad buena de 60 a 74 puntos, moderada de 42 a 59 puntos, de 21 a 41 puntos deficiente y de 0 a 20 puntos muy mala.

DISCUSIÓNLas aplicaciones realizadas en la cuenca del Ebro, río Bullaque, ramblas de Ara-gón, ríos de Galicia, etc. (Acín et al., 2009; Díaz e Ibisate, 2009; Gimeno, 2009; Gonzalo, 2009) han mostrado la eficiencia del índice y su facilidad de resolución para cualquier tipo de sistema fluvial. La principal dificultad de aplicación deriva de la falta de información en pequeños cursos, en los que hay que obtener to-dos los valores en campo. También es complejo, e imprescindible para puntuar algunos parámetros, determinar las condiciones de referencia. Puede tomarse la fotografía aérea pasada de espacio fluvial más ancho, o bien analizar el potencial ambiental del tramo estimando cuál pudo ser su situación prístina. La evaluación requiere un seguimiento, ya que cualquier nuevo impacto en el tramo modifica-rá los valores del índice. El IHG se ha mostrado útil para comparar situaciones actuales con otras del pasado. También sirve para pronosticar deterioros de calidad en el futuro si se ejecutan proyectos concretos, o para evaluar posibles mejoras en planes de restauración.

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LA RESPUESTA HIDROLÓGICA DE UNA CUENCA TORRENCIAL: LA CUENCA DEL RÍO DARÓ (GIRONA)

Pacheco, Edinson1, Farguell, Joaquim1,2 y Úbeda, Xavier1

RESUMEN La Agència Catalana de l’Aigua registra los datos de intensidad de precipi-tación, nivel del río y caudal en dos estaciones (La Bisbal y Serra de Daró) de la cuenca del Daró, Girona. Este estudio muestra los dos extremos de la hidrología torrencial mediterránea, describiendo el máximo y los míni-mos hallados durante el periodo de estudio, que se comprende entre 2006 y 2009. Estos estudios son de gran importancia para la prevención de las inundaciones en zonas costeras, altamente transformadas con finalidades turísticas, y la influencia que los cambios en los usos del suelo ejercen sobre la dinámica hidrológica torrencial mediterránea. Palabras clave: Daró, precipitación, torrencialidad, crecidas, ACA.

ABSTRACTCatalan Water Authorities (ACA) registers the values of precipitation intensi-ty, water level and discharge at two stations of the Daró basin (Girona pro-vince). The aim of this study is to show the extreme variability of hydrologi-cal values in this coastal mediterranean environment during 200 and 2009. These areas are highly urbanised in the coast line due to touristic activites, and it is needed to underline the importance of these studies on flooding coastal touristic sites. Key words: Daró, precipitation intensity, torrentiallity, floods, ACA

1 GRAM. Grup de Recerca Ambiental Mediterrània. Departament Geografia Física i AGR, Universidad de Barcelona, Barcelona, [email protected], 2 Agència Catalana de l’Aigua, Barcelona

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INTRODUCCIÓNLa Agencia Catalana del Agua (ACA), organismo encargado de la medida y gestión del agua en las Cuencas Internas de Catalunya, posee registros de datos hidrológicos en cuencas torrenciales como el Daró debido a la peligro-sidad que representan para las zonas costeras, altamente urbanizadas con finalidades turísticas. El estudio aquí presentado revisa datos durante el pe-riodo 2006 al 2009 haciendo referencia a los episodios de de crecida regis-trados con el objetivo de estudiar la frecuencia y magnitud de los episodios de crecida en cuencas torrenciales, para caracterizar la dinámica hidrológica de estas cuencas. En estudios posteriores, fuera del alcance del presente, se pretende evaluar la influencia de los cambios de los usos del suelo en la dinámica hidrológica de esta tipología de ríos.

METODOLOGÍAPara la revisión de los valores se utilizaron los datos en bruto ofrecidos por la ACA en intervalos de 5 minutos y posteriormente revisados y pasados a periodos horarios durante los años 2006 y 2009 de nivel, caudal y de pre-cipitación. Una vez representada las serie, se determinaron los eventos de mayor relevancia. Para el caso de los registros de pluviometría en intervalos horarios se ha utilizado los datos de consulta virtual de Meteocat en las dos estaciones de la cuenca del Daró.Para comparar datos oficiales con medidas directas de campo se están rea-lizando aforos de medición de caudal mediante el uso de un molinete y la medición del área en el punto donde se encuentra la estación La Bisbal d’Empordà; resultados que se contrastan con los datos ofrecidos por la ACA en su web (Tabla 1).

ÁREA DE ESTUDIOLa Cuenca del Daró se encuentra en la vertiente norte del macizo de las Gavarres con una superficie de 319 km², atravesando la planicie del Baix Empordà hasta la desembocadura en la playa de Pals. La longitud del rio es de unos 20 km, i descendiendo de los 400 m.s.n.m. iniciales a la cota 0. La cuenca discurre por materiales metamórficos de pizarras y esquistos en la cabecera, y al llegar a la planicie, circula por materiales cuaternarios. Los usos del suelo son diversos, siendo forestales en la parte alta de la cuenca y básicamente agrícolas en la parte llana, siendo cultivos de alta productivi-dad (maíz, manzanos) los situados aguas debajo de Serra de Daró, regados por las aguas canalizadas del río Ter (Serra, 2006). Los puntos donde se en-


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cuentran las estaciones de aforo se localizan en los municipios de la Bisbal d’Empordà, después de las zonas más torrenciales y con mayor pendiente del río, y de Serra del Daró, que se encuentra en el Baix Empordà.

RESULTADOSUna vez revisados los datos podemos observar de forma más clara las ocu-rrencias referentes a las crecidas producto de un evento de precipitación. Para el año 2005 el día 13 de Octubre, se registra la mayor crecida del pe-riodo de estudio donde el nivel del río registró 4,75 m de altura (Fig. 1). Esta crecida provocó inundaciones en las localidades de La Bisbal, y en las zonas agrícolas aguas debajo de Serra de Daró, provocando daños materiales y pérdidas económicas. En el lado opuesto, destacan los años 2007 y 2008, inmersos en un periodo de sequía, se registran los valores de precipitación más bajos de todo el periodo y por consiguiente el nivel del río excepcional-mente llega a superar un metro de altura.

Figura 1. Crecida año 2005 13 de Octubre

Una de las dificultades añadidas de este estudio es disponer de una buena rela-ción entre altura y caudal, ya que los datos torrenciales dificultan las medidas de caudal “in situ” dada su baja frecuencia y alta magnitud y dichas relaciones son difícilmente fiables en su totalidad. Debido a esta problemática, se han realizado aforos puntuales en la estación la Bisbal d’Empordà, mediante el uso de un mo-linete hidráulico, para contrastar la curva actual. De momento los aforos se han realizado en dos días diferentes: El primero se realizó el día 14 de Abril de 2010 y el segundo el 15 de Mayo de 2010 (Tabla 1).

Tabla 1. Caudal del aforamiento en campo y datos diarios en el ACA

Fecha Caudal Aforo m³/s Caudal ACA m³/s Nivel del río

4/14/2010 0,05 0,21 0,19

5/15/2010 4,42 3,65 0,33

266

CONCLUSIONESLos datos emitidos por la ACA cumplen su función de transmitir información en forma constante y abierta al usuario interesado. Es un gran esfuerzo que cabe anotarse debido a la facilidad que se tiene de acceso a los datos y la decidida apuesta por ofrecer dichos datos en muchos casos hasta en tiempo real.Los datos mostrados indican una alta variabilidad en el caudal circulante por la cuenca de estudio entre los distintos años de estudio, mostrando la varia-bilidad climática mediterránea.El resultado de los datos obtenidos una vez realizado los aforos en campo, no coincide de forma directa con los consultados en la ACA. Una aproxima-ción a dicha condición podría referirse a que el sistema de medida de nivel que dispone la estación La Bisbal d’Empordá desestima la medida de cauda-les bajos pero mejora en precisión durante los periodos de crecida.

BIBLIOGRAFÍA

Serra, Pere (2006): Localització dels conreus irrigats de la plana de l’Alt i el Baix Empordà a través de l’anàlisi geohistòrica i de la teledetecció. Universidad Autónoma de Barcelona. Doc. anál. Geogr. 48,. Spain.


267

COMPARISON OF A NEW, FIBER-OPTICAL SENSOR WITH A CLASSICAL TURBIDITY SENSOR

Prats, S.A.1; Bilro, L.2, Lemos Pinto, J.2, Nogueira, R.N.3 and Keizer, J.J.1

ABSTRACTThis work compares the performances of a newly-developed, fiber-optical sensor (POST) and a well-established turbidity sensor (OBS-3+). Testing involved: artificial samples (ash, clay, flour) and runoff samples from a bur-nt area. The first test revealed that the OBS-3+ performed less well than the POST in the presence of ashes. Also, the relation turbidity-suspended sediment concentration is less complex in the case of the POST than the OBS-3+. The second test revealed a strong relation between the turbidity values of the POST and OBS-3+ but, at the same time, a somewhat better correlation with the suspended sediment concentrations in the former than latter case.Key words: turbidity, fiber optics, ashes.

INTRODUCTIONWildfires can produce strong hydrological and soil erosion responses, es-pecially during the early stages of the so-called “window-of-disturbance” (Shakesby and Doerr 2006). Nonetheless, these wildfire effects were, ac-cording to these same authors, better studied with respect to overland and stream flow than to soil erosion. This discrepancy can be attributed to the greater ease with which water fluxes could be recorded in a continuous

1 Centro de Estudos do Ambiente e do Mar (CESAM), Dept. de Ambiente, Universidade de Aveiro, Aveiro, Portugal, [email protected], [email protected]. 2 Institute of Nanostructures, Nanomodelling and Nanofabrication (I3N) and Department of Physics, Universidade de Aveiro, Aveiro, Portu-gal, [email protected], [email protected] Instituto de Telecomunicações (IT), Aveiro, Portugal, [email protected].

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manner than the associated sediment fluxes. Arguably, this has now greatly changed with the advent of turbidity sensors like the “OBS-3+ Suspended Solids and Turbidity Monitor” (Campbell Scientific, 2010). Even so, the ele-vated costs of these sensors (and the associated data storage systems) are often a constraining factor.The cost factor is certainly a major obstacle in the case of the EROSFIRE-II study area in Gois, central Portugal, where erosion processes are being studied at multiple spatial scales and locations but where only one gauging station could be equipped with an OBS-3+ sensor. Therefore, members of three research centers at the University of Aveiro joined efforts to develop and test a proto-type for a low-cost turbidity sensor based on fiber optics. Initial test results with different types of materials over a wide range of concentrations were satisfactory. Therefore, the present work steps up to a comparative study of the POST with the OBS-3+ sensor, by comparing labo-ratory measurements for artificial as well as real runoff samples.

MATERIALS AND METHODSThe newly-developed “Plastic Optic Sensor for Turbidity” (POST) is com-posed of: (i) a LED connected to an emitter optical fiber; (ii) two receiver fibers, placed at angles of 90º (scattered light) and 180º (direct light), that are connected to two photo-detectors. Further details of the POST are given in Prats et al. (2009).Three types of materials with contrasting reflectivity characteristics were selected for creating artificial samples: black ashes, red clay and white flour. The ashes were collected from the soil surface in the Gois study area of the EROSFIRE-II project, whereas the clay and flour were purchased commer-cially. A wide range of concentrations was tested, ranging from 0.025 to 50 g/l (except in the case of the POST tests with clay, when only concentrations up to 10 g/l could be tested). For the testing with real runoff samples, 29 samples were used that had been collected at erosion plots as part of the weekly monitoring program of Gois study area. The sediment concentration of these samples was determi-ned using the classical evaporation protocol (APHA 1998).

RESULTS AND DISCUSSIONThe results obtained for the artificial samples are shown in figure 1 and are also resumed in table 1. For all three materials, the OBS-3+ sensor reveal its typical response pattern (Downing, 2006). It comprises three regions (A,


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B, C; Fig. 1) with different absorbance-concentration relationships: (i) the A-region of increasing NTU with increasing concentrations of up to around 10 g/l; (ii) the transitional B-region with concentrations roughly between 10 and 15 g/l; (iii) the C-region of decreasing NTU with increasing concentrations of more than 15 g/l. Worth noting is that the OBS-3+ provides a poor signal in the case of the ashes, which can be explained by the ashes’ elevated absor-bance of light.

Figure 1. Results from an OBS-3+ sensor (left: in NTU) and the POST (right: direct-light loss of in V) for artificial samples of suspended clay, flour and ashes

The results obtained with the real runoff samples reveal a strong linear rela-tion between the NTU values of the OBS-3+ and the direct-light loss values of the POST (Pearson coefficient 0.94; n=29). The POST values, however, are somewhat better correlated with the measured sediment concentrations than the OBS-3+ values. The corresponding Pearson coefficients are 0.65 and 0.44, respectively (table 1). It must be noted, though, that the range of real sediment concentrations goes from 0.1 to 1.7 g/l and thus is subs-tantially smaller than the range tested with the artificial samples (0 to 10 g/l). A further factor that can be involved in the lower Pearson coefficients for the real than the artificial samples relates to the heterogeneity of the suspended particles. The real runoff samples are clearly less homogeneous than the clay and flour samples in particular. The standard deviation of 3 replicate samples with average concentrations of 0.7 to 1.0 g/l amounted to 0.28 g/l in the case of the real runoff samples as opposed to less 0.01 or less g/l in the case of the clay and flour samples. The OBS-3+ appears to be more sensitive to sample heterogeneity than the POST. This is not only suggested by the Pearson coefficients for the real runoff samples but also by the coefficients for the ash samples. Namely, the standard deviation of the 3 replicate ash samples (0.26 g/l) was also much higher than those of the clay and flour samples.

270

Table 1. Comparison of OBS-3+ and POST-sensor performance

CONCLUSIONS

Plastic optical fibers were used to develop a new turbidity sensor (POST), whose performance was extensively tested using artificial samples of di-fferent materials as well as real runoff samples from a recently burnt area. These test results were promising in the sense that:(a) POST light loss was monotonically related with the sediment concentra-tion of suspended clay, flour and ash particles over wide ranges of concen-trations; (b) POST values for runoff samples were strongly correlated with the turbi-dity values obtained with a widely-used backscatter sensor (OBS-3+).

Acknowledgements: This work was supported by PhD grants 28607/2006 and 33392/2008 of the Portuguese Foundation for Science and Technology (FCT), and by the EROSFIRE-II project (PTDC/AGR-CFL/70968/2006), funded by the FCT with co-funding by FEDER through the POCI2010 Programme.

REFERENCES

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Campbell Scientific, Inc. (2010): OBS-3+ Suspended Solids and Turbidity Monitor. In: www.campbellsci.ca/Catalogue/OBS3PLUS_Man.pdf

Downing J. (2006): Twenty-five years with OBS sensors: The good, the bad, and the ugly. Continental Shelf Research 26, 2299–2318.

Prats, S.A., Bilro, L., Pinto, J.L., Nogueira, R.N., Keizer, J.J. (2009): Development of a POF based sensor for measuring water turbidity in recently burnt forest fires. Proc. 18th Int. Conf. on Plastic Optical Fibers. Sydney, 2009.

Shakesby R.A. & Doerr S.H. (2006): Wildfire as a hydrological and geo-morphological agent. Earth-Science Reviews 74, 269–307.

Sample material Concentration range (g/l)

OBS-3+POST-sensor

(A region)

Pearson coeff. number of samples Pearson coeff. number of

samples

clay 0-10 0.97 8 0.93 13

flour 0-10 0.99 10 0.97 14

ashes 0-10 0.60 8 0.94 14

runoff samples 0-1.7 0.44 29 0.65 29


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TRÁNSITO DE SEDIMENTOS A TRAVÉS DE LOS EMBALSES DEL RÍO SEGRE DURANTE LA CRECIDA DE LA PRIMAVERA DE 2008

Ruiz-Bellet, Josep Lluís1, Balasch, J. Carles1, Batalla, Ramon J.1,2

RESUMEN Durante la crecida del río Segre de la primavera de 2008, se ha estimado una retención de como mínimo dos tercios de la carga transportada en sus-pensión causada por el sistema de embalses de Oliana y Rialb.Palabras clave: Cuenca del Segre, crecida, sedimento en suspensión

ABSTRACTDuring the Segre river’s flood of spring 2008, a siltation caused by the Ol-iana-Rialb reservoir system of at least two thirds of the suspension load has been observed.Key words: Segre River basin, flood, suspended load

INTRODUCCIÓNLas crecidas fluviales son el mecanismo principal de transporte de los mate-riales erosionados en las cuencas de drenaje. A pesar de su importante pa-pel geomórfico, las masas de sedimentos transportados durante las crecidas son aún poco conocidas por la dificultad que entraña su medición y la baja frecuencia de dichos eventos (Beven y Carling, 1989). Este desconocimiento se agrava en el caso de los ríos con regulación, donde la cuenca presenta

1 Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida. 2 Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Solsona; [email protected]; [email protected]; [email protected]

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dinámicas sedimentarias muy diferentes aguas arriba y abajo de los siste-mas de embalse. Los balances de sedimentos transportados en las crecidas son una herramienta de inestimable interés tanto para el correcto diseño de las estructuras y capacidades de embalse, como para su aplicación a la res-tauración de medios fluviales regulados donde se ha interrumpido el tránsito sedimentario (Vericat y Batalla, 2007). En este trabajo se presentan los resultados obtenidos en la crecida del río Segre (cuenca del Ebro) entre los días 24 de mayo y 3 de junio de 2008, y du-rante la cual se midió la evolución de los caudales y de la carga sedimentaria transportada en suspensión en diversos puntos de la red de drenaje, entre Puigcerdà y Lleida. El objetivo principal del trabajo es describir la evolución de la crecida a lo largo de la cuenca y estimar la interferencia que el sistema de embalses realiza al paso de los flujos hidrológico y sedimentario.

ÁREA DE ESTUDIOEl río Segre es el mayor tributario pirenaico del valle del Ebro. El área de su cuenca hasta la ciudad de Lleida es de 11.730 km2 y la longitud del curso de 210 km. Desde el punto de vista hidráulico, la cuenca se puede dividir en dos partes: el tramo de río de cabecera no regulado (desde su nacimiento en Llo, Francia, hasta el embalse de Oliana, 23% de superficie) y el tramo regulado (desde los embalse de Oliana y Rialb a su desembocadura en el Ebro, 77%). La aportación anual de la cuenca no regulada es de 1.150 hm3 y la capaci-dad de embalse del sistema Oliana-Rialb es de 500 hm3. El caudal medio del Segre en la presa de Oliana es de 50 m3/s y en Lleida, desde que el río está regulado, ha pasado a ser de 1,5 m3/s. El caudal máximo para el periodo de retorno de 100 años en Oliana es de unos 2.000 m3/s y en Lleida, de 5.000 m3/s, calculados en el período anterior a la construcción de los embalses.

METODOLOGÍALos datos de lluvia entre el 22 y el 28 de mayo de 2008 se obtuvieron de las estaciones del Servei Meteorològic de Catalunya (SMC) y del SAIH de la Confederación Hidrográfica del Ebro (CHE). Los datos de caudal correspon-den a 5 estaciones de aforo de la CHE en el Segre (Isòvol, la Seu d’Urgell, Organyà, salida de Oliana y Balaguer). El caudal a la salida de Rialb se calcu-ló con la salida de Oliana y los cambios en el volumen de embalse de Rialb y para obtener el hidrograma en Lleida se transitó el de Balaguer, sin añadir el río Noguera Ribagorçana por su escaso caudal. En el tramo superior, el muestreo del sedimento en suspensión fue manual y, en el tramo regulado,


273

fue automático y continuo en 2 estaciones con turbidímetro óptico (salida de Rialb y Lleida), calibradas para la ocasión. En total se muestrearon 17 puntos entre Puigcerdà y Lleida con 4 repeticiones. El balance de sedimen-tos en suspensión se calculó con el sumatorio del producto del caudal medio horario por la concentración media horaria. En el tramo superior, las concen-traciones se interpolaron y extrapolaron con varios tipos de ajuste a partir de las observadas.

RESULTADOS Y DISCUSIÓNLas precipitaciones que ocasionaron la crecida tuvieron lugar entre los días 22 y 28 de mayo de 2008. La lluvia media acumulada en la cuenca del Segre hasta el embalse de Oliana fue de 121 mm con un máximo diario de 60 mm en Organyà. Para el conjunto de la cuenca del Segre hasta Lleida, la lluvia media acumulada totalizó 72 mm. En el tramo de cabecera, el caudal punta del Segre a la entrada de Oliana alcanzó los 516 m3/s y la escorrentía acu-mulada los 138 hm3 y, por ello, el coeficiente de escorrentía hasta Oliana fue del 46%. Para dar cabida al caudal entrante, se generó a la salida del siste-ma de embalses una crecida controlada con un caudal punta de 203 m3/s, una escorrentía de 80 hm3, mientras que en Lleida el máximo fue de 500 m3/s, el volumen de escorrentía de 215 hm3 y el coeficiente de escorrentía antropizado del 26,7% (Fig. 1). Estos valores suponen una crecida en Lleida de periodo de retorno de entre 5 y 10 años.

Figura 1. Hidrogramas de la crecida del Segre en Organyà, Rialb y Lleida

La carga de sedimentos en suspensión transportada durante la crecida has-ta Oliana se estimó en un mínimo de 64.000 t; la masa de sedimentos que atravesó Oliana fue, como mínimo, de 27.000 t y la que salió de Rialb, de

274

18.700 t. Por otro lado, la masa transportada hasta Lleida fue de 97.000 t. El sedimento atrapado en el sistema de embalses fue, como mínimo, unas 2/3 partes del entrante y el tercio restante tardó más de 5 días en atravesarlo (Fig. 2). En cambio, la carga sedimentaria entre Rialb y Lleida aumentó unas cinco veces, en especial a partir de la desembocadura del río Noguera Palla-resa (de aguas limpias), que incrementó el caudal arrastrando los materiales finos de las riberas del curso bajo.

Fig. 2. Hidrograma y sedimentograma aguas abajo de la presa de Rialb

CONCLUSIONESLos embalses de Oliana y Rialb retuvieron más de dos tercios de la carga en suspensión transportada por la crecida de 2008; por tanto, la presencia de estas infraestructuras comporta el empobrecimiento en sedimentos finos del lecho del tramo inferior del Segre.

Agradecimientos: Jordi Balasch (Unidad de Protección Civil del Estado), José Andrés López Tarazón, Álvaro Tena y Àlex Biosca (UdL), Antoni Palau y Víctor Berga (ENDESA), Fernando Sánchez y Salvador Romera (ADASA Sistemas, SAIH) y Celso García por las correcciones (Universitat de les Illes Balears)

BIBLIOGRAFÍA

Balasch, J.C.; Vericat, D. y Batalla, R.J. (2007): Deposición de sedimentos finos durante una crecida en un tramo del Ebro medio. R. Cuaternario y Geomorfología 21(1-2), 41-55.

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Vericat, D. y Batalla, R.J. (2006): Sediment transport in a large impounded river: The lower Ebro, NE Iberian Peninsula. Geomorphology 79, 72-92.

Vericat, D. y Batalla, R.J. (2007): Ríos y presas: una relación compleja. Investigación y Ciencia 374, 10-11.


275

CONDICIONES ANTECEDENTES DE HUMEDAD DEL SUELO Y GENERACIÓN DE CAUDAL EN UNA PEQUEÑA CUENCA DE DEHESA

Schnabel, Susanne1, Gómez Gutiérrez, Álvaro1 y Lavado Contador, Francisco1

RESUMEN En el presente trabajo la generación de caudal es relacionada con la humedad del suelo en una pequeña cuenca bajo explotación de dehesa. Los resultados apuntan a la existencia de un umbral en la relación humedad del suelo-esco-rrentía que permite diferenciar dos períodos con un comportamiento hidrológico distinto.Palabras clave: Crecidas, humedad del suelo, umbral, dehesa

ABSTRACTRunoff generation is related with soil moisture in a small catchment under dehe-sa land use. The results show the existence of a threshold in the soil moisture-runoff relationship which enables to differenciate two periods with a distinct runoff generation behavior. Key words: discharge, soil moisture, threshold, dehesa.

1 Grupo de Investigación GeoAmbiental, Universidad de Extremadura, Cáceres, España, [email protected]

276

INTRODUCCIÓNEn varias cuencas con clima mediterráneo se han observado relaciones pobres entre caudal y precipitación a escala de evento, atribuidas a la complejidad en la generación de escorrentía (Gallart et al., 2002; García Ruiz et al., 2005). Ce-ballos y Schnabel (1998) han descrito la gran importancia de las condiciones antecedentes de humedad del suelo en la generación de caudal de una peque-ña cuenca en una dehesa extremeña (Guadalperalón). Bajo condiciones secas, solamente lluvias con intensidades elevadas generan crecidas, caracterizadas por hidrogramas de corta duración y cantidades de caudal reducidas. Bajo con-diciones húmedas la respuesta es igualmente rápida, pero con hidrogramas de crecida más prolongados y coeficientes de escorrentía elevados. Este contraste en la generación de caudal ha sido explicado como una variación en los proce-sos implicados, con flujo de tipo Hortoniano dominando bajo condiciones secas y flujo de saturación bajo condiciones húmedas. Las características físiográficas de las dehesas del suroeste peninsular propician este comportamiento hidrológi-co. El relieve es ondulado, el sustrato muy poco permeable, los suelos son poco profundos y en los valles se encuentran depósitos aluviales de poco espesor. La capacidad de infiltración en las laderas es baja, favoreciendo la generación de escorrentía superficial con lluvias de moderada intensidad (Schnabel, 1997). El papel de los fondos de vaguada en el funcionamiento de las cuencas es impor-tante, ya que gran parte de la escorrentía generada en las laderas es proba-blemente reinfiltrada en los sedimentos fluvio-coluviales de los pies de ladera y fondos de valle. Ceballos y Schnabel (1998) mostraron como el caudal aumenta fuertemente cuando estos se saturan. En los fondos de valle se encuentran frecuentemente cárcavas que propician el drenaje de estas áreas. No obstante, investigaciones recientes apuntan a una mayor complejidad en la generación de escorrentía, con la existencia de flujos preferenciales (Schaik et al. 2008). ÁREA DE ESTUDIO Y MÉTODOSLa investigación se ha desarrollado desde 2000 en la cuenca de Parapuños, lo-calizada a 25 km al noreste de la ciudad de Cáceres. Con una superficie de 99.5 ha, la cuenca cuenta con topografía ondulada y una pendiente media de 7.9%. Los suelos en su mayoría no superan los 40 cm de espesor, tienen textura fran-co-limosa a franco-arenosa y bajos contenidos de materia orgánica. La densidad aparente es bastante elevada, con una media de 1.48 g cm-3. La cuenca tiene una cubierta arbórea dispersa de Quercus rotundifolia, con pastizal terofítico y en algunas áreas Retama sphaerocarpa. La finca es aprovechada con ganado ovino y porcino. El clima es mediterráneo con una estación seca muy pronun-ciada y con una precipitación media anual de 510 mm.


277

La cuenca cuenta con una estación de aforo en su salida, una estación meteo-rológica completa y seis pluviómetros. El registro de datos es continuo con una resolución de 5 minutos. La humedad volumétrica del suelo se midió de forma periódica en 4 perfiles situados en el fondo de vaguada a 20, 50, 70 y 90 cm de profundidad con sondas TDR (Tektronix 1502C) entre junio 2003 y febrero 2006 (n = 89 x 16 mediciones).

RESULTADOSEl análisis a escala de evento muestra una relación pobre entre característi-cas de precipitación y caudal para un total de 172 eventos. Los coeficientes de correlación mejoran si se incluye en el análisis la precipitación antecedente, especialmente la lluvia acumulada de los 40 días precedentes. No obstante, los resultados que ofrecen los diversos análisis de correlación no producen correla-ciones satisfactorias. La figura 1 relaciona los coeficientes de escorrentía para 53 eventos registrados entre el 30/9/03 y el 25/2/06 y la humedad volumétrica del suelo en el fondo de la vaguada a una profundidad de 20 cm (media de 4 sondas), ya que las son-das más superficiales son las que mejor relación ofrecen con los caudales. Se observa un notable aumento de los coeficientes de escorrentía a partir de un contenido de agua del 35.7%, valor que se registra con aproximadamente 150 mm de lluvia antecedente y producida de forma más o menos continua. El valor máximo de humedad a esta profundidad es del 41%. Si se utiliza el valor de humedad del suelo del 35.7% como umbral para diferenciar el comportamiento hidrológico de la cuenca, se comprueba una notable mejoría en las relaciones entre precipitación y caudal (Tabla 1). Además, la agrupación de la base de datos demuestra la existencia de una relación significativa entre la intensidad máxima de lluvia en 60 minutos y el caudal.

Fig. 1: Relación entre los coeficientes de escorrentía y la humedad del suelo a 20 centímetros de profundidad (n=53)

278

El caudal generado bajo condiciones húmedas fue responsable del 90.6% del to-tal, correspondiendo el restante 9.4% al que se produjo bajo condiciones secas. El comportamiento hidrológico tan dispar de la cuenca no se puede adscribir simplemente a los dos tipos de generación de escorrentía (saturación y Horto-niano), ya que el fondo de vaguada no ha estado saturado siempre durante los períodos húmedos. En la cuenca, incluso bajo condiciones antecedentes secas, existe flujo subsuperficial (flujo preferencial en macroporos) aparte del que se produce por exceso (van Schaik et al. 2008). Los datos indican que bajo condi-ciones húmedas la capacidad de infiltración se reduce fuertemente dando lugar a la generación de grandes cantidades de escorrentía superficial que se suma a los flujos subsuperficiales drenados por la cárcava en los fondos de vaguada.

Tabla 1. Coeficientes de correlación (R2) entre caudal y precipitación total y la máxima intensidad en 60 mi-nutos para eventos agrupados según condiciones antecedentes de humedad del suelo

Agradecimientos: Financiación: MICINN, proyecto CGL2008-01215/BTE.

BIBLIOGRAFÍA

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Gallart, F., Llorens, P., Latron, J. y Regüés, D. (2002): Hydrological processes and their seasonal controls in a small Mediterranean mountain cat-chment in the Pyrenees. Hydrology and Earth System Sciences 6 (3), 527-537.

García-Ruiz, J.M., Arnáez, J., Beguería, S., Seeger, M., Martí-Bono, C., Regüés, D., Lana-Renault, N. y White,S. (2005): Runoff generation in an intensively disturbed, abandoned farmland catchment, Central Spanish Pyrenees. Catena 59, 79–92.

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Van Schaik, N.L.M.B., Schnabel, S. y Jetten, V.G. (2008): The influence of preferential flow on hillslope hydrology in a semi-arid watershed (in the Spanish Dehesas). Hydrological Processes 22, 3844-3855

Humedad del suelo

N P (mm) I60 (mm h-1)

R2 P R2 p

Todos 53 0.283 0.00004 0.114 0.13400

Seco < 35.7% 25 0.770 0.00000 0.354 0.00170

Húmedo > 35.7% 28 0.618 0.00000 0.525 0.00001


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RELACIÓN ENTRE VARIABLES METEOROLÓGICAS E HIDROLÓGICAS CON LA DINAMICA DE LOS CAUCES EN VALLCEBRE

Soler, Montserrat1, Nord, Guillaume1 y Gallart, Francesc1

RESUMEN Se han utilizado clavos de erosión en el cauce de los torrentes de las cuencas experimentales de Vallcebre para estudiar la dinámica de erosión-deposición de los lechos y correlacionarlo con las variables medidas en las estaciones. Tras cinco años de medidas, el resultado es de deposición de material en los torrentes estudiados. A nivel interanual, la variable que mejor se correlaciona con las medidas de los clavos es el transporte de sedimentos en suspensión. A nivel intra-anual hay una correlación significativa entre deposición y trans-porte en Cal Rodó, mientras que en Ca l’Isard, aguas arriba, se correlaciona mejor la erosión con el caudal máximo diario.Palabras clave: clavos erosión, test Pearson, test Spearman, Vallcebre.

ABSTRACTErosion pins were applied to the stream beds of the torrents in the experi-mental catchments of Vallcebre to study the dynamics of erosion-deposition and correlate the results with the variables measured at the gauging stations. After five years of record, the results showed deposition of material in the streams. On an inter-annual basis, the variable that best correlated with the pins measurements was suspended sediment transport. On an intra-annual basis there is a significant correlation between deposition and sediment trans-port at Cal Rodó, while there is a significant correlation between erosion and maximum daily discharge at Ca l’Isard, located upstream.Key words: Erosion pins, Suspended sediment, Stream erosion, Vallcebre.

1 Instituto de Diagnóstico Ambiental y Estudios del Agua. CSIC. Barcelona, España. [email protected]

280

INTRODUCCIÓNUna de las técnicas más sencillas y utilizadas para evaluar la degradación del suelo es la de introducir en el terreno clavos o estacas e ir midiendo en de-terminados intervalos de tiempo su altura relativa respecto a la superficie del suelo. En nuestro caso hemos aplicado esta técnica para observar la dinámica de erosión-deposición en el cauce de los torrentes para observar si se corre-laciona con las variables hidrometeorológicas e hidrológicas medidas durante los eventos en las estaciones experimentales del área de estudio.

AREA DE ESTUDIOEl estudio se ha realizado en las cuencas experimentales de Vallcebre (0.15-4.17 km2), en la cabecera del río Llobregat, situadas en un área de montaña Mediterránea del Pirineo (1300 m snm) con substrato sedimentario y suelos limo-arcillosos. La cubierta vegetal está formada por pastos y bosques de Pi-nus sylvestris sobre antiguas terrazas de cultivo. Las cuencas presentan tam-bién pequeñas extensiones de cárcavas. La precipitación media anual es de 862 ± 206 mm y la evaporación de referencia de 823 ± 26 mm. El transporte de sedimentos está condicionado por las heladas invernales que meteorizan la roca arcillosa en las áreas acarcavadas, las tormentas de verano que erosio-nan el regolito de sus vertientes, y las crecidas equinocciales, que transportan la mayor parte del sedimento (Regüés et al. 2000).

MÉTODOSEn el tramo final del torrente principal de Vallcebre, Cal Rodó, con una pen-diente no superior al 3%, se han fijado tres puntos en el margen del cauce donde se han instalado en cada uno de ellos cuatro clavos. Estos puntos están situados a 19, 94 y 100 metros del aforador. En la subcuenca de Ca l’Isard, con una pendiente del 10%, se han fijado cinco puntos para realizar mediciones a 705, 715, 720, 722 y 731 metros del aforador. En total se han realizado 45 lecturas de las varillas de erosión en Cal Rodó, de enero del 2004 a octubre 2009, y 41 mediciones en la subcuenca de Ca l’Isard, de octubre del 2004 a octubre del 2009. Las lecturas de los clavos se han reali-zado después de que transcurriera un evento. En la salida de ambas cuencas hay instalados sendos aforadores con sensores de nivel de agua, muestrea-dores automáticos y dos tipos de sensores para la medición del transporte del sedimento en suspensión.Para el tratamiento estadístico se ha realizado el promedio de los cuatro cla-vos de cada punto de las diferencias entre la longitud desenterrada en el


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momento y la longitud anterior; valores positivos indican deposición y valores negativos erosión entre las visitas. Se ha aplicado las pruebas de Pearson y de Spearman para relacionar las lecturas de los clavos con las siguientes variables del período entre lecturas: precipitación (P), intensidad máxima de precipitación (Imax), escorrentía (Esc), transporte de sedimentos en sus-pensión (Trans), caudal máximo (Qmax), coeficiente de escorrentía (C.esc), número de días con precipitación (Dp), relación entre la precipitación y el número de días transcurridos entre las lecturas (P/Dt), relación entre la pre-cipitación y el número de días en que ha habido precipitación (P/Dp), relación entre la escorrentía y el numero de días transcurridos entre lecturas (Esc/Dt) y relación entre la escorrentía y número de días en que se ha producido precipitación (Esc/Dp). Se ha realizado un primer grupo con las lecturas que mostraban deposición de material en el cauce y un segundo grupo con las lecturas que mostraban erosión.

RESULTADOS1.1. Cuenca Cal Rodó (CR)Durante los cinco años hidrológicos (2004-2009) se ha producido una esco-rrentía media de 253 mm/año, un transporte medio de sedimentos en sus-pensión de 1465 Mg y una tasa de erosión media de 3.5 Mg ha-1 año-1 en la cuenca de Cal Rodó (4.17 km2). Del total de 44 medidas, 29 han sido de deposición y 15 de erosión, con un balance final de 4.23 cm de deposición. La dinámica de erosión-deposición entre los tres puntos de medición no está bien correlacionada, pero existe una buena correlación entre el promedio de todos los clavos de los tres puntos y el punto 2 (P= 0.5601) y el punto 3 (p= 0.8413). Sometidos todos los datos al test de correlación de Pearson y al test de Spearman existe una correlación significativa al 5% entre las lecturas de los clavos (erosion-deposición) y el transporte de sedimento en suspensión (tabla 1), indicando que los períodos de transporte elevado de sedimento en suspensión corresponden a períodos de deposición en el cauce.

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Tabla 1. Indices de correlación entre el resultado de las lecturas de los clavos de erosión y las variables hidrometeo-rológicas e hidrológicas. Los valores resaltados en negrita son significativos al 1% y en subrayado al 5%

Al agrupar los datos por años hidrológicos, aunque algunos de los coeficientes son elevados, la significación es escasa por el bajo número de años (tabla2).1.2. Subcuenca de Ca l’IsardDurante los seis años hidrológicos se ha producido una escorrentía media de 122 mm/año, un transporte medio de sedimentos en suspensión de 890 Mg y una tasa de erosión media de 6.8 Mg ha-1 año-1 en la cuenca de Ca l’Isard (1.32 km2). Del total de 41 medidas, 29 han sido de deposición y 12 de erosión, con un balance final de 6.85 cm de deposición. La dinámica de erosión-deposición es la misma en cuatro de los cinco puntos del muestreo; el punto que discrepa está situado en un ramal secundario, que sólo se inun-da en grandes avenidas, y no en el lecho principal. Podemos resumir que las grandes crecidas (elevada escorrentía y elevado caudal máximo) han produ-cido erosión el cauce, mientras que los períodos con precipitaciones de eleva-da intensidad han producido acumulación (Tabla 1). Agrupados los datos por año hidrológico, solamente es significativo el coeficiente de Spearman con el transporte de sedimento en suspensión (tabla 2).

Tabla 2. Indices de correlación entre el resultado de las lecturas de los clavos de erosión y las variables hidrometeoro-lógicas e hidrológicas agrupados por años hidrológicos (5). Los valores subrayados son significativos al 5%


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DISCUSIÓN Y CONCLUSIÓNEn términos generales, los resultados muestran que durante los mayores even-tos en términos de transporte total se produce deposición de los sedimentos del cauce en Cal Rodó, mientras que en Ca l’Isard, ésta se produce durante períodos de precipitaciones de elevada intensidad. En éste último lugar, las grandes crecidas en términos de escorrentía y caudal punta son los que pro-ducen la erosión del cauce.A pesar que las dos cuencas muestren correlaciones distintas entre las diver-sas variables, el resultado de la dinámica de erosión-deposición sigue la misma tendencia entre ellas, puesto que el balance final de las dos cuencas es de de-posición. Sin embargo hay que señalar que el material depositado en Ca l’Isard es casi el doble (1.57 veces más) que en Cal Rodó, aunque hay que tener en cuenta que estos resultados son muy locales.

Agradecimientos: Este trabajo ha sido realizado mediante la financiación de los proyectos PROBASE (CGL2006-11619/HID), MIRAGE (FP7-ENV-211732) y del acuerdo CSIC-MIMAM (RESEL). Los autores agradecen a los demás miembros del grupo de trabajo de Hidrología Superficial y Erosión del IDAEA su colabo-ración en la adquisición y análisis de la información.

BIBLIOGRAFÍA

Regüés, D.; Balasch, C.; Castelltort, X.; Soler, M.; & Gallart, F. (2000): Relación entre las tendencias temporales de producción y transporte de sedimento y las condiciones climáticas en una pequeña cuenca de montaña mediterránea (Vallcebre, Pirineos Orientales). Cuadernos de Investi-gación Geográfica, 26, 41 - 65


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BALANCE DE SEDIMENTOS EN EL TRAMO BAJO DEL EBRO DURANTE EL PERIODO 1998-2008

Tena, Álvaro1, Batalla, Ramon J.1,2, Vericat, Damià2,3 y López-Tarazón, Jose Andres1

RESUMEN Las presas en la Cuenca del Ebro alteran el régimen de caudales y de trans-porte de sedimentos de la mayoría de los ríos desde sus cabeceras. El obje-tivo de este trabajo es estimar el transporte de sedimento en suspensión en el tramo de río aguas abajo del mayor complejo de presas en la cuenca (Me-quinenza - Riba-Roja - Flix). El promedio de la carga anual obtenido en este trabajo es de 92.305 toneladas, un valor que representa el 1% de la carga estimada a principios del siglo XX, cuando la cuenca no estaba regulada. Palabras clave: Transporte de sedimento, regulación, presas, río Ebro.

ABSTRACTDams in the Ebro basin alter flow regime and sediment transport of most rivers in the catchment. The aim of this work is to estimate the long-term suspended sediment load for the river reach downstream from the largest complex of dams in the basin (Mequinenza – Riba-Roja - Flix). The aver-age annual load in this work attains 92.305 tonnes, a value that represents around 1% of the estimated load at the beginning of the 20th Century, when the basin was not regulated. Key words: Sediment transport, river regulation, dams, Ebro river

1 Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, Lleida, España, [email protected], [email protected], [email protected]. 2 Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Àrea d’Hidrologia, Solsona, España, [email protected]. 3 Institute of Geography and Earth Sciences, Aberystwyth University, Wales, UK

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INTRODUCCIÓNLos ríos, en condiciones naturales, tienden a mantener el equilibrio morfosedi-mentario, donde la cantidad de sedimento procedente de las zonas de erosión es equivalente a la cantidad recibida en las zonas de deposición. Sin embargo, las presas afectan este proceso, interrumpiendo la transferencia de sedimento. La disminución en el suministro de sedimento en suspensión modifica las carac-terísticas morfosedimentarias del cauce, e impacta directamente al ecosistema deltaico debido a la cercanía de este complejo presas. El objetivo de este trabajo es elaborar un balance sedimentario del tramo bajo del río Ebro para un periodo de 10 años (1998-2008) e interpretar los resultados.

ÁREA DE ESTUDIOLa cuenca del Ebro es una de las más grandes de la península Ibérica, cubriendo una superficie de 85.534 km2. En la cuenca, la altitud varía entre 3.400 m en el Pirineo Central hasta el nivel del mar en el delta del Ebro. La precipitación media anual es de 600 mm, aunque la variabilidad es muy grande entre el Pirineo y la depresión del Ebro (>2000 mm y < 400 mm respectivamente). El caudal medio anual obtenido en la estación de aforo de Tortosa (la última antes de su desembo-cadura en el delta) para el periodo 1912-2008 es de 438 m3 s-1. Sin embargo, hay una gran diferencia en los caudales medios anuales a partir de la instalación del complejo de presas de Mequinenza - Riba-Roja – Flix (pre-embalse, 528 m3 s-1; post-embalse 325 m3 s-1). Este complejo de presas en el tramo bajo del Ebro re-gula el 97% de la superficie de la cuenca, modificando tanto el régimen de cauda-les, como la dinámica de transporte de sedimento y afectando como consecuencia a las características morfosedimentarias de río (Vericat y Batalla., 2004).

Figura 1. (A) Localización del la cuenca del Ebro en la P. Ibérica. (B) Mapa general de la cuenca del Ebro, indi-cando la localización del área de estudio. (C) Detalle del área de estudio y secciones de muestreo


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METODOLOGÍA3.1. Obtención de los datosLos registros en continuo de caudal y turbidez del agua (e.g. NTU) se obtuvieron en la estación de aforo de Ascó (AGS, Fig. 1c) de la Confederación Hidrográfica del Ebro (C.H.E.) y en la estación de calidad de agua en Pas de l’Ase (PAMS, Fig. 1c) también gestionada por la C.H.E. En el caso del sedimento en suspensión, un total de 600 muestras se obtuvieron en la sección de Móra d’Ebre (MEMS, Fig. 1c) para el periodo 2002-2008, posteriormente filtradas en el laboratorio para obtener la concentración de sedimento en suspensión (e.g. CSS). 3.1. Análisis de los datosLa propagación del hidrograma obtenido en AGS hasta MEMS fue calculada me-diante el método Muskingum (e.g. Shaw, 1983). Para la propagación de la turbi-dez (i.e.de PAMS a MEMS) se asumió que la velocidad del agua y del sedimento en este tramo era similar. Los registros de turbidez propagados hasta MEMS fueron convertidos en CSS mediante la siguiente relación (CSS = (0,83 × NTU) – 1,30; N = 597; r2 = 0,89; p < 0,001; Fig. 2a), permitiéndonos transformar la serie de turbidez a CSS (Fig. 2b). Finalmente, el transporte de sedimento se calculó mediante la multiplicación de los registros de caudal y concentración de sedimento en suspensión propagados hasta la sección de MEMS (Fig. 1c).

Figura 2. (A) Recta de calibración NTU-CSS (B) Sedimentograma obtenido median-te la transformación NTU-CSS para el periodo de estudio (1998-2008)

RESULTADOSLa carga total de sedimento en suspensión calculada en la sección de MEMS para el periodo de estudio fue de 923.051 t, lo que supone una carga media anual de 92.305 t. Estos valores esconden una gran variabilidad interanual, pa-sando desde el mínimo de 21.860 t en 2001-02 al máximo de 176.250 t in 2002-2003. Esta variabilidad en el transporte de sedimento, esta lógicamente ligada

(A) (B)

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a las características hidrológicas del cada año (año húmedo o seco, número de crecidas, etc.; Fig. 3). Además de éste, hay otros factores que influyen en el transporte de sedimentos, como la disponibilidad de sedimentos en el canal. Se ha observado que en años secos, cuando los caudales son bajos, se producen las condiciones adecuadas para la preparación de sedimento fino en el canal, que posteriormente, cuando lleguen los caudales altos será transportado.

Figura 3.Carga sólida total y escorrentía para el periodo 1998-2008

CONCLUSIONESEl transporte de sedimentos en el tramo bajo del río Ebro está fuertemente afec-tado por el complejo de presas Mequinenza - Riba-Roja – Flix. La carga media anual estimada (92.305 t) representa alrededor del 1% de la carga calculada a principios del siglo XX. La elaboración del balance sedimentario del río Ebro en un largo periodo (1998-2008) nos ha permitido conocer el funcionamiento del río con mayor profundidad, ayudándonos a diferenciar los factores que condicionan el transporte de sedimentos, como la hidrología disposición de sedimentos en el cauce, etc. Estos datos nos proporcionarán la información necesaria para orientar propuestas de restauración ecológica (i.e. crecidas de mantenimiento) para paliar el desequilibrio sedimentario entre los ríos regulados y las zonas deltaicas.

Agradecimientos: el primer y el cuarto autor disfrutan de una beca predoctoral financiada por el Ministerio de Ciencia e Innovación y la Generalitat de Catalunya y del Fondo Social Europeo, respectivamente. La Confederación Hidrográfica del Ebro suministró datos hidrológicos y de turbidez. Se agradecen los comentarios de los revisores, gracias a los cuales este manuscrito ha ganado en calidad.

BIBLIOGRAFÍA

Bayerri, E. (1934-35): Historia de Tortosa y su comarca. Imprenta Moderna de Alguerri, Tortosa.

Petts, G.E. (1984): Impounded rivers: perspectives for ecological management, Chichester: John Wiley.322 pp.

Shaw, E.M., (1983). Hydrology in Practice. Van Nostrand Reinhold, London, 539p.

Vericat, D. y Batalla, R.J., 2004. Efectos de las presas en la dinámica fluvial del curso bajo del río Ebro. Cuaternario y Gemorfología, 18(1-2), 37-50.


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EL USO DE FLUVIAL-12 PARA EL REDISEÑO Y LA EVALUACIÓN DE CRECIDAS DE MANTENIMIENTO EN EL BAJO EBRO

Tena, Álvaro1, Singer, Michael2,3, Batalla, Ramon J.1,4

RESUMEN El tramo bajo del río Ebro está sufriendo alteraciones hidrogeomorfológicas y ecológicas. Para mejorar el estado morfo-sedimentario y ecológico de dicho tra-mo, desde el año 2002 se están llevando a cabo medidas de restauración fluvial mediante el diseño, ejecución y control de crecidas de mantenimiento. El ob-jetivo de este trabajo es evaluar las crecidas de mantenimiento llevadas a cabo en los últimos años y elaborar una aproximación metodológica para rediseñar el hidrograma para futuras crecidas de mantenimiento mediante la utilización del modelo matemático FLUVIAL-12. Palabras clave: Transporte de sedimento, presas, crecidas de manteni-miento, macrofitos, Fluvial-12, río Ebro.

ABSTRACTThe lower Ebro experiences ecological, hydrological and sedimentary altera-tions. To improve river’s morphological status, fluvial restoration practices like flushing flows have been implemented and monitored in the lower Ebro since 2002. The aim of this work was to evaluate the flushing flows that have been implemented in the last years and design a methodological approach in order to modify the flushing flow design based on numerical sediment transport mo-deling by means of FLUVIAL-12. Key words: sediment transport, dams, flushing flows, macrophytes, FLU-VIAL 12, River Ebro

Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, Lleida, España, [email protected], [email protected]. 2 School of Geography & Geosciences, University of St Andrews, St Andrews, UK. [email protected]. 3 Institute for Computational Earth System Science, University of California Santa Barbara, Santa Barbara, CA, USA. 4 Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Àrea d’Hidrologia, Solsona, España,

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INTRODUCCIÓNEl tramo bajo del Ebro está sufriendo alteraciones hidro-geomorfológicas y ecológicas debido a los cambios en la dinámica sedimentaria y en el régimen hidrológico, especialmente de crecidas, además de los cambios de la calidad del agua. Las bajas tasas de transporte de sedimento en el sistema fluvial (i.e. baja turbidez del agua), junto a otros elementos relacionados con la calidad del agua, favorecen el desarrollo masivo de vegetación acuática (i.e. macrófitos). Las consecuencias de la proliferación de estas algas quedan patentes en el bajo Ebro. Entre los distintos efectos destacan la proliferación de la mosca negra, el taponamiento de infrastructuras de ribera (e.g. tomas de agua), y el aumento de resistencia al flujo de agua, elevando la altura de agua en algunos puntos (i.e. mayor riesgo de inundabilidad). El objetivo de este trabajo es evaluar el papel de las crecidas de mantenimiento mediante su modelización en FLUVIAL-12, analizando principalmente su impacto en el transporte de sedimentos y en la eliminación de macrófitos.

ÁREA DE ESTUDIOEl tramo de estudio está enmar-cado dentro de la cuenca del Ebro, una de las más extensas de la península Ibérica (85.534 km2). El estudio se realiza en el tramo bajo del Ebro, más con-cretamente desde la presa de Riba-Roja hasta el municipio de Ascó (Fig. 1). En esta zona, la precipitación media anual se sitúa entre los 450 y los 600 mm (www.gencat.es). El cau-dal medio anual obtenido en la estación de aforo de Tortosa, 70 km aguas abajo de Ascó, es de 438 m3 s-1 (periodo 1912-2008). El complejo de presas

de Mequinenza - Riba-Roja - Flix es el más grande de la cuenca, está situa-do en el tramo bajo y regula el 97% de la superficie de la cuenca (~ 2 km3). La cuenca del rio Ebro está altamente regulada (~190 embalses). Dicha regulación juega un papel importante tanto en la alteración del régimen de caudales, como en los cambios en la dinámica de transporte de sedimentos,

Figura 1. (A) Localización del la cuenca del Ebro en la P. Ibérica. (B) Mapa general de la cuenca del Ebro, indicando la localización del área de estudio. (C) Detalle del área de estudio y secciones de muestreo


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afectando, como consecuencia, a las características morfo-sedimentarias del río en su tramo inferior (Vericat y Batalla, 2006). Además, los cambios de los usos del suelo en la zonas de cabecera de la cuenca han sido consi-derables, reduciendo la aportación hidrológica (e.g. Gallart y Llorens, 2004), y modificando la capacidad erosiva de los episodios de lluvia.

METODOLOGÍA3.1. Datos básicos para la modelización El modelo FLUVIAL 12 simula el tránsito de agua y sedimentos, así como cam-bios morfológicos en el cauce. Para ello necesita información básica para la caracterización física del río. Esta información fue recabada a lo largo de los últimos años en diferentes campañas de campo (2002-2010). Varias campañas fueron realizadas para la caracterización granulométrica de las barras (2004-2008), cálculo de pendiente de la lámina de agua (2009), erosionabilidad de las orillas (2010), etc. Para la obtención de la geometría hidráulica se realizó una batimetría en Julio de 2009 en la que se obtuvieron 53 perfiles para el tramo de 14 km entre la presa de Flix y la estación de aforo de Ascó (AMS, Fig. 1). Para la validación del modelo se han utilizado los hidrogramas de la crecida de mantenimiento realizada el día 5 de mayo de 2008 en la salida de la Presa de Riba-Roja y en la estación de aforo de Ascó (facilitados por la Confederación Hidrografica del Ebro). Además, para el cálculo real del transporte de sedimen-tos en este tramo se obtuvieron valores de turbidez (e.g. NTU) en continuo en las secciones de RIMS y AMS (Fig. 1). Los valores de rugosidad asociados a los macrófitos se estimaron a partir de Nikora (2008). 3.2 Simulación del evento y validación del modeloSe han realizado distintas simulaciones con el objetivo de seleccionar la formula de transporte de sedimentos más adecuada. Al mismo tiempo, se han modifi-cado los valores de rugosidad asociados a los macrófitos y el radio de curvatura de la secciones. Dicho proceso se ha realizado hasta encontrar el modelo que más se ajusta a las observaciones de campo. Un primer proceso de validación se ha basado en la comparación entre el sedimentograma obtenido en el campo y el estimado por el modelo, los valores de elevación de la lámina de agua y la erosión de las márgenes.

RESULTADOS PRELIMINARESEl sedimentograma modelizado mediante la aplicación de la ecuación de transporte solido de Singer-Dune y con las condiciones de rugosidad y cur-vatura óptimas es muy parecido a las observaciones de campo, tanto en for-

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ma como en magnitud (Fig. 2). En este caso, la carga de sedimentos en sus-pensión estimada por el modelo para esta crecida de mantenimiento es de 2.346 Toneladas en la sección de Ascó, mientras el calculado para esta mis-ma sección mediante turbidímetros es de 2.333 Toneladas, lo que supone un error relativo inferior al 0,55%. A pesar del alentador resultado, no se han podi-do validar los cambios morfológicos en el cauce predichos por el modelo. En la actualidad se está poniendo énfasis en la obtención de datos granulométricos y topográficos antes y después de las crecidas de mantenimiento para una correcta calibración y posterior validación del modelo. Es importante destacar el potencial demostrado por el modelo en estas simu-laciones iniciales. Una vez el modelo se calibre y valide de manera extensa, la modelización de distintos hidrogramas de crecida de mantenimiento proporcio-nará el transito del transporte sólido a lo largo del tramo de estudio, así como los cambios en la geometría hidráulica y en las características morfo-sedimen-tarias para cada una de las simulaciones. Dicha información permitirá la selec-ción de hidrogramas de crecida que maximicen el tránsito de sedimentos y la movilidad incipiente del lecho del río para el arranque de la vegetación acuática y, a su vez, minimicen los impactos morfo-sedimentarios (i.e. acorazamiento, incisión) de estas actuaciones.

Agradecimientos: El primer autor disfruta de una beca predoctoral financia-da por el Ministerio de Ciencia e Innovación. La Confederación Hidrográfica del Ebro suministró datos hidrológicos. Se agradece la colaboración en labo-res técnicas a Damiá Vericat. Se agradecen los comentarios de los revisores, gracias a los cuales este manuscrito ha ganado en calidad.

BIBLIOGRAFÍA

Nikora, V., Larned, S. Nikora, N. (2008): Hydraulic Resistance due to Aquatic Vegetation in Small Streams: Field Study. Journal of Hydraulic En-gineering.

Vericat, D., Batalla, R.J., (2006): Sediment transport in a large impounded river: the lower Ebro, NE Iberian Peninsula. Geomorphology 79: 72–92.

Gallart, F. and Llorens, P. (2003): Observations on land cover changes and water resources in the headwaters of the Ebro catchment, Iberian Peninsula. Phys. Chem. Earth, 29, 769–773.

Figura 2. Hidrograma y sedimentograma (real y simulado) en AGS


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TOTAL SEDIMENT TRANSPORT IN A GRAVEL-BED RIVER

Vericat, Damià1,2 y Batalla, Ramon J.1,3

ABSTRACTSediment transport in the Ribera Salada stream was estimated from conti-nuous indirect suspended and bedload measurements obtained between 2005 and 2008. Suspended sediment flux has been obtained from turbidity records, while bedload transport was obtained from 3 automatic pit-traps (Birkbeck-ty-pe). Although the studied years can be hydrologically classified between avera-ge and wet years in a 10-yr flow data context, average annual total load during the study period is rather low (i.e. 12 t/km2y). The wettest year transported the majority of the load (i.e. 3605 t/y, yielding a specific load of 31.5 t/km2y). Re-sults show as the majority of the load (up to 90%) is transported in suspension if floods do not reach an hydraulic threshold that control bed stability, hence sediment supply. Once this threshold is exceeded, the bed is disturbed and the proportion of bedload to the total load can reach values up to 75%. Key words: Ribera Salada, Sediment Transport, Bedload, Suspended Sedi-ment, Total load.

RESUMEN Este trabajo presenta la dinámica sedimentaria en la cuenca de la Ribera Sa-lada durante un periodo de tres años (2005-2008). Se han obtenido medidas continuas indirectas de sólidos en suspensión y carga de fondo. El transporte de sedimentos en suspensión se ha monitorizado mediante un turbidímetro,

1 Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Àrea d’Hidrologia, Solsona, [email protected]. 2 Institute of Geography and Earth Sciences, Aberyst-wyth University, Wales, UK. 3 Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, [email protected]

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mientras que para la carga de fondo se han utilizado tres trampas automáti-cas tipo Birkbeck. Aunque los años estudiados se clasifican hidrológicamente como medios y húmedos en un contexto hidrológico de 10 años, la carga media anual es relativamente baja (e.g.12 t/km2y). El año más húmedo trans-portó la mayoría de la carga sedimentaria de todo el periodo (i.e. 3605 t/y, equivalente a una carga específica de 31.5 t/km2y). La mayoría de la carga (hasta el 90 %) es transportada en suspensión si las crecidas no alcanzan el umbral hidráulico que controla la estabilidad del lecho, condicionando al mismo tiempo la disponibilidad de sedimentos. Una vez que este umbral se supera, la movilidad del lecho del río aumenta y, consecuentemente, la pro-porción de la carga de fondo sobre el total de la carga sedimentaria del río se incrementa, alcanzando valores superiores al 75%.Palabras clave: Precipitación, Caudal, Transporte de sedimento, Crecidas, Rio Isábena, Cuenca del Ebro.

INTRODUCTIONRiver channel morphology is the cause and consequence of sediment trans-port occurring episodically. Sediment can be mainly transported a) in sus-pension, sediment carried within the body of the flowing water; and b) as bedload, in saltation, rolling or sliding implying that the immersed weight of the coarse sediment being supported by the stream bed. Quantification of sediment transport is important to understand morpho-sedimentary dy-namics, but also to characterise associated features and processes such as fish habitat. In this paper we present data published already by Vericat and Batalla (2010), where the authors analysed the total sediment transport of a perennial Mediterranean mountainous river in the Catalan Pre-Pyrenees du-ring a period of three years. Here we emphasize the role of both suspended and bedload to the total load in relation to the stream hydrology.

STUDY AREA AND METHODSThe Ribera Salada is a perennial stream draining an unmodified mountain-ous catchment in the Southern Pyrenees (NE Iberian Peninsula) and is rep-resentative of the extensive forestry land-use in this upland region (Fig. 1). The Inglabaga Sediment Transport Station (ISTS) closes a catchment area of 114 km2. Long term median discharge at ISTS is 0.5 m3/s. ISTS is located in a single-thread channel on a gravel bed with a median particle size of 49 mm. Subsurface bed material is relatively finer (e.g. median particle size of 24 mm). Thus river-bed presents a well establish armour layer. Patches of


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sand and fine gravels are distributed across the reach, covering around the 20% of its surface area (Müller et al., 2008).

Figure 1. (a) Location of the Ribera Salada in the EBro basin and the Iberian Peninsula. (b) The Ribe-ra Salada Catchment. (c) Photographs of the Inglabaga Sediment Transport Station

Suspended sediment load was calculated by adding the 5-minute product of discharge and concentration for the period of calculation. Bedload was esti-mated by means of Flow Duration Curve method (see more details in Vericat and Batalla, 2010).

RESULTSWater and sediment fluxes have been analysed with the aim of determining the total sediment transport in the Ribera Salada. In this paper we have considered total load as the sum of the suspended and the bedload. Special emphasis has given to the relative contributions of the two sediment trans-port modes. Figure 2a shows the hydrograph and the sedigraph obtained at ISTS for the monitoring period (2005-2008). An example of the bedload data obtained at ISTS is presented in figure 2b. Continuous bedload data was obtained only during periods when the traps were fully in operation (i.e. not full of sedi-ment, see plates in Fig. 1c).

(a)(c)

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Figure 2. (a) Hydrograph and sedigraph at ISTS for the study period. Turbidity was transformed to suspended se-diment concentration by means of a field calibration (see Vericat and Batalla, 2010). (b) Example of bedload trans-

port rates estimated during a flood in April 2007. Bedload traps were field-calibrated (more details in Vericat and Bata-lla, 2010). (c) Annual bedload rating curves obtained averaging bedload rates in 0.25 m3/s bins from 0 to 10 m3/s

Annual bedload rating curves used in the Flow Duration Curve statistical procedure are presented in figure 2c. The study period can be hydrologically classified as average-to-wet in a 10-yr flow data context. Total annual load ranges from 228 to 3605 t/y. Mean annual load was 1385 t/y, yielding a spe-cific load of 12 t/km2y. The role of suspended and bedload changes over the time. The load transported during average hydrological years is dominated by suspended sediment. The 90% of the load in 2005-2006 (mean and pea-ch discharges 0.363 m3/s and 5.85 m3/s, respectively) was transported in suspension. In 2006-2007 (0.447 m3/s, 2.73 m3/s) the suspended load was the 96% of the annual load, while in 2007-2008 (0.683 m3/s, 9.27 m3/s) the sediment transported in suspension was the 26% of the total load transpor-ted during that year.


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CONCLUSIONS AND FINAL REMARKSMean annual sediment load in the Ribera Salada is relatively low when com-pared to other Mediterranean catchments. The majority of the sediment load during dry and average hydrological years experiencing just small flood events is transported in suspension. Bedload becomes the majority of the load only when relatively large flood events capable of entraining significant parts of the river bed occur, disrupting the bed structure, thus controlling sediment entrainment and the subsequent transport during flood events.

Acknowledgements: This research has been carried out within the fra-mework of the Research Project “Sediment Export from Large Semi-Arid Catchments: Measurements and Modelling” (SESAM), funded by the Deuts-che Forschungsgemeinschaft (DGF) and thanks to the support provided by the Agència Catalana de l’Aigua. We thank Celso Garcia for suggestions that helped improve the design of the traps and David Estany, José A. López-Tarazón and Álvaro Tena for their support in the field.

REFERENCES

Vericat, D. y Batalla, R.J. (2010): Sediment transport from continuous monitoring in a perennial Mediterranean stream. Catena (in press).

Müller, E.N., Batalla, R.J., Bronstert, A., Garcia, C., (2008): Modelling bedload transport rates during small floods in a gravel-bed river. Journal of Hydraulic Engineering-ASCE, 134 (10): 1430-1439


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RIESGOS EN GEOMORFOLOGÍA


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PELIGROSIDAD DE CORRIENTES DE DERRUBIOS EN EL PIRINEO ORIENTAL Y CENTRAL. METODOLOGÍA

Y PRIMEROS RESULTADOS DEL PROYECTO “DEBRIS-CACH”

Abancó, Clàudia1, Hürlimann, Marcel1, Moya, Jose1, Porti-lla, Modesto1, Chevalier, Guillaume1,2, Baeza, Cristina1

RESUMEN Las corrientes de derrubios son procesos peligrosos ya que pueden alcanzar velocidades muy altas, movilizar un importante volumen de sedimento y re-correr grandes distancias. El proyecto DEBRIS-CATCH analiza espacialmente y temporalmente las corrientes de derrubios mediante el estudio de la sus-ceptibilidad a su formación, las lluvias desencadenantes, y en algunos casos su frecuencia y movilidad. DEBRIS-CATCH pretende evaluar la peligrosidad de las corrientes de de-rrubios a escala de cuenca vertiente, para lo cual se sigue una metodología multidisciplinar: trabajo de campo, instrumentación de cuencas, análisis de datos espaciales mediante SIG, simulación de su movilidad, etc. Palabras clave: corrientes de derrubios, instrumentación, peligrosidad, cuenca vertiente, Pirineo

ABSTRACTDebris flows reach high velocity, mobilize a huge amount of sediment and run large distances. The project DEBRIS-CATCH studies debris flow spatially and temporally analyzing the formation susceptibility, the triggering rainfalls and sometimes their frequency and mobility.

¹ Dpto. Ing. del Terreno, Cartográfica y Geofísica, Universitat Politècnica de Catalunya² Grupo de Investigación en Transporte de Sedimentos, Universitat Politècnica de Catalunya

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DEBRIS-CATCH evaluates debris flow hazard at catchment scale, following a multidisciplinary methodology: field work, catchment monitoring, SIG-tech-niques, runout simulation, etc. Key words: debris flow, monitoring, hazard, catchment, Pyrenees

INTRODUCCIÓNLas corrientes de derrubios son movimientos rápidos que se forman en cuencas de alta montaña, de pendientes elevadas y con formación superfi-cial acumulada, donde hay suficiente material no consolidado (Jakob y Hungr 2005). En España, el factor desencadenante es principalmente la lluvia. El proyecto DEBRIS-CATCH pretende hacer un estudio espacial y temporal de las corrientes de derrubios en el Pirineo Oriental y Central.

METODOLOGÍAMetodológicamente se distinguen tres líneas: 1) la creación de una base de datos de las corrientes de derrubios precedentes en el Pirineo Oriental y Central, 2) el análisis de peligrosidad detallado en 5 cuencas vertientes, y 3) la instalación de sistemas de monitoreo. Se puede encontrar más infor-mación en la página web del proyecto (http://www2.etcg.upc.es/prj/debris-catch/).La creación de una base de datos (Fig. 1) y su incorporación en un SIG son necesarias para el estudio de la susceptibilidad mediante análisis estadístico multivariante. Cinco cuencas vertiente, seleccionadas de la base de datos, se caracterizan mediante interpretación de fotografías aéreas de diferentes años y escalas, cartografía de los indicadores de corrientes de derrubios sobre el terreno, análisis dendrogeomorfológico y obtención automática de parámetros mor-fológicos del terreno mediante SIG. Con la información obtenida se establece una relación “frecuencia-magnitud”. Paralelamente se realizan simulaciones numéricas para estudiar el comportamiento dinámico de estas corrientes de derrubios. Con toda esta información se generan mapas de peligrosidad y se analiza la mitigación y reducción de la peligrosidad.Por otro lado, en dos de las cuencas (Ensija y Senet) se ha instalado un sis-tema de auscultación para detectar futuras corrientes de derrubios a base de geófonos, sensores de ultrasonidos y pluviómetros con el objetivo de cal-cular su velocidad, calado, etc. También se pretende detectar lluvias críticas que puedan provocar la formación de corrientes de derrubios.


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PRIMEROS RESULTADOSAnálisis de eventos históricos y creación de base de datosHasta final del 2009, se han inventariado en SIG y georreferenciado unas 400 corrientes de derrubios. La mayoría de estas se refieren al temporal de 1982 (Clotet y Gallart 1984), que afectó gran parte de los Pirineos, mientras que las otras están relacionadas con el episodio de lluvia que afectó la Cataluña Norte y la Cerdaña y Rosellón franceses en 1940, o con eventos ocurridos en el sector NW de Cataluña en 1963 (34 eventos), además de 28 corrientes de derrubios que se han formado en diferentes años y localidades. Análisis de las lluvias desencadenantes y frecuencia de corrientes de derrubiosLa teoría propuesta sobre dos tipos de lluvias desencadenantes (Hürlimann et al. 2003) está de acuerdo con los resultados obtenidos durante el análisis de las corrientes de derrubios.La datación absoluta de los eventos históricos se intenta estimar en las 5 cuencas vertientes mediante dendrocronología, y a partir de ahí se estima la frecuencia de los eventos. Durante el 2009 se han iniciado las campañas de campo y los primeros resultados indican que los impactos de bloques en árboles y las consecuentes heridas son indicios perfectos para datar las co-rrientes de derrubios ocurridas en el pasado. Análisis de los primeros datos en las cuencas instrumentadasHasta finales de 2009 se han acumulado una gran cantidad de datos de los dife-rentes sensores instalados en Ensija y Senet. Las series obtenidas en las esta-ciones meteorológicas han mostrado que lluvias convectivas de gran intensidad

Figura 1. Situación de las corrientes de derrubios de la base de datos

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han ocurrido varias veces durante los meses de verano; sin embargo no han provocado ninguna corriente de derrubios, sino flujos hiperconcentrados.En la Figura 2 se puede observar la relación entre lluvia y calado del flu-jo, que se ha elaborado mediante los datos medidos durante una de estas tormentas de verano mencionadas anteriormente. La lluvia ocurrió el 1 de agosto de 2009 en la cuenca de Senet, con intensidad máxima horaria de 26,3 mm/h y precipitación total ~31 mm.

Figura 2. Datos registrados en el campo mostrando la relación entre lluvia y calado du-rante la tormenta del 1 de agosto de 2009 ocurrida en Senet

CONCLUSIONESLos primeros resultados del proyecto indican que las corrientes de derru-bios tienen una influencia elevada en el Pirineo. La falta de experiencia en el monitoreo de estos procesos y su carácter pluridisciplinar (electrónica, hidráulica, geofísica, etc) han demostrado no es una tarea fácil, pero que, sin embargo, los resultados son prometedores. Por otra parte, el análisis de las lluvias desencadenantes es complicado y especialmente la definición de un umbral crítico para tormentas cortas y de gran intensidad.

Agradecimientos: DEBRIS-CATCH está subvencionado por el proyecto del MICINN con número CGL2008-00299/BTE.

BIBLIOGRAFÍA

Clotet, N. y Gallart F. (1984): Inventari de degradacions de vessants originades pels aiguats de novembre de 1982, a les altes conques del Llobregat i Cardener. Servei Geològic de la Generalitat de Catalunya. Barcelona; 51 p.

Hürlimann, M., Corominas, J., Moya, J. y Copons, R. (2003). Debris-flow events in the Eastern Pyrenees. Preliminary study on initiation and propa-gation. En: Rickenmann, D. y Chen, C.(eds.): 3rd Int. Conf. on Debris-Flow Hazards Mitigation, Davos, Millpress, 115-126.

Jakob, M. y Hungr, O. (2005): Debris-flow Hazards and Related Phenomena. Springer, Berlin, 739 p.


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EL ALUD QUE DESTRUYÓ EL ANTIGUO HOSPITAL NUEVO DE BENASQUE

Arnó, Georgina1 y Muntán, Elena2

RESUMEN La cartografía de aludes convencional y la dendrogeomorfológica permitie-ron representar la trayectoria más probable de los aludes de nieve que des-truyeron el antiguo Hospital de Benasque, cuando los puertos de montaña eran las principales vías de comunicación entre los valles pirenaicos, incluso en invierno. Se cartografiaron los aludes que interceptaban la ruta hacia el puerto de Benasque y se identificó la zona de aludes que podría haber des-truido este estratégico refugio.Palabras clave: aludes de nieve, anillos de crecimiento, cartografía geomor-fológica, dendrogeomorfología.

ABSTRACTConventional and dendrogeomorphological avalanche mapping allowed to identify the most likely trajectory of the snow avalanches that destroyed the ancient Hospital de Benasque in such a time when mountain passes were the main routes between the Pyrenean valleys, even in winter. Avalanche paths which intercepted the way to Benasque pass were mapped, and the avalanche path which could have destroyed this strategic refuge was determined.Key words: snow avalanches, tree rings, geomorphological mapping, den-drogeomorphology.

1 GEOCAT GESTIÓ DE PROJECTES, S.A. Barcelona, España, [email protected] 2 Departamento de Ecología, Universidad de Barcelona, Barcelona, España, [email protected]

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INTRODUCCIÓNAntiguamente, la comunicación entre Aragón, Francia y Val d’Aran se pro-ducía a través de los puertos de montaña de los Pirineos. Comerciantes, peregrinos, viajeros, contrabandistas y policías de aduanas cruzaban las fronteras a lo largo de todo el año. Los pasos de montaña seguían siendo transitados en invierno y este hecho, inevitablemente, generaba el desenca-denamiento de aludes de nieve. Esta intensa actividad favoreció la creación de hospederías u ‘hospitales’ como el del Valle de Benasque. En este trabajo se han cartografiado las zonas de aludes que podrían afec-tar el paso hasta el puerto de Benasque por la vertiente sur utilizando las técnicas de cartografía convencional. Posteriormente, mediante cartografía dendrogeomorfológica se han determinado las dimensiones más probables del alud que destruyó el antiguo Hospital Nuevo.

EL HOSPITAL NUEVO DE BENASQUEEl primer Hospital del Valle de Benasque se situó estratégicamente cerca del paso de la Glera (s. XII-XVI). Esta ruta perdió importancia en favor del puerto de la Picada y el puerto de Benasque y el Hospital fue trasladado 900 m río arriba (Hospital Nuevo, s. XVI-XIX). Sobre esta ubicación existe un saliente de roca que aparentemente protegería a dicho refugio. Sin embargo, este emplazamiento fue destruido por aludes de nieve al menos en 1789 y 1826 según Juste (1991).

METODOLOGÍA 3.1. Cartografía de aludes de nieve convencionalSe ha realizado a partir del análisis de características geomorfológicas de la vertiente: pendientes, altitud, rugosidad, etc. La cartografía resultante se completó con observaciones hechas en inspección de campo.3.2. Cartografía dendrogeomorfológica Se tomaron posición, medidas y muestras dendrocronológicas de pinos ne-gros (Pinus uncinata Ramond ex DC. in Lam et DC.). Las muestras se da-taron por los procedimientos habituales y se identificaron las señales de perturbación para determinar la ocurrencia de aludes.

RESULTADOSEn la figura 1 se han representado las zonas de aludes de este sector. Las zonas 1 y 2 son las que podrían afectar el lugar del Hospital Nuevo.El invierno 2008-2009 un alud descendió por la zona 1 (Fig. 2). Fue de di-


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mensiones excepcionales ya que arrasó una franja de bosque con algunos árboles de más de 70 años. El alud giró hacia el oeste al alcanzar el fondo del valle y el depósito de nieve llegó cerca de las ruinas del Hospital. Un alud semejante pudo haberlo destruido en el pasado.El análisis dendrocronológico de árboles que crecen sobre el saliente de roca que supuestamente protegía el Hospital Nuevo reveló el paso de aludes por este sec-tor. La edad de los árboles permite elaborar una cronología de eventos de unos 70 años. Se han datado posibles aludes en 1960-61, 1969-70 y en los años 30 del si-glo XX. La dirección de inclinación de los árboles sirvió para elaborar la cartografía de un evento mayor, de dimensiones incluso superiores al alud 2008-2009.El volumen de nieve desplazado por este alud mayor sería suficiente para sepultar el modesto edificio del Hospital. Así, no parece tan probable que un alud proveniente del este por el fondo del valle, después de haber perdido gran parte de su energía en el giro, pudiera destruir el Hospital.

CONCLUSIONESDe las posibles trayectorias de los aludes que podrían alcanzar la ubicación del antiguo Hospital Nuevo de Benasque, la más probable se ha aproximado

Figura 1. Representación de las zonas de aludes del sector entre el Pico de la Montañeta y la Tuca de Salvaguardia. Car-tografía: Base topográfica y ortofotomapa 1:5000, Diputación General de Aragón. Obtenidos del SITAR

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utilizando cartografía dendrogeomorfológica (Muntan et al., 2009). La detec-ción y datación de aludes de nieve mediante muestras y medidas de árboles permite generar cronologías de eventos, pero también reconocer sectores afectados que la cartografía convencional no llega a identificar. Donde hay bosque, la combinación de las dos técnicas permite elaborar una cartografía de susceptibilidad de aludes de gran detalle.

Agradecimientos: Fundación Hospital de Benasque, Parque Natural Posets-Maladeta, Sr. Antonio Ganao de Casa Valera (Benasque) y Sr. Ricard Jaquet (guarda forestal, Benasque).

BIBLIOGRAFÍA

Juste, V. (1991): Aproximación a la Historia de Benasque. Editorial Antena Pirineo, S.A. Benasque; 359 p.

Muntán, E., García, C., Oller, P., Martí, G., García, A. y Gutiérrez, E (2009): Reconstructing snow avalanches in the Southeastern Pyrenees. Natural Hazards and Earth System Sciences 9, 1599–1612.

Figura 2. Eventos de aludes en la Zona 1. Cartografía aproximada del alud acontecido en febrero de 2009 (a partir de indicios observados en la vegetación) y del alud que

debió de destruir el Hospital Nuevo (a partir de cartografía dendrogeomorfológica). Las flechas indican la dirección de inclinación de árboles con señales datables de aludes


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RIESGOS DE INUNDACIÓN COSTERA DEBIDA A TEMPORALES EN LA PLAYA DE CAMPOSOTO (SAN FERNANDO, CÁDIZ, ESPAÑA)

Balbontín, Paulina1, Del Río, Laura1 y Benavente, Javier1

RESUMEN En este estudio se evalúa el riesgo de inundación costera debida a la acción de temporales en la playa de Camposoto (San Fernando, Cádiz). Se simuló el storm surge causado por los temporales, considerando datos topográficos y dos tormentas con diferente período de retorno, lo que permitió calcular la sobreele-vación teórica del nivel del mar y construir mapas de riesgo de inundación. Los resultados muestran las áreas vulnerables al impacto de las tormentas, caracte-rizando la generación de desbordamientos. La comprensión de estos procesos es importante para el establecimiento de medidas adecuadas de gestión costera.Palabras clave: Inundación costera, SIG, storm surge, Bahía de Cádiz.

ABSTRACTThis study presents an assessment of coastal flooding hazard due to storms in Camposoto beach (San Fernando, Cádiz). Storm surge components were simulated considering topographic data and two types of storms with diffe-rent return periods, in order to calculate theoretical storm surge elevation and to construct a flood hazard map. Results show the areas vulnerable to the impact of storms and allow to characterise dune overwash events. An adequate understanding of these processes is of great importance to esta-blish effective coastal management schemes. Key words: Coastal flooding, GIS, storm surge, Bay of Cádiz.

1 Depto. Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales, Universidad de Cádiz, Cádiz, España, [email protected], [email protected], [email protected]

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INTRODUCCIÓNEn las últimas décadas la población costera se ha incrementado en gran me-dida, aumentando el interés en el estudio de los eventos que afectan a la es-tabilidad de las zonas litorales (Moore, 2000). Según el IPCC, los escenarios de cambio climático pronostican un incremento en la frecuencia e intensidad de las tormentas costeras (IPCC, 2007). Por tanto, el estudio de los efectos de dichos eventos sobre la costa reviste una gran importancia. Una de las principales consecuencias de los temporales marítimos es la inundación cos-tera generada por el storm surge o sobreelevación del nivel del mar asocia-da a la tormenta. Ésta consta de tres componentes: la apilación por viento, el efecto de las bajas presiones atmosféricas y el aumento de la altura del oleaje. El resultado es un ascenso del nivel del mar en la costa (Benavente et al., 2006).El presente trabajo presenta una evaluación del riesgo de inundación costera en la playa de Camposoto (San Fernando, Cádiz). La zona de estudio es una playa natural, no urbanizada, que se extiende a lo largo de 1,2 km en el sector cen-tral de la flecha arenosa de Sancti-Petri. Está constituida por arenas medias, y presenta una pendiente intermedia y un comportamiento estacional. La zona es mesomareal y de baja energía, con una altura de ola significante inferior a 1 m en bonanza, que alcanza los 4 m durante los temporales (Benavente et al., 2000).

METODOLOGÍAPara la realización del presente estudio se consideraron datos de dos tipos de temporales: una tormenta invernal modal (Febrero 2009), con un periodo de retorno de 1 año (Hmax=4,6 m), y una tormenta extrema (Enero 1973), registrada una sola vez entre 1958 y 2001 según la base de datos de re-troanálisis procedente del proyecto HIPOCAS (Hmax=8,4 m). Se empleó la metodología de Benavente et al. (2006), adaptada a las características es-pecíficas de la playa de Camposoto, para calcular la sobreelevación teórica del nivel del mar generada por ambas tormentas.Por otro lado, se elaboró un MDT para caracterizar la morfología de la pla-ya, a partir de 2 campañas topográficas realizadas con GPS diferencial. Los datos fueron procesados por medio del software Surfer 8TM, obteniendo la base del mapa de riesgo de inundación. Dicho mapa se construyó com-binando el MDT con el nivel del mar total, resultante de sumar el valor de sobreelevación calculado, la altura del cero local y la altura de las pleamares registradas los días de las tormentas.


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RESULTADOS Y DISCUSIÓNPara obtener un mapa de inundación representativo, es necesario considerar la mayor cantidad de factores posibles. Los resultados del cálculo de cada componente del storm surge (Tabla 1) muestran que la influencia relativa de las variables que afectan a la sobreelevación del nivel del mar depende de la intensidad de la tormenta. Así, para la tormenta modal el oleaje constituye el factor más importante (55%), mientras que para la tormenta extrema los factores principales son las olas y el viento (50% y 45% respectivamente).

Tabla 1. Componentes que contribuyen a la elevación del nivel del mar en una tormenta modal y una extrema en la playa de Camposoto.

En la tormenta modal, la suma de la sobreelevación y la altura de marea correspondiente resultarían en un nivel del mar de 4,1 m sobre el datum vertical de Cádiz. La consecuencia sería la inundación de la playa de Campo-soto y de casi toda la parte trasera de las dunas, debido a la generación de desbordamientos que rompen el cordón dunar. Para la tormenta extrema la altura del nivel de agua sería de 5,5 m, inundando la totalidad de la playa y del sistema dunar; las dunas se erosionarían y podrían llegar a desaparecer, al igual que las vías de acceso a la playa.El mapa de riesgo de inundación (Fig. 1) representa los posibles efectos en el caso de un temporal modal, permitiendo identificar las áreas vulnerables al impacto de la tormenta y los eventos de rotura y desbordamiento del cordón dunar. La presencia y reactivación de los tres abanicos de desbor-damiento que se observan en el mapa fue validada en el campo durante las campañas topográficas de la tormenta modal de 2009. El desbordamiento más significativo se ubica en el sector norte de la zona de estudio y muestra una penetración de unos 100 m. En este sentido, la actual localización de estas estructuras podría contribuir a la futura generación de mayores des-bordamientos

Feb-09 Jan-73

Modal (m) Extrema (m)

Efecto barométrico0,575

0,129

Efecto del viento (wind setup) 1,072

Efecto del oleaje (wave setup) 0,723 1,19

TOTAL 1,298 2,391

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CONCLUSIONESLa escala temporal de los eventos de inundación está representada por la frecuencia de llegada de cada tipo de tormenta (Benavente et al., 2006). Para la zona de estudio, el periodo de retorno de las tormentas promedio

es de aproximadamente 1 año, mientras que para las tormentas extremas sería de 8-10 años según Rodríguez-Ramírez et al. (2003). Es importante realizar un cálculo preciso de dichos periodos de recurren-cia, ya que los eventos de erosión, inun-dación y desbordamiento asociados a los temporales juegan un papel crucial en el control de la morfología de la playa y las dunas.Los modelos de sobreelevación del nivel del mar debido a tormentas son herra-mientas útiles para evaluar diferentes escenarios de inundación, generando in-formación muy necesaria para diseñar medidas adecuadas de gestión de la zona costera. En este sentido, en Camposoto sería recomendable la aplicación de ins-trumentos de conservación del sistema dunar, ya que constituye la mejor defensa natural contra los temporales.

Agradecimientos: El presente trabajo es una contribución a los proyectos MICORE (UE 7FP-ENV-202798) y RESISTE (MICINN CGL2008-00458/BTE). P. Balbontín fue financiada por el Programa Erasmus Mundus de la Unión Europea.

BIBLIOGRAFÍA

Benavente, J., Del Río, L., Gracia, F.J. y Martínez, J.A. (2006): Coastal flooding hazard related to storms and coastal evolution in Valdelagrana spit (Cadiz Bay Natural Park, SW Spain). Continental Shelf Research 26, 1061-1076.

Benavente, J., Gracia, F.J. y López-Aguayo, F. (2000): Empirical model of morphodynamic beachface behaviour for low-energy mesotidal environ-ments. Marine Geology 167 (3-4), 375-390.

Moore, L.J. (2000): Shoreline mapping techniques. Journal of Coastal Research 16 (1), 111-124.

Intergovernmental Panel on Climate Change (2007): Climate Change 2007: Synthesis Report. Summary for Policy Makers. 22pp. URL: http://www.ipcc.ch

Rodriguez-Ramírez, A., Ruiz, F., Cáceres, L.M., Rodríguez-Vidal, J., Pino, R., y Muñoz, J.M. (2003): Analysis of the recent storm record in the southwestern Spanish coast: implications for litoral management. The Science of the Total Environment 303, 189-201.

Figura 1. Mapa de riesgo de inundación por un even-to de tormenta modal en la playa de Camposo-to (isohipsas en metros sobre el nivel del mar)


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REGISTRO DE PALEOCRECIDAS EN LA RAMBLA DE LA VIUDA (CASTELLÓN)

Benito, Gerardo1, Machado, María J.1 Rico, Mayte2, Sánchez-Moya, Yolanda3 y Sopeña, Alfonso3

RESUMEN Este trabajo describe el registro sedimentario reciente (~600 años) de las crecidas fluviales en La Rambla de la Viuda (Castellón). La metodología se basa en la identificación y descripción estratigráfica de depósitos de reman-so acumulados por las paleocrecidas, apoyados con información histórica. El análisis geoquímico y de bioindicadores de los niveles de inundación permite determinar los cambios en las condiciones ambientales de la cuenca (de-forestación, fuegos, cambios históricos de uso del suelo, etc), y su posible influencia en la hidrología de las crecidas. Palabras clave: Paleocrecidas, cambio global, ríos efímeros

ABSTRACTThis work describes the palaeoflood record over the last 600 years in an ephem-eral Mediterranean stream: La Rambla de la Viuda (Province of Castellón). The methodology is based on stratigraphic description of slack-water flood deposits, supported with documentary data. Geochemical and bioindicator analysis from individual flood units provide insight into the catchment environmental condi-tions during flooding (deforestation, fire, land use changes, etc.)Key words: Palaeofloods, global change, ephemeral streams

1 Instituto de Recursos Naturales, CSIC, Madrid, [email protected], [email protected] 2 Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC, Zaragoza, [email protected] 3 Instituto de Geología Económica, CSIC-UCM, Madrid, [email protected]; [email protected]

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INTRODUCCIÓNLa respuesta de los extremos hidroclimáticos al cambio global constituye una de las principales incertidumbres científicas actuales, particularmente en los ríos mediterráneos donde la hidrología se caracteriza por frecuentes sequías e inundaciones (Mateu, 1974, Morell y Pérez Cueva, 2000; Cama-rasa y Segura, 2001). Los estudios de paleocrecidas en diversas cuencas del Mediterráneo español (Benito et al., 2008), muestran que en los últimos 1000 años éstas fueron más frecuentes en los periodos 960-790 y 520-290 años BP. En época histórica, la escorrentía se ha incrementado como conse-cuencia de la ocupación humana, tanto por un aumento de la deforestación, como por los cambios en el uso del suelo (agrícola y ganadero). En este es-tudio se pretende reconstruir el registro de paleocrecidas en una cuenca con intensa ocupación histórica del suelo, y analizar la presencia de indicadores geoquímicos, edáficos y biológicos que permitan discernir el efecto del clima y de los cambios ambientales (usos del suelo) en la generación de la esco-rrentía y la producción de sedimentos durante eventos extremos.

ÁREA DE ESTUDIOLa Rambla de la Viuda (superficie de cuenca de 1500 km2) es un curso efíme-ro y torrencial, que confluye con el río Mijares en Almanzora (Castellón), cerca de su desembocadura en el Mediterráneo. Se trata de un curso con lecho adaptado a los caudales de crecida, con barras transversales donde predo-minan los tamaños de gravas y bloques. La zona de estudio se localiza en un tramo de 6.5 km de longitud entre Mas de Flors (cola embalse) y la carretera a Costur (Fig. 1). Se han realizado un total de ocho perfiles estratigráficos en sedimentos finos acumulados en zonas de remanso de flujo durante las ave-nidas. Los depósitos presentan morfología en banco y aparecen asociados a zonas de expansión del valle y a áreas de confluencia con barrancos.

RESULTADOSEl registro estratigráfico más completo (RVDA2) muestra al menos diez eventos de paleocrecidas, y se localiza en la desembocadura de un barranco (Fig. 1). El segundo nivel de paleocrecidas desde su base (no. 9) se ha data-do dando una edad radiocarbono de 335±40 BP (1462-1644 AD). El posterior desarrollo de un suelo sobre esta unidad permite detectar una fase de mayor estabilidad ambiental, inmediatamente posterior al evento de paleocrecida 9 (Fig. 1). Este suelo, de color 10YR6/4 (húmedo), presenta estructura en blo-ques gruesa y cutanes de color 7.5YR5/5. La segunda etapa de edafización


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más importante en este perfil afectó a los sedimentos de los depósitos de paleocrecidas 7 y 8. El suelo, menos desarrollado, tiene un color 10YR 6/6. Entre las unidades de paleocrecidas 7 y 6 se intercala un depósito proceden-te del barranco lateral con 40 cm de espesor, que responde a un momento/evento de elevada capacidad de transporte del barranco. Sobre estas gravas se han depositado, al menos, otros 5 eventos de paleocrecida (no. 6 a 2), de los cuales el tercero (no. 4) se ha datado como 220±30 BP (1647-1952 AD).

Figura 1. Estratigrafía de los depósitos de remanso

La tendencia a una menor estabilidad ambiental hacía el presente se traduce en la carencia de desarrollo de suelos, más evidente a partir del evento 6. Esta uni-dad de depósitos de paleocrecida (no. 6) presenta un importante contenido de materiales provenientes de depósitos de ladera (Centilo95=4cm). El suelo, muy poco desarrollado, afecta los primeros 15/20 cm, y presenta un color 7.5YR6/4. En la parte superior se suceden dos niveles con acumulación de depósitos de ladera, indicando un predominio de la escorrentía lateral y acarreo de depósitos próximos y escasamente clasificados. Este perfil culmina con un potente depó-sito de avenida constituido por arenas finas y medias, de aspecto reciente. En el sector aguas arriba del tramo estudiado, un banco depositado en un am-biente de remanso durante las avenidas muestra al menos 9 eventos de inunda-ción (perfil RVDA5; Fig. 1). El nivel inferior (no. 9) se ha datado con radiocarbono con una edad de 160±30 BP (1664-1953 AD). La ambigüedad de la curva de calibración del C-14 no permite concretar más su edad. Sin embargo, resulta interesante la acumulación de un depósito fluvial de arenas gruesas y gravas

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intercalado entre los niveles 7 y 6, similar al descrito anteriormente en el perfil RVD2. Por encima de este nivel de gravas se acumulan al menos otros 6 niveles de paleocrecidas. Otro perfil estratigráfico realizado en el sector intermedio del tramo estudiado RVDA7, muestra igualmente un evento de aportes de gravas fluviales que separa los niveles de paleocrecidas 9 y 10, infrayacentes al nivel grosero, y de otros 8 niveles de paleocrecidas situados por encima del mismo. Solamente el evento 9 presenta edafización posterior, con la formación de un suelo poco desarrollado, color 7.5YR5/5 y una estructura con tendencia a bloques medio/gruesos. En este perfil estratigráfico no se han realizado dataciones.

DISCUSIONLos resultados presentados son preliminares. Se pone en manifiesto la acumu-lación, durante las avenidas, de depósitos de remanso incluso en cursos fluvia-les altamente torrenciales como son las ramblas mediterráneas. Sin embargo, como ocurre en otros ríos mediterráneos, la preservación de estos depósitos se encuentra limitada a los últimos 600 años. Esto puede ser debido a la exis-tencia de crecidas extremas capaces de erosionar los depósitos acumulados durante eventos de menor magnitud. Por tanto, estas secuencias sedimentarias registran avenidas ocurridas en un contexto histórico reciente. La mayor parte de estos eventos presenta una elevada magnitud (crecidas extraordinarias de la Rambla), aunque destaca en particular un evento que tuvo lugar en el tramo inferior del registro estratigráfico, y que post-data una edad radiocarbono de 335±40 BP (1462-1644 AD), con funcionamiento generalizado del sistema tanto de la Rambla como de los afluentes produciendo acumulaciones de gravas. La irregularidad temporal de las crecidas extraordinarias en la Rambla de la Viuda se pone de manifiesto en el desarrollo de procesos de edafización incipiente en algunos niveles, con eluviación de arcillas. Estos procesos marcan hiatos de va-rias décadas hasta la acumulación de un nuevo nivel de avenida.

Agradecimientos: Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CICYT CGL2008-06474-C02-01/BTE, e intramural del CSIC 200430E595.

BIBLIOGRAFÍA

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Camarasa, A.M. y Segura, F. (2001). Flood events in Mediterranean ephemeral streams (ramblas) in Valencia region, Spain. Catena 45, 229-249.

Mateu Bellés, J.F. (1974). La Rambla de la Viuda. Clima e hidrología. Cuad. Geogr. 15, 47-68.

Morell, J. y Pérez Cueva, A. (2000). Volúmenes hídricos de las precipitaciones intensas en la Confederación Hidrográfica del Júcar. Cuad. Geogr. 67-68, 261-275.


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AVENIDAS FLUVIALES HISTÓRICAS EN EL SECTOR CENTRAL DE LA PENÍNSULA IBÉRICA

Bullón Mata, Teresa1

RESUMEN Se establece una reconstrucción de las avenidas fluviales que se han pro-ducido en ríos de las cuencas del Duero y del Tajo que tienen sus cabeceras en el Sistema Central durante la segunda mitad del siglo XVI. Se utilizan como fuente de información los resultados de las consultas a diferentes do-cumentos y archivos. Se realiza una conversión de los datos cualitativos a índices ordinales y se determina la distribución estacional e interanual de las avenidas.Palabras clave: avenidas históricas, índices de frecuencia-intensidad, cuen-cas atlánticas, hidrología histórica.

ABSTRACT There is established a reconstruction of the fluvial flood that have taken place in rivers of the basins of the Douro and of the Tagus that have theirs heads in the Central System mountains during the second half of the 16th century. Qualitative information is converted into ordinal indexes to determi-ne the seasonal and interannual distribution of the floods. Key words: Historical floods, flood frequency-intensity index, atlantic, dra-inage basins.

1 Departamento de Geografía, Universidad Autónoma de Madrid, Madrid. España, [email protected]

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INTRODUCCIÓNEn este trabajo se presenta una reconstrucción de las avenidas fluviales que se han producido en un intervalo temporal que abarca desde 1550 a 1599 mediante la consulta de las fuentes documentales. El sector geográfico estudiado comprende los tramos altos de los ríos Voltoya, Moros, Eresma, afluentes del Duero y del Jarama, Lozoya, Cofio y Guadarrama, afluentes del Tajo. La base principal de la información ha sido recogida directamente de actas municipales, actas capitulares y colecciones de informes o cartas personales del fondo de Casas y Sitios Reales del archivo general de Siman-cas. En algún caso, se han utilizado textos transcritos publicados (Alvar. M et al., 2005). Las referencias concretas utilizadas se detallan en publicaciones anteriores (Bullón, 2006, 2008 a y b) y en la sección de Bibliografía (Archivo Municipal de Segovia, Archivo General de Palacio de Madrid).El objetivo planteado es definir la magnitud de las avenidas a partir de los efectos que produjeron y establecer la secuencia temporal de las mismas.

MÉTODOS DE TRABAJOPara reconstruir los períodos de avenidas se han utilizado los datos explí-citos sobre crecidas y los daños producidos por éstas, como las erosiones o acumulaciones en los cauces y los deterioros de canales, presas y puentes locales. Puntualmente se consideran datos de las roturas de puentes de im-portancia regional situados lejos del lugar en el que se recoge la referencia, a cuyo arreglo los municipios tienen que contribuir. La información ha sido interpretada y verificada comprobando la concor-dancia con hechos históricos suficientemente probados y la ausencia de contradicciones con respecto a otras informaciones de la misma fecha pero distinta fuente. Debido a la dispersión de los datos no es posible establecer una evolución temporal de detalle en de tramos concretos, sino definir el comportamiento del conjunto de la cuenca hidrográfica a la que pertenecen los ríos afecta-dos. El cómputo de los datos que se ha utilizado es doble: Por un lado se ha valorado la intensidad de las avenidas por meses según la metodología propuesta por Barriendos y Coeur (2004) en 3 valores ordinales: 1= cre-cida sin daños 2= daños moderados, 3= daños importantes; por otro, se han agrupado estos valores por año y cuenca hidrográfica con el siguiente índice de frecuencia/intensidad: 1= fenómeno aislado, sin daños o con da-ños moderados; 2= frecuente y/o con daños ; 3 = generalizado y/o daños importantes.


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Los resultados se analizan estadísticamente teniendo en cuenta evolución a corto y medio plazo en cada una de las dos cuencas principales y en el conjunto de ellas.

RESULTADOSLa distribución estacional de las de avenidas que se observa a partir de valores mensuales muestra que éstas han ocurrido preferentemente en oc-tubre-enero. En el resto del año las avenidas son poco importantes en el Tajo, mientras que en el Duero pueden reaparecer entre marzo y mayo. Hay recogidos datos referentes a daños en infraestructuras y cauces que están fechados al final del verano, que se ordenan reparar antes del invierno si-guiente, que se interpretan como daños producidos en los meses anteriores, sin que se pueda concretar el mes exacto. Además de lo anterior, algunos datos aislados indican la influencia de alguna actividad convectiva estival. Se ha obtenido un total de 19 años en los que ha ocurrido alguna crecida, con o sin daños, en los ríos pertenecientes al grupo de la cuenca del Duero y 20 en el grupo de la cuenca del Tajo. En el primero de ellos el número de crecidas para cada uno de los tres índices considerados es similar. En el se-gundo las crecidas aisladas o sin daños fueron el 55%, las frecuentes 15% y las generalizadas 30%. Las crecidas ocurren a la vez en ambas cuencas en la mitad de los años en que éstas se producen, aunque no siempre tienen la misma intensidad. No obstante, las que tienen lugar en 1556, 1557, 1591 y 1593, son generalizadas en ambas cuencas y producen importantes daños.La tendencia interanual de organización de las crecidas en el conjunto de la serie se ha obtenido a partir de la suma acumulada de los valores normali-zados de los índices de frecuencia/intensidad. En la curva correspondiente (Fig. 1) se observan tramos de tendencia ascendente, que se consideran indicadores de aumento de la intensidad de las crecidas en el tiempo, y tra-mos descendentes, en los que la importancia de éstas disminuye. Según esto, las crecidas en la serie de años considerados se organizan en dos gru-pos, situados respectivamente al principio y al final del período: 1556-1574 y 1586-1599. En los años intermedios las avenidas son de escasa importancia. La correlación entre estas curvas, de 0,72 (99% de confianza), expresa la similitud de comportamiento de los ríos analizados en ambas cuencas en lo referente a la distribución interanual de las crecidas en el período analizado. La magnitud y frecuencia de las avenidas del la última década del siglo XVI ha sido destacada asimismo por otros autores, como Benito G. et al, ( 2003), en la cuenca del Tajo.

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Figura 1.Índice de Frecuencia-Intensidad acumulada / año de avenidas en los ríos de las Cuencas del Duero y del Tajo

CONCLUSIONESLa variabilidad interanual de las avenidas de la segunda mitad del s. XVI en las cuencas del Tajo y Duero es la siguiente: entre 1556 y 1574 tienen una intensidad bastante destacada. Después de una serie de años con escasa o nula ocurrencia de éstas, vuelven a aparecer a partir de 1585 y alcanzan un segundo período de gran intensidad entre 1586 y 1595. A pesar de las diferencias, la moderada correlación entre ambas series indi-ca que las avenidas se producen en un contexto hidrológico bastante similar, correspondiente a la vertiente atlántica peninsular.

BIBLIOGRAFÍA

Alvar, A., García, E., Zofio, J.C., Prieto, T. y Zozaya, L. (2005): Clima, técnica y poderes. Madrid, 1561-1598. Revista de Historia Moderna, nº 23, 135-184.

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Archivo General de Palacio de Madrid. Fondo San Ildefonso. Caja 13536.

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Benito, G, Díez-Herrero y A. Fernández de Villalta, M. (2003): Magnitude and frecuency of flooding in the Tagus basin (Central Spain) over the last millenium. Climatic Change, 58, 171-192.

Bullón, T. ( 2006): Degradación de la naturaleza y crisis de nieve y hielo en la segunda mitad del siglo XVI. Ería, 70, 129-148.

Bullón, T. (2008 a): Winter temperatures in the second half of the sixteenth century in the central area of the Iberian Peninsula, Climate of the Past, 4, 357-367.

Bullón T. (2008 b): Evolución de las temperaturas invernales en la segunda mitad del Siglo XVI en un sector del Sistema Central Español. Boletín de la Asociación de Geógrafos Españoles, 48, 311-325.


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VALIDACIÓN DEL MÉTODO GEOMORFOLÓGICO-HISTÓRICO APLICADO EN EL ESTUDIO

DE LA INUNDABILIDAD. CUENCA DEL RÍO SELLA (ASTURIAS)

Fernández, Elena1, Fernández, Miguel1, Fernández, María1 y Colubi, Ana2

RESUMEN El 6 de marzo de 2009 tuvo lugar una inundación que afectó el curso bajo del río Sella (Asturias), la cual fue cartografiada mediante trabajos de cam-po. El registro disponible en la estación SAICA de la zona permite asignar una recurrencia a la avenida de en torno a 3 años. En la zona se dispone de una cartografía de la peligrosidad desde el año 2004, elaborada con criterios geomorfológico-históricos. El objetivo es comparar la realidad de la inunda-ción, con la delimitación realizada previamente para definir la categoría de mayor peligrosidad, aquella asociada a recurrencias de 10 años. Palabras clave: peligrosidad de inundación, análisis geomorfológico, inun-daciones históricas, validación.

ABSTRACTIn March 6th 2009 a flood event occurred in the lower course of the Sella River (Asturias), whose extension was mapped through field work. Data from the nearest SAICA station enables to assign a recurrence around 3 years to this flood event. In the study area a flood-hazard cartography is available since 2004 that is elaborated with geomorphological and historical criteria. The aim of this work is to compare the actual flooded extent with the previously delimited zonification of the high flooding category, that one associated to 10-years recurrence.Key words: Flood hazard, geomorphological analysis, historical floods, validation.

1 INDUROT, Universidad de Oviedo, Mieres, España, [email protected], [email protected] [email protected], 2 Departa-mento de estadística e I.O., Universidad de Oviedo, Oviedo, España, [email protected]

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INTRODUCCIÓNDurante la jornada del 6 marzo de 2009 técnicos de la Confederación Hidro-gráfica del Cantábrico (CHC) informaron de inundaciones en el tramo inferior del río Sella. Desde el Indurot se realizaron trabajos de campo con el objetivo de cartografiar la superficie inundada por este evento. Previamente se habían analizado los datos de la estación SAICA presente en el tramo, los cuales se-ñalaron que la avenida se asocia a una recurrencia de en torno a 3 años. La cuenca hidrográfica del río Sella presenta una superficie de 1200 km2, un 93% de la cual se ubica en la zona oriental de Asturias y el resto en León (Fig. 1). El río Sella y sus tributarios poseen una longitud de cauces aluviales de 195 km, los cuales discurren entre 25,6 km2 de zonas inundables, según el estudio de peligrosidad disponible en la zona (Indurot, 2004). Concretamen-te, 12,46 km2 están definidos en la categoría de muy frecuente, 5,68 km2 en la categoría de frecuente, 4,08 km2 en ocasional y 3,38 km2 en excepcional. Esta inundabilidad se definió mediante criterios geomorfológico-históricos, asociados a un rango de probabilidades de inundación que, en el caso de la categoría de mayor inundabilidad, engloba terrenos afectados por avenidas de en torno a 10 años de periodo de retorno.La cuenca del río Sella se divide en las subcuencas de los ríos Güeña, Piloña, Alto Sella y Bajo Sella, siendo en esta última donde se localiza el área de estudio. El objetivo del presente trabajo es validar el grado de precisión de la categoría de mayor peligrosidad definida en la zona, mediante la compara-ción con las zonas inundadas en este evento, cuya recurrencia se estima en torno a 3 años. Tal y como precisan Williams y Costa (1988), la cartografía más fidedigna se obtiene después de una inundación.

Figura 1. Ubicación del área de estudio y detalle de la comparación entre la cartografía de mayor peligrosidad con la inundación de marzo de 2009


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METODOLOGÍALa cartografía de la inundación se basó en observaciones directas en campo realizadas transcurridos pocas días desde su ocurrencia, permitiendo reco-nocer las zonas afectadas por la lámina de agua a partir de los depósitos de restos vegetales ligeros (arribazones fluviales), depósitos de arenas, gravas y cantos, hierbas tumbadas, erosiones, etc. Durante estos trabajos se ob-tuvo información de calados, características de los depósitos de desborda-miento y superficie mínima inundada, ya que determinadas evidencias pue-den desaparecer transcurridas pocas horas. La información fue almacenada en Arcmap y comparada con la capa de peligrosidad disponible en la zona. El tramo cartografiado tras la inundación en el bajo Sella abarca una lon-gitud de 26 km y una superficie inundable de 6,5 km2, de los que 4,8 km2 corresponden a la peligrosidad muy frecuente. Esta superficie representa el 73,4% de la zona más inundable de la subcuenca del bajo Sella y el 38,3% respecto al toda la cuenca.

RESULTADOSLa superficie afectada por la inundación fue de 3,91 km2, coincidiendo en toda su extensión con la categoría de mayor peligrosidad, es decir, se ob-tiene una validación para el 82% del tramo analizado. No se ha identificado ningún falso negativo, y restaría un aparente falso positivo del 18%. En este sentido hay que tener en cuenta que el 82% es un referente mínimo, ya que por un lado los trabajos de campo realizados con posterioridad al evento no siempre permiten definir la extensión total inundada y, por otro, el evento analizado posee una recurrencia de en torno a 3 años, frente a los 10 años que engloba esta categoría de inundabilidad. Por ello, se estima que el análi-sis geomorfológico e histórico aplicado en la zona presenta un elevado grado de acierto para esta peligrosidad.

DISCUSIÓNEl trabajo realizado ha permitido validar el 38,3% de la zona más inundable de la cuenca del río Sella, precisamente la de mayor interés para la gestión del riesgo. En este sentido destacar que, adicionalmente, desde el año 2004, se han cartografiado un total de 15 avenidas acaecidas en varios ríos (In-durot, 2009) donde se había aplicado igual metodología presentes en Astu-rias (Eo, Suarón, Porcía, Esva, Narcea, Nalón, Sella, Deva), Cantabria (Saja, Besaya, Asón, Aguanaz), País Vasco (Cadagua, Nervión), Navarra (Baztán y Bidasoa) y en el río Carrión en Palencia, que aunque pendientes de analizar

324

con el detalle presentado en este trabajo, en todos los casos se detectó una coincidencia de la superficie inundada de, al menos, el 80%, con las categorías de mayor peligrosidad, aspecto que afianza la aplicación de esta metodología en el estudio de las zonas inundables.

Agradecimientos: Parte de este trabajo es producto de las investigaciones realizadas en los Convenios de Colaboración suscritos entre el INDUROT con la Confederación Hidrográfica del Norte (CN-08-047) y el Principado de Asturias (CN-03-103).

BIBLIOGRAFÍA

Indurot (2004): Creación de un sistema de información de las zonas inundables y de avenida torrencial del Principado de Asturias. Consejería de Justicia, Seguridad Pública y Relaciones Exteriores (112 Asturias), Principado de Asturias. Informe inédito.

Indurot (2009): Efecto de avenidas acaecidas en el ámbito de la Confederación Hidrográfica del Cantábrico entre mayo de 2008 y marzo de 2009. Confederación Hidrográfica del Norte. Informe inédito.

Williams, G.P. y Costa J.E. (1998): Geomorphic measurements after a flood. En: Baker, V. R.; Kochel, R.C. y Patton, P.C. (eds.): Flood geomor-phology, Wiley, New York, pp. 65-77.


325

ELABORACIÓN DE MODELOS PREDICTIVOS DE RIESGO POR DESLIZAMIENTOS EN EL NORTE DE ESPAÑA

Remondo, Juan1, Bonachea, Jaime2, Cendrero, Antonio1 , Díaz de Terán, José Ramón1, González Díez, Alberto1, Bruschi, Viola 1

RESUMEN Este trabajo presenta un procedimiento cuantitativo para cartografiar y evaluar el riesgo por deslizamientos, desarrollado en el norte de España. El método propuesto permite elaborar modelos de riesgo que expresan, en términos económicos, los daños esperables en los elementos expuestos y las actividades económicas, de acuerdo con diferentes escenarios. Asimis-mo, se presentan algunas conclusiones que se derivan del desarrollo y apli-cación sistemática de la metodología propuesta. Palabras clave: modelos de riesgo, deslizamientos, norte de España

ABSTRACTThis work presents a quantitative procedure for landslide risk analysis and zo-ning developed in northern Spain. The proposed method provides the means to obtain landslide risk models expressing, in monetary terms, the expected damage due to landslides on material elements and economic activities, ac-cording to different scenarios. Some conclusions derived from the advances and systematic application of the proposed methodology are presented.Key words: Risk models, landslides, hazard, northern Spain.

1 Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Cantabria, Santander, España, [email protected]. 2 Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza, Zaragoza, España

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INTRODUCCIÓNEste artículo sintetiza la investigación desarrollada por los autores en los últi-mos años, en relación con la modelización de la susceptibilidad y peligrosidad de deslizamientos (Remondo et al., 2005) y con la cartografía y evaluación del riesgo por deslizamientos (Remondo et al., 2008; Bonachea et al., 2009). A me-dida que ha ido avanzando la investigación, para la elaboración de los modelos se han ido introduciendo algunas mejoras: series temporales de deslizamientos más amplias, métodos probabilísticos más sofisticados y variables causales de mayor resolución y más precisas. Ello ha permitido obtener modelos de peligro-sidad y riesgo con mayor capacidad de predicción y profundizar en el conoci-miento sobre las limitaciones e incertidumbres asociadas a las predicciones.

ÁREA DE ESTUDIO Y BANCO DE DATOSEl método se ha desarrollado en el valle del Deva (Guipúzcoa), en un área de 140 km2. La zona está formada por rocas sedimentarias y volcánicas, ligera-mente plegadas y falladas según una orientación WNW-ESE. La pendiente me-dia es 22º y el regolito oscila entre 0,5 y 3 m de espesor. Se han identificado diferentes tipos de movimientos, siendo los deslizamientos superficiales trasla-cionales, desencadenados fundamentalmente por lluvias intensas (Fig. 1), los más frecuentes; con éstos se han generado los modelos.

Figura 1.- Situación del área de estudio; inventarios temporales de deslizamientos existentes; ejem-plo de una pequeña subcuenca afectada por el tipo de movimiento en masa analizado

Para la elaboración de las cartografías de riesgo por deslizamiento ha sido ne-cesario obtener datos sobre deslizamientos ocurridos en el pasado reciente, factores del terreno condicionantes de la inestabilidad, elementos vulnerables expuestos y datos sobre daños. Con el objeto de analizar la información y cons-truir los modelos se ha creado un banco digital de datos.

METODOLOGIAEl modelo de ruptura del deslizamiento analizado determina los factores condi-


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cionantes del mismo. El modelo de susceptibilidad se elabora a partir del análi-sis de las relaciones estadísticas existentes entre los movimientos ocurridos en el pasado y los correspondientes factores condicionantes. Los modelos de susceptibilidad se transforman en modelos de peligrosidad a partir de escenarios de frecuencia futura para el tipo y magnitud de movimiento estudiado. Dichos escenarios se formulan extrapolando las frecuencias obser-vadas en el pasado (hasta ocho intervalos temporales de ocurrencia de los mo-vimientos, entre 1954 y 2006). Cabe señalar, que los escenarios de frecuencia futura varían en función del periodo de tiempo analizado y de las funciones de ajuste utilizadas. La vulnerabilidad se puede estimar mediante la relación entre los daños sufri-dos por un elemento cuando es afectado por un proceso de una determinada magnitud y, su valor. Para elaborar los modelos de riesgo se aplica la expresión propuesta por Varnes (1984), donde el riesgo es función de la peligrosidad, elementos expuestos y de su vulnerabilidad. Sin embargo, un deslizamiento también ocasiona pérdidas indirectas. Así, en el caso de una vía de comunicación y como consecuencia de la interrupción del tráfico se producen pérdidas de horas de trabajo, incremen-tos de distancias, etc. El riesgo indirecto es estimado mediante el producto de la peligrosidad por las pérdidas indirectas potenciales.

Elemento Escenario A % Escenario B % Escenario C %

Línea de tren 133 1,92 387 1,87 835 0,18

Autopista 41 0,59 126 0,61 296 0,64

Carretera nacional 268 3,85 784 3,79 1.718 3,72

Carretera regional 244 3,5 733 3,54 1.694 3,67

Carretera local 4.907 70,18 14.498 70,05 32.586 70,54

INFRAESTRUCTURAS 5.596 80,04 16.530 79,86 37.131 80,38

Usos del suelo 256 3,67 862 4,17 1.906 4,13

Edificios 7 0,11 23 0,11 52 0,11

Riesgo directo 5.861 83,82 17.416 84,15 39.090 84,62

Línea de tren 1.020 14,59 2.952 14,26 6.363 13,78

Autopista 19 0,27 58 0,28 136 0,03

Carretera nacional 69 0,99 203 0,01 451 0,98

Carretera regional 9 0,14 29 0,14 69 0,01

Carretera local 12 0,18 37 0,18 85 0,19

Riesgo indirecto 1.131 16,18 3.281 15,85 7.106 15,38

RIESGO TOTAL 6.992 100 20.698 100 46.197 100

Tabla 1. Valores de riesgo (miles de euros) obtenidos para un periodo de 50 años de acuerdo con 3 escenarios: A, fre-cuencia futura igual a la de los últimos 50 años; B, extrapolación mediante ajuste lineal de la frecuencia observa-

da en el pasado; extrapolación obtenida a partir del mejor ajuste (exponencial) de la frecuencia del pasado

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RESULTADOSEn la tabla 1 se muestran los valores de riesgo obtenidos para el área de estudio. La figura 2 muestra una representación gráfica de un modelo de riesgo directo y otro indirecto para una pequeña subzona.

Figura 2. Representación gráfica del riesgo directo (izquierda) e indirecto (derecha) para una subzona, según el escenario C. Tamaño de píxel: 10 x10m

CONCLUSIONESLos modelos de riesgo obtenidos permiten identificar áreas donde los esfuerzos de mitigación tengan una mejor relación costo-beneficio y en estudios de planificación estratégica. La capacidad predictiva de los modelos es proporcional a la calidad de los datos de partida (variables más precisas) y al refinamiento de la metodología de análisis. La obtención de series más largas de deslizamientos permite formular escenarios mejor fundamentados y conocer mejor la incertidumbre inherente a las predicciones del riesgo.

BIBLIOGRAFÍA

Bonachea, J., Remondo, J., Díaz de Terán, J.R., González-Díez, A. y Cendrero, A. (2009): Landslide risk models for decision making. Risk Analysis 29 (11), 1629-1643.

Remondo, J., Bonachea, J. y Cendrero, A. (2008): Quantitative landslide risk assessment and mapping on the basis of recent occurrences. Geomorphology 94, 496-507.

Remondo, J., Bonachea, J. y Cendrero, A. (2005): A statistical approach to landslide risk modelling at basin scale: from landslide susceptibility to quantitative risk assessment. Landslides 2 (4), 321-328.

Varnes, D.J. (1984): Landslides hazard zonation: A review of principles and practice. UNESCO, Paris.


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DIAGNÓSTICO Y GESTIÓN DEL RIESGO EN EL SUR OESTE DE LA REPÚBLICA DOMINICANA

Rodriguez, Xavier1, Rennola, Mjrko2, Furdada,Gloria3, Marqués, Mª Angels3

RESUMEN En este trabajo se ha realizado un diagnóstico de inundabilidad mediante el método geomorfológico integrado, y un diagnóstico sobre la vulnerabilidad y capacidad de las poblaciones afectadas en una parte del suroeste de la República Dominicana. El resultado es un mapa prospectivo en el que se reflejan los distintos tipos de inundación existentes y las comunidades con un riesgo mayor.Palabras clave: Inundación, Vulnerabilidad, República Dominicana, Ries-go, Diagnosis

ABSTRACT In this work a flood hazard diagnosis (by using the integrated geomorpho-logic method) and a study of local communities vulnerability and capacities has been carried out in a south west area of Dominican Republic. The result is a prospective map showing the different existing kinds of flood and the communities presenting higher risk.Key words: Flooding, Vulnerability, Dominican Republic, Risk, Diagnosis

1 Departamento de Suelos, CSIC-CCMA, Madrid, [email protected]. 2 Intermón Oxfam, Barcelona. 3 Grup RISKNAT Departament de Geodinàmica i Geofísica, Facultad de Geologia, Universitat de Barcelona, Barcelona

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INTRODUCCIÓNContexto del trabajoEste trabajo forma parte del proyecto: “Preparativos comunitarios ante de-sastres naturales en comunidades del Sur Oeste de la República Domini-cana” financiado por la AECID y coordinado por Intermón Oxfam.La zona de estudio tiene una extensión de 5345 km2 y una precipitación media de entre 700 y 1500 mm/a. Corresponde a la cuenca del río Yaque del Sur (Fig.1).

La finalidad del proyecto consiste en, a partir del “Marco de referencia para la Gestión de riesgos” (Thomas, 2009), obtener una disminución del riesgo mediante un incremento de la resilien-cia (Berkes, 2007). Se ha utilizado la siguiente definición de Riesgo (Thomas, 2009):

R=P x V/C(Donde R es el riesgo, P la amenaza, V la vul-nerabilidad de la comunidad afectada y C su ca-pacidad.)

Objetivos del trabajoLos objetivos de este trabajo son: i) Diagnóstico a escala general de la inundabilidad. ii) Diagnóstico de la vulnerabilidad y capacidad de las co-munidades presentes en el área de trabajo. iii) Selección, a partir de los diagnósticos, de las comunidades con las que se va a trabajar en detalle en el proyecto.

DIAGNÓSTICO DE LA INUNDABILIDADContexto Geográfico-GeológicoEl relieve de la zona está condicionado por la fosa tectónica de Enriquillo. La cuenca del río Yaque del Sur es en gran parte intramontañosa; su curso principal está encajado en el sustrato (principalmente calizas y margas) hasta el límite de la fosa, en la que el río vierte el sedimento modelando un gran abanico y por donde su cauce divaga hasta el mar Caribe. En los márgenes de la fosa, debido al fuerte cambio de pendiente, se generan nu-merosos conos de deyección.

Figura 1. Vista de la zona sur oeste de la República Dominicana en la que se indican los elementos geográficos más destacados


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Materiales y métodoSe ha trabajado con el método geomorfológico integrado (Furdada et al., 2008). Los pasos seguidos son: I) Obtención de todos los documentos de base disponibles (Tabla1). II) Análisis geomorfológico: Análisis de la fotografía aérea y documentos de base y reconocimiento de campo. En este análisis se han tenido en cuenta criterios expuestos en Ballais et al. (2005). III) Inte-gración de datos de inundaciones de referencia, incluyendo testimonios: En este caso se ha utilizado la tormenta tropical Noel (2007), evento extraordi-nario, ya que causó inundaciones generalizadas en el área, pero no extremo (no alcanzó la categoría de huracán). IV) Integración de los datos en una cartografía de síntesis. Este método, que incorpora todos los datos posibles en un contexto geomorfológico, resulta extraordinariamente útil debido a la escasez de datos hidrológicos y topográficos de detalle en la zona.

Tabla 1. Documentos de base utilizados para el estudio

DIAGNÓSTICO DE LA VULNERABILIDAD Y CAPACIDADPara el estudio de la vulnerabilidad y capacidad de las comunidades se ha seguido la Metodología de análisis del IFRC (1999), (Tabla 2).

Tabla 2. Factores considerados para el diagnóstico de la vulnerabilidad y la capacidad

Factores considerados

Vulnerabilidad

- Medios de subsistencia y su capacidad de resistencia

- Bienestar de las personas en términos de salud

- Autoprotección

- Protección social

- Gobernanza

Capacidad

- Capital humano

- Solidaridad comunitaria

- Conocimientos sobre la gestión de riesgo

- Disposición para participar en acciones de preparación y reducción de riesgo

Documento Escala Uso

Imágenes google earth Escala variable Observación a distintas escalas del área de estudio. Permite visión de conjunto y de detalle.

Fotografía aérea 1:44.000 (aprox.) Análisis geomorfológico en 3D.

Mapas topográficos 1:50.000 Determinación del contexto topográfico general, base para observaciones de campo.

Imágenes LANDSAT (NASA 2007) [en línea]) 1:100.000 Base para la cartografía de síntesis

de la zona de estudio.

332

Estos factores se han estimado numéricamente a partir de datos aporta-dos por las asociaciones contrapartes del Proyecto y por IO. Debido a las carencias de tipo “estructural” de los sistemas de gestión de riesgo a nivel nacional y local, se ha ponderado que el valor máximo de la Capacidad será menor o igual a 1/4 del valor máximo de la Vulnerabilidad. Estos datos se han utilizado en la selección de las comunidades.

RESULTADOS

Los resultados se presentan en un mapa prospectivo (Fig. 2). Se han di-agnosticado 3 tipos de procesos de inundación:I) En la parte encajada del río, las inundaciones sólo cubren el lecho ordinario. La afectación de las comunidades se debe a la socavación y erosión lateral de las terrazas bajas. II) En la zona de la fosa de Enriquillo las inundaciones son lentas y progresivas con permanencia de la lámina de agua después del even-to; las zonas de circulación preferente de agua (canales de riego, mean-dros abandonados) tienen mayor energía (mayor peligrosidad). III) En los márgenes de la fosa se dan procesos asociados a conos de deyección, de tipo “flash-flood”, que pueden afectar a toda la superficiede éstos. Por otro

I

III

Figura 2. Detalle del mapa prospectivo. Se observan los proce-sos I II y III en escala de grises. Los Puntos numerados son pun-

tos críticos. Los demás, comunidades según vulnerabilidad

II


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lado, de las 46 comunidades preseleccionadas, se han diagnosticado las 22 más vulnerables al riesgo. CONCLUSIONESEl método geomorfológico integrado es especialmente útil en zonas donde no se dispone de datos para utilizar otras metodologías. No obstante, éste se debe adaptar en cada caso a la información disponible, al objetivo, la escala y contenido del resultado.El mapa final es prospectivo: está orientado a la selección de las comuni-dades donde la necesidad de actuaciones es mayor. Para definir estrategias de mitigación se debe hacer una cartografía de mayor detalle para adaptar éstas a cada caso en particular.

Agradecimientos: Este trabajo no hubiera sido posible sin la colaboración de la AECID, Intermón Oxfam , CEAJURI, CIEPO IDDI e IDEAC.

BIBLIOGRAFÍA

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RECONSTRUCCIÓN DEL FLASH FLOOD DE SANTA TECLA (1874) EN EL RIO ONDARA (TÀRREGA, NE DEPRESIÓN DEL EBRO)

Tuset, Jordi1 , Balasch, J. Carles2 y Batalla, Ramon J.1,2

RESUMEN Mediante el uso de modelos hidráulicos, hidrológicos e información histó-rica se ha reconstruido el luctuoso episodio de la crecida del río Ondara en Tàrrega sucedido el 23 de septiembre de 1874 (conocido como riada de Santa Tecla). A partir del hidrograma reconstruido y de información sobre la saturación de los suelos de la cuenca se puede obtener el rango probable de lluvias que generaron el suceso. Palabras clave: Crecida de Santa Tecla, modelos hidrológicos

ABSTRACTA very heavy flash-flood occurred in Tàrrega in 1874 (Santa Tecla) has been reconstructed with hydraulic and hydrological modelling tools. Hydrograph obtained in the first approach and basin soil moisture information allows us to obtain the rain intensity range which originates the flash-flood.Key words: Santa Tecla flash-flood, hydrological modelling

INTRODUCCIÓNEl episodio de Santa Tecla constituye el suceso de riadas más catastrófico de la historia moderna del NE de la Península Ibérica (Barriendos y Rodrigo,

1Centre Tecnològic Forestal de Catalunya, Solsona. 2Departament de Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida, Lleida, España, [email protected]; [email protected]; [email protected]

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2006) y uno de los más notables de la cuenca mediterránea occidental. La noche del 22 al 23 de setiembre de 1874 se produjeron unas lluvias torren-ciales de origen convectivo, alimentadas desde el Este y con un claro efecto de barrera orográfica en la Cordillera Prelitoral Catalana, que generaron unas crecidas relámpago en las cuencas del Segre oriental (Ondara, Corb, Sió, Llobregós), Francolí, Siurana, Gaià y Anoia, causando la muerte de más de 570 personas, de las cuales más de 150 murieron en Tárrega y un total de unas 200 en el conjunto de la cuenca del río Ondara. A pesar de ser uno de los últimos sucesos de la época preinstrumental y, por tanto, de los que se desconocen datos medidos de precipitación y caudal, se han podido localizar algunos documentos escritos e informaciones limnimétricas que han permi-tido la reconstrucción hidráulica e hidrológica del episodio, estableciendo el caudal máximo instantáneo y la forma del hidrograma. Finalmente, se ha derivado la lluvia causante del suceso (Tuset, 2007). El conocimiento de la periodicidad y magnitud de las inundaciones históricas en las cuencas sin aforo es fundamental para la planificación coherente de su territorio.

INFORMACIÓN DE PARTIDAEn la ciudad de Tàrrega, situada en el curso bajo del río Ondara se dispone de diversas limnimarcas o marcas epigráficas en las calles de la ciudad que muestran el nivel máximo alcanzado por las aguas de Santa Tecla y que constituyen el punto de partida de las reconstrucción de la crecida. Además, el relato detallado de los hechos sucedidos aquella noche realizado por un vecino (Salvadó, 1875) permite disponer de información crucial sobre la evolución temporal de la crecida. Se cuenta también con la información de las fuentes arqueológicas locales para delimitar las secciones fluviales de Tàrrega hacia finales del s. XIX.

METODOLOGÍALa metodología aplicada tiene dos fases de ejecución. En la primera se de-termina el caudal máximo circulante con el uso de un modelo hidráulico uni-dimensional (HEC-RAS, USACE, 2006) que simula el flujo por el tramo fluvial urbano acotado por las limnimarcas (Fig. 1). Se han introducido la pendiente y la rugosidad del lecho y llanuras de inundación correspondientes a la épo-ca. En segundo lugar, se ha reproducido el comportamiento hidrológico de la cuenca (150 km2) y restablecido el hidrograma de la avenida en función de las características morfométricas de la cuenca del Ondara, de los previsi-bles usos del suelo y las cubiertas vegetales de la época y de la información horaria sobre el desarrollo de los hechos. La simulación se llevó a cabo con


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un modelo hidrológico de tipo global, en el cual la función de pérdidas es el Número de Curva (NC) del Soil Conservation Service y la función de trans-ferencia el Hidrograma Unitario Sintético Triangular del mismo centro (SCS, 1972). La avenida se propagó con el método de Muskingum-Cunge. La simu-lación se ha ejecutado con el software hidrológico HEC-HMS (USACE, 2006).

Figura 1. Sección fluvial del casco urbano de Tàrrega, con el puente gótico entonces existente (izquierda), donde se indi-ca el nivel máximo del flujo (8,84 m) obtenido a partir de la limnimarca situada en la calle de St. Agustí (derecha)

RESULTADOSLa altura máxima alcanzada por el agua sobre la sección de la calle de Sant Agustí de Tàrrega fue de 8,84 m (5,20 m sobre el cauce actual). El caudal punta necesario para alcanzar dicha cota fue de 983 m3/s (incrementados en 508 m3/s por el río Cercavins a la salida de Tàrrega), con una velocidad me-dia de 2,93 m/s. El caudal máximo específico de esta avenida resultó ser de 6,6 m3/s km2, el cual excede los registros de la curva envolvente para el pe-riodo de retorno de 500 años de la cuenca del Ebro. A partir de la información obtenida en varios lagares inundados durante el evento, la concentración de sedimentos en suspensión durante el pico de la avenida fue del 11,2 % (en volumen), característica de un flujo hiperconcentrado. El elevado nivel del agua alcanzado en la sección de control de Sant Agustí se explica por la exis-tencia de un puente gótico, descubierto recientemente bajo los sedimentos del cauce del río Ondara, que actuó de barrera hidráulica. Los resultados del modelo hidrológico indican que el volumen total de es-correntía superficial generada durante la crecida fue de 13,1 hm3, el coefi-ciente de escorrentía directa alcanzó el 35,5% y el tiempo de retardo fue de 3 horas. El descenso post-pico a caudales muy reducidos se produjo en el transcurso de menos de 12 horas (Fig. 2). Si se considera una humedad antecedente de los suelos de la cuenca muy

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escasa (condición I del NC), la lluvia total ascendería a 238 mm con una intensidad máxima mayor de 105 mm/h. Si la humedad previa fue de tipo intermedio (condición II del NC), sería necesaria una lluvia acumulada de 165 mm y una intensidad máxima de 74 mm. Para un escenario previo de la cuenca próximo a la saturación (condición III del NC), el más acorde con la información contemporánea recabada (Pleyán de Porta, 1945), la cuen-ca recibiría un total de 127 mm con una intensidad máxima de 43 mm/h (Fig. 2). Aplicando la función de valores extremos SQRT-ETmax (Etoh et al., 1987) a las series de lluvias regionales, la precipitación correspondiente a la condición II tendría un periodo de recurrencia de 1.000 años y la de con-dición previa húmeda, sería de 200 años.

Figura 2. Hietograma de lluvia y hidrograma de escorrentía superficial directa reconstrui-do durante la riada de Santa Tecla en Tàrrega para la cuenca saturada

Agradecimientos: A Oriol Saula (Museu Comarcal de Tàrrega) por su asesora-miento histórico y a Josep Lluís Ruiz-Bellet (DMACS-UdL) por los gráficos.

BIBLIOGRAFÍA

Barriendos, M. y Rodrigo, F.S. (2006): Study of historical flood events on Spanish Rivers using documentary data. Hydrological Sciences Journal 51(5), 765-783.

Etoh, T., Murota, A. y Nakanishi, M. (1987): SQRT-Exponential Type Distribution of Maximum. Hydrologic Frequency Modelling. En Singh, V.P. (ed): Proceedings of the International Symposium on Flood Frequency and Risk Analyses, 253-264.

Pleyán de Porta, J. (1945): Efemérides leridanas recogidas y ordenadas. En Sol, J. y Tarragó, J.A. (eds), Instituto de Estudios Ilerdenses, Lleida.

Tuset, J. (2007): Reconstrucció de l’aiguat de Santa Tecla en el riu Ondara a Tàrrega a partir de limnimarques i restes de dipòsits decantats. Pro-yecto Final de Carrera (ETSEA-UdL), inédito, 224 p.

Salvadó, J (1875): La rubinada de Santa Tecla de 1874 a Tàrrega. Ed. Facsímil de 1996. Ayuntamiento de Tàrrega, Natan Estudis, Tàrrega, 86 p.


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APLICACIONES LIDAR EN EL ESTUDIO DE LOS DESPRENDIMIENTOS DE ROCAS

PARA MEJORAR LOS ANÁLISIS DE PELIGROSIDAD

Vilaplana, Joan Manuel1, Abellán, Antonio2,1, Guin-au, Marta1, García, David1 y Calvet, Jaume1

RESUMEN Los desprendimientos de rocas constituyen un importante riesgo natural para la sociedad. El uso de tecnología Light Detection and Ranging (LIDAR) terrestre en la adquisición de datos para la caracterización de laderas y el análisis del fenómeno de los desprendimientos, aporta sustanciales mejoras para la evaluación de la peligrosidad asociada. Los primeros resultados de la investigación abarcan tres ámbitos complementarios: a) la caracteriza-ción y modelización geométrica del escarpe o ladera, dónde se ha caracte-rizado automáticamente las estructuras; b) la estimación de la magnitud (cálculo de volúmenes) y la frecuencia de los desprendimientos, a partir del monitoreo de escarpes y del análisis multitemporal de escáneres; c) la pre-dicción espacio-temporal. Se han detectado zonas de deformación previa a los desprendimientos (indicadores precursores de caída).Palabras clave: desprendimientos de rocas; Láser Escáner Terrestre (TLS); MDT 3D; monitoreo; detección de cambios; deformación precursora; pre-dicción.

1 Grupo RISKNAT, Instituto Geomodels, Departamento de Geodinámica y Geofísica, Universitat de Barcelona, Barcelona, España, [email protected]. 2 Institut de Géomatique et d’Analyse du Risque (IGAR), Faculté des Géosciences et de l’environnement, Université de Lausanne, Lausan-ne, Suiza, [email protected] , [email protected]

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ABSTRACTRockfalls pose a major natural hazard to society. The use of Light Detection and Ranging technology (LIDAR) in terrestrial data acquisition to characte-rize the slope and to analyze rockfall phenomena has substantially impro-ved hazard assessment. We present the first results of our work in three complementary fields: a) characterization and geometric modelling of scarp or rock slope, where we have characterized the structures automatically; b) the estimation of the magnitude (block volumes) and the frequency of landslides, from the rock face monitoring and the multitemporal scanners analysis; c) rockfall prediction. Prior deformation rockfalls zones have been detected (precursory indicators).Key words: rockfalls; Terrestrial Laser Scanner (TLS); 3D DTM; monito-ring; change detection; precursory deformation; prediction.

INTRODUCCIÓNLos desprendimientos de rocas son fenómenos geomorfológicos de gran impacto económico en zonas de montaña y, especialmente, en la red via-ria. La caracterización y la detección de los desprendimientos en laderas y escarpes rocosos mediante la utilización, tratamiento y análisis de datos obtenidos con un LIDAR (Light Detection and Ranging) permite sustanciales mejoras en los análisis de peligrosidad.El TLS (Terrestrial Laser Scanner) està representando una técnica muy in-novadora en el dominio de los sensores remotos. En la presente investi-gación se utilizó el modelo Ilris 3D de Optech. Este instrumento permite adquirir, a gran velocidad (2.500 puntos/segundo), las coordenadas del te-rreno en 3D con una precisión centimétrica y con gran resolución (función, principalmente, de la distancia de medida, de la reflectividad del material y del ángulo de incidencia). Con ello es posible la adquisición de una den-sa información geométrica del terreno en un corto periodo de tiempo. El TLS permite adquirir una cuarta variable correspondiente a la Intensidad (cantidad de energía) con la que el pulso láser es recibido. La Intensidad es función de la distancia, del ángulo de incidencia, de la humedad, del color y de la rugosidad del material. El alcance máximo del TLS en laderas natu-rales suele ser del orden de 600 a 700 metros. Estos avances tecnológicos están actualmente abriendo un gran abanico de posibilidades de TLS para visualizar en 3D, interpretar y modelizar diferentes procesos de la superficie de la Tierra. Este tipo de instrumental está siendo cada vez más empleado en la carac-


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terización de taludes y laderas rocosas (con la obtención de un MDT de alta resolución), así como en su vigilancia y seguimiento (monitoreo).En síntesis, los objetivos de la investigación presentada abarca 3 líneas de actuación: a) La caracterización geométrica 3D de laderas y escarpes; b) la caracterización morfométrica de los desprendimientos para determinar su magnitud y c) la caracterización espacio-temporal de los desprendimientos para su predicción.Los primeros resultados de la investigación presentada van en la línea de mejorar sustancialmente los análisis de peligrosidad y riesgo por despren-dimientos de rocas.

RESULTADOSDesde 2005 el grupo de investigación está desarrollando aplicaciones LIDAR a los desprendimientos de rocas. Una de ellas es la caracterización geomé-trica de la ladera rocosa y de sus estructuras geológicas (Abellán et al., 2006; Llopart et al., 2009). Recientemente, se está realizando la caracteri-zación automática de discontinuidades en granodioritas (Andorra la Vella) con la finalidad de determinar estructuras favorables a los desprendimien-tos (Guinau et al., 2009). En el contexto del Instituto Geomodels de la UB se ha elaborado un algoritmo y programas de cálculo para la caracterización automática de estructuras geológicas a partir de datos LIDAR (García-Sellés et al. 2009).También se han obtenido MDT de laderas rocosas que han permitido mejo-rar los resultados de los modelos de simulación de caídas de rocas, espe-cialmente en la precisión de trayectorias (Abellán et al., 2006). Se han caracterizado los cambios en la morfología del escarpe producidos por desprendimientos en distintas litologías como gneises, basaltos, mar-gocalizas y lutitas consolidadas (Blanchard et al., 2008, Rodríguez et al., 2009, Abellán, 2009). También en base a la detección de cambios en la la-dera, se ha efectuado la caracterización del fenómeno del desprendimiento. Se ha estimado su magnitud en función del volumen del material caído. Se ha determinado su distribución espacial y su ocurrencia en un período de tiempo dado, para distintos escarpes (Abellán, 2009).También se han obtenido buenos resultados en la detección de deformacio-nes de orden centimétrico y/o sub-centimétrico, precursoras de despren-dimientos en los escarpes de Castellfollit de la Roca (Girona) y Puigcercós (Lleida). La aplicación de este método en un desprendimiento de 50 m3 en Castellfollit de la Roca (Abril 2007) ha puesto de manifiesto su aplicación en

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la determinación de pequeñas deformaciones en casos reales. Sin embargo, la precisión del método es considerablemente inferior en laderas naturales que en condiciones “óptimas” simuladas: 6,4 mm frente a 1,3 mm, respec-tivamente (Abellán et al., 2009).La aplicación de esta técnica en el escarpe de Puigcercós ha permitido la detección de cuatro zonas con la existencia de deformación precursora cre-ciente para la predicción de nuevos desprendimientos. La posibilidad de conocer de antemano la localización espacial de futuros desprendimientos y su relación con la predicción del momento de la rotura, nos debería llevar a desarrollar un protocolo de predicción espacio-temporal de aplicación en los sistemas alerta temprana.

Agradecimientos: Este estudio ha sido financiado por los proyecto MEC “DALMASA” (CGL2006-06596/BTE), TopoIberia CSD2006-0004/Consolider-Ingenio2010 y de 2009-SGR-520.

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